hidrogeologia do algarve central - lneg.pt · carlos alberto da costa almeida hidrogeologia do...
TRANSCRIPT
Carlos Alberto da Costa Almeida
HIDROGEOLOGIA do
ALGARVE CENTRAL
DISSERTAÇÃO APRESENTADA À UNIVERSIDADE DE LISBOA PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE DOUTOR EM GEOLOGIA, NA ESPECIALIDADE DE HIDROGEOLOGIA
Lisboa 1985
A meus pais
A minha mulher e filha
ÍNDICE
PREFÁCIO VI
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO 1
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA
2.1 Enquadramento geológico e evolução da Orla Algarvia 62.2 Litostratigrafia
2.2.1 Formação de Mira (Viseano-Namuriano) 12
2.2.2 Formação dos Grés de Silves (Triásico Superior-Hetangiano) 16
2.2.3 Calcários e Dolomitos da Picavessa (Liássico) 20
2.2.4 Calcários do Guilhim (Dogger/Batoniano ?) 22
2.2.5 Margas do Telheiro (Dogger/Caloviano) 22
2.2.6 Margas e Calcários Margosos do Peral (Malm/Oxfordiano - Kimeridgiano) 23
2.2.7 Calcários e Dolomitos do Escarpão (Kimeridgiano-Portlandiano) 24
2.2.8 Arenitos de Sobral (Berriasiano - Valanginiano Inferior 28
2.2.9 Arenitos de Troto (Hauteriviano terminal (?) – Barremiano) 29
2.2.10 Margas e Calcários Margosos de S. João da Venda
(Barremiano - Apciano) 29
2.2.11 Calcários Lumachélicos da Praia da Rocha (Burdigaliano) 30
2.2.12 Formações detríticas mio-plio-quaternárias 32
2.2.13 Outras formações mio-pliocénicas 352.3 Tectónica 37
CAPÍTULO 3 - GEOMORFOLOGIA
3.1 Rede hidrográfica 3.2 Morfologia cársica 47
3.2.1 Calcários e dolomitos da Picavessa 57
3.2.2 Calcários e Dolomitos do Escarpão 63
IV
CAPITULO 4 - CLIMATOLOGIA
4.1 Precipitação 4.1.1 Tratamento dos dados 714.1.2 Cálculo da precipitação média caida na bacia 774.2 Temperatura 804.3 Evapotranspiração 814.4 Infiltração 974.5 Balanço hídrico e recursos hídricos totais 105
CAPITULO 5 - HIDROGEOLOGIA
5.1 Comportamento hidrogeológico das formações 1115.2 Aspectos particulares da circulação em aquíferos cársicos 1145.3 Unidades hidrogeológicas
5.3.1 Unidade Tor-Silves
5.3.1.1 Inventário de pontos de água 1225.3.1.2 Caudais 1235.3.1.3 Parâmetros hidráulicos 1255.3.1.4 Ensaios de bombeamento 1255.3.1.5 Curvas de esgotamento de nascentes cársicas 1335.3.1.6 Caracteristicas físico-químicas das águas 1375.3.1.7 Funcionamento da Unidade 1585.3.2 Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira 5.3.2.1 Inventário de pontos de água 1635.3.2.2 Caudais 1635.3.2.3 Parâmetros hidráulicos 1665.3.2.4 Ensaios de bombeamento 1665.3.2.5 Caracterização pelo efeito de maré 1765.3.2.6 Características físico-químicas das águas 1885.3.2.7 Funcionamento da Unidade 2045.3.3 Unidade Boliqueime-Quarteira 5.3.3.1 Inventário de pontos de água 2155.3.3.2 Caudais 2155.3.3.3 Ensaios de bombeamento 2165.3.3.4 Características físico-químicas das águas 223
V
5.3.3.5 Funcionamento da Unidade 2385.3.4 Unidade Campina de Cima-Amendoeira 5.3.4.1 Inventário de pontos de água 2425.3.4.2 Características físico-químicas das águas 243
CAPÍTULO 6 – HIDROQUÍMICA DOS AQUÍFEROS CARBONATADOS
6.1 Considerações teóricas 2446.2 Equilíbrio em relação aos carbonatos das águas do
Algarve Central 2636.3 A dissolução dos carbonatos e a carsificação 276
CAPITULO 7 - APLICAÇAO DA ANALISE FACTORIAL À HIDROQUIMICA
7.1 Fundamentação teórica 283
7.2 Interpretação dos resultados 286
CAPITULO 8 – CONCLUSÕES 313
BIBLIOGRAFIA 318
SIGNIFICADO DOS SIMBOLOS UTILIZADOS NO CAPITULO 5 332
VI
P R E F A C I O
O presente trabalho não teria sido possível sem o apoio de algumas pessoas
e entidades a quem me apraz expressar o mais profundo reconhecimento.
Ao Professor CARLOS ROMARIZ, que em boa hora sugeriu o tema de
dissertação dando-me, assim, oportunidade de estudar uma das regiões mais
interessantes do país, sob o ponto de vista hidrogeológico, agradeço a orientação, o
constante estímulo e a confiança que sempre me incutiu.
Agradeço, ainda, as diligências que empreendeu no sentido de me
proporcionar os meios materiais que tornaram possível a efectivação dos trabalhos
de campo e de gabinete, bem como as que me permitiram contactar com colegas e
instituições estrangeiras.
Por último, quero agradecer a inestimável ajuda na revisão do texto, bem
como as críticas e sugestões que contribuiram para o seu enriquecimento.
Aos Professores CLAUDE DROGUE e FERNANDEZ-RUBIO agradeço a
forma afectuosa com que sempre me acolheram bem como as valiosas críticas e
sugestões que fizeram a alguns aspectos do meu trabalho.
Ao Professor MILAN HERAK, Dr. PETAR MILANOVIĆ e Dr. ANTE šARIN
agradeço a oportunidade que me deram de contactar com diversos especialistas e
de visitar alguns dos locais mais importantes do Carso jugoslavo.
Ao Professor ANTONIO PULIDO BOSCH agradeço as sugestões feitas em
relação à estrutura do texto.
VII
Ao colega MANUEL OLIVEIRA DA SILVA, com quem frequentemente discuti
aspectos relativos à hidrogeologia do Algarve, agradeço o constante estímulo e a
prestimosa ajuda na execução gráfica do texto.
O Instituto Nacional de Investigação Científica, através do Centro de Geologia
da Universidade de Lisboa, patrocinou as actividades de investigação que
conduziram a este trabalho.
Ao Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências de Lisboa devo os
meios humanos e as facilidades materiais que tornaram possível a execução deste
trabalho.
Ao Laboratório de Técnicas Físico-Químicas Aplicadas à Mineralogia e
Petrologia da Junta de Investigações Científicas do Ultramar e em especial à Engª
Maria Inês Moreira de Sousa, agradeço as facilidades concedidas na utilização do
laboratório de análises.
Aos Serviços Culturais da Embaixada de França e ao Governo Espanhol devo
a concessão de bolsas de estudo.
Os meus agradecimentos ao Professor ANTONIO M. GALOPIM DE
CARVALHO que acedeu a acompanhar-me nalgumas jornadas de campo e ao
Professor CARLOS ALBERTO DE MATOS ALVES que classificou algumas lâminas
delgadas de rochas eruptivas.
Agradeço ao colega MÁRIO LOURENÇO DA SILVA pela colaboração
prestada nos trabalhos de campo e na revisão do texto.
Ao colega SILVERIO PRATES agradeço a ajuda prestada no estudo
microscópico de algumas lâminas delgadas bem como as informações relativas a
aspectos da geologia do Cretácico algarvio.
À colega TERESA PALÁCIOS PEREZ agradeço a colaboração que prestou
na elaboração de alguns programas de computador bem como a cedência de outros
de sua autoria.
Os meus agradecimentos aos colegas JOSÉ ANTÓNIO CRISPIM ALVES e
JOSE MADEIRA pela colaboração nos trabalhos de campo.
VIII
Aos colegas ANTONIO PORTUGAL, LEITÃO DE FREITAS e ANTÓNIO
CARMONA, agradeço a forma cordial como sempre me receberam e a cedência de
dados relativos ao nivelamento de pontos de água.
Ao Professor ANTONIO DE ANDRADE AFONSO agradeço as informações
que me prestou sobre os trabalhos geofísicos efectuados na área da minha
dissertação.
Um agradecimento especial a MARIA DUARTE cuja competência e dedicação
muito contribuiram para a publicação deste trabalho.
Uma palavra de agradecimento a todos que, duma forma ou outra,
contribuiram para este trabalho: OTÍLIA SILVA que executou análises de águas e
colaborou na execução gráfica do texto; DOMINGOS DE SOUSA e CARLOS SILVA
que colaboraram nos trabalhos de campo; MADALENA LISBOA e MARGARIDA
FERNANDES que executaram alguns desenhos; CARMEN DIEGO que colaborou
na dactilografia.
Ao meu amigo JOSÉ FLORES agradeço o arranjo gráfico da capa.
Quero aqui invocar a memória do saudoso amigo e colega RUI MIGUEIS,
com quem várias vezes tive ocasião de discutir problemas relacionados com a
hidrogeologia do Algarve, que amavelmente me cedeu dados referentes a análises
de águas colhidas na minha área de trabalho.
Recordo também o Professor STJEPAN MIKULEC, tragicamente
desaparecido, que com imensa simpatia me recebeu em Sarajevo tendo-me
proporcionado algumas excursões de grande interesse ao Carso jugoslavo.
Para terminar, um agradecimento especial a minha mulher pela compreensão
e apoio que sempre me dispensou ao longo destes anos.
CAPÍTULO 1
I N T R O D U Ç Ã O
O Algarve, mercê de clima privilegiado, desenvolveu-se notavelmente nas
últimas décadas. A economia da província assenta fundamentalmente na indústria
turística e na agricultura.
Este desenvolvimento só foi possível pela existência de águas subterrâneas,
cuja exploração permitiu a expansão extraordinária das culturas de regadio e tornou
possível uma intensa ocupação urbana na zona litoral.
A importância das águas subterrâneas, em termos económicos e humanos,
pode ser aquilatada comparando o desenvolvimento do Barrocal algarvio com o que
apresentava poucos anos atrás. A charneca alternando com a cultura da alfarrobeira
e da amendoeira, foi substituída por vastos pomares de citrinos, por hortas ou por
estufas onde se cultivam as novidades.
O Algarve testemunha assim, a importância das águas subterrâneas na vida
duma região.
Um recurso tão fundamental como a água deve ser devidamente conhecido
para que se saiba com o que contar e para que a sua gestão e protecção se possa
fazer correctamente. Tal só é possível com o conhecimento tão completo, quanto
possível, dos aquíferos.
De facto, a exploração incontrolada das águas subterrâneas pode conduzir a
situações de rotura, com consequências imprevisiveis, pondo em causa a viabilidade
-2-
de empreendimentos, com todas as implicações económicas e sociais daí
decorrentes.
Conhecem-se bem os perigos fundamentais da exploração incontrolada dos
aquíferos:
- Esgotamento das reservas hídricas. Alguns aquíferos do Algarve estão
sujeitos a regimes de sobreexploração denunciados pela descida continua dos niveis
piezométricos;
- Invasão progressiva dos aquíferos pelas águas do mar, em regiões
costeiras. Essa invasão resulta igualmente de sobreexploração, pois a posição da
interface água doce - água salgada é controlada pelos niveis piezométricos da
primeira. Além da invasão generalizada pela água salgada, podem dar-se casos de
salgamento de captações devido à formação de empolamentos da interface, sob
aquelas;
- Modificações da qualidade da água devido às actividades agrícolas. Elas são
devidas fundamentalmente à irrigação, que aumenta o conteúdo salino das águas,
em consequência da concentração dos sais no solo e do posterior arraste pelas
águas infiltradas, sobretudo grave em regiões de evapotranspiração intensa, como o
Algarve, e introduz nos aquíferos substâncias poluentes (pesticidas, etc.) ou
aumenta até níveis incomportáveis o teor de certos iões como o , o SO , etc.
Casos de aumentos preocupantes foram já detectados, sobretudo na região de Faro
(Silva e Almeida, 1983).
−3NO −2
4
Contribuir para o conhecimento da hidrogeologia algarvia foi o objectivo de
uma das linhas de investigação do projecto "Recursos geológicos de Portugal", que
se insere no conjunto de projectos de investigação do Centro de Geologia da
Universidade de Lisboa, subsidiados pelo I.N.I.C.. O referido projecto é dirigido pelo
Prof. Doutor Carlos Romariz a quem se deve, fundamentalmente, um conjunto de
acções que permitiu a consecução do objectivo proposto, materializada em diversos
trabalhos publicados, ou em publicação, nos quais o presente se inclui. Desses
trabalhos destaca-se a primeira dissertação de doutoramento, sobre tema de
hidrogeologia, realizada em Portugal (Silva, M. O., 1984).
-3-
Fig. 1.1 – Situação geográfica da área estudada
-4-
A região que constitui objecto de estudo do presente trabalho situa-se no
Algarve Central e coincide aproximadamente com a bacia hidrográfica da Ribeira de
Quarteira (Fig. 1.1).
A área estudada corresponde aproximadamente a 600 km2 e está coberta
pelas folhas 587, 588, 596, 597, 598, 605 e 606 da Carta Militar de Portugal, na
escala 1/25 000, editada pelos Serviços Cartográficos do Exército.
A região inclui grande variedade de aspectos geológicos, hidrogeológicos e
geomorfológicos. A Norte encontra-se a Serra algarvia, constituída por xistos e
grauvaques carbónicos. E uma região de relevo movimentado, com agricultura
escassa, dada a pobreza do solo e a ausência de águas subterrâneas.
A parte central é ocupada pelo Barrocal, região constituída essencialmente
por rochas carbonatadas jurássicas. É uma região de relevo relativamente suave,
fortemente condicionado pela tectónica. As colinas calcárias estão cobertas, em
grande parte, por vegetação mediterrânica onde se inclui o medronheiro (Arbutus
unedo L.), o carrasco (Quercus coccifera L.), o lentisco (Pistacia lentiscus L.), a
palmeira anã (Chamaerops humilis L.), o tomilho (Thymus vulgaris L.), as estevas
(Cistus sp.), lado a lado com a alfarrobeira, a oliveira, a amendoeira, etc.
As depressões cársicas, cobertas por terra rossa, são objecto de agricultura
intensiva, em que as culturas de sequeiro têm vindo a ceder o lugar a culturas de
regadio, graças ao recurso cada vez mais generalizado à captação de águas
subterrâneas.
Para Sul, o Barrocal dá lugar ao Algarve litoral, região aplanada, cuja altitude
não ultrapassa, em geral, os cento e poucos metros.
Esta região é ocupada, em grande parte, por rochas terciárias, destacando-se
as rochas carbonatadas miocénicas e os depósitos detríticos pliocénicos. A
ocupação humana é intensa pois é nessa região que se concentram as
infraestruturas turísticas e a agricultura desenvolvida. E, pois, uma região de
grandes consumos de água, que não cessam de aumentar.
O objectivo do presente trabalho foi definir e caracterizar as diversas unidades
hidrogeológicas presentes na região referida.
-5-
Procurou-se fazer a caracterização das unidades hidrogeológicas em termos
de geometria, características hidráulicas, características hidroquímicas das águas e
funcionamento.
Começou-se por estabelecer uma escala litostratigráfica adequada aos
objectivos propostos e elaborar cartografia, baseada naquela escala. De facto, ao
contrário do Algarve ocidental, cujo estudo já tinha sido objecto de uma dissertação
que incluía cartografia geológica, na escala 1/50 000 (Rocha, 1976), não existia
cobertura geológica apropriada a estudos de hidrogeologia no Algarve central e
oriental. Também a bibliografia geológica regional é muito escassa.
O inventário de pontos de água, foi muitas vezes uma tarefa frustrante, dado o
desconhecimento frequente, por parte dos proprietários, das características dos
terrenos atravessados pelas sondagens, dos caudais extraídos, etc.. Assim, grande
acervo de informações, foi perdido por falta de estruturas e legislação adequadas. A
situação conheceu uma melhoria nos últimos anos graças à obrigatoriedade de
licenciamento das novas captações, mas a falta de relatórios geológicos de
sondagens mantém-se, perdendo-se assim inúmeras informações.
Na caracterização hidráulica das unidades hidrogeológicas recorreu-se,
fundamentalmente, a ensaios de caudal e ao estudo da propagação das flutuações
de maré nos aquíferos. Também esta tarefa esbarrou com inúmeras dificuldades,
dada a raridade de locais apropriados para a sua execução, em condições
minimamente aceitáveis.
A caracterização hidroquímica das águas subterrâneas foi efectuada com
base em amostragem colhida em várias épocas, abrangendo todas as unidades
definidas.
Nesta fase dos estudos apenas se recorreu à determinação dos elementos
maiores e de alguns parâmetros fisico-qumímicos. No entanto, deram-se os
primeiros passos no sentido de caracterizar a distribuição de alguns oligoelementos.
A caracterização das unidades hidrogeológicas em termos de funcionamento,
baseou-se fundamentalmente no estudo da piezometria. Este permite definir as
condições de fluxo, a reacção dos aquíferos aos estímulos exteriores, contribuindo,
igualmente, para caracterizar o tipo de relações entre as unidades hidrogeológicas.
CAPÍTULO 2
G E O L O G I A
2.1 Enquadramento geológico e evolução da Orla Algarvia
A região estudada inclui terrenos pertencentes a duas unidades geotectónicas
diferentes: Maciço Hespérico e Orla Meridional ou Algarvia.
A norte afloram terrenos de fácies marinha dispostos em sucessão tipo flysch,
de idade carbónica, fazendo parte da Zona Sul Portuguesa. Esta, por sua vez, faz
parte do Ramo Ibérico da Cadeia Hercínica, constituindo a região externa SW do
Arco Ibero-armoricano daquela cadeia (Ribeiro et al.,1979).
Os terrenos carbónicos constituem o substrato geral sobre o qual se
depositaram sedimentos mais modernos, de idades e fácies variadas que, no seu
conjunto, constituem a chamada Orla Meridional ou Algarvia.
Os terrenos carbónicos, de natureza essencialmente xisto-grauváquica,
formam dobras apertadas, com xistosidade de plano axial e vergência
progressivamente acentuada para SW, à medida que se avança naquela direcção
(Julivert et al., 1974, Ribeiro et al., 1979).
A zona Sul Portuguesa tem deformação menos intensa e mais tardia do que
as zonas internas da Cadeia Hercínica e nela o metamorfismo e o magmatismo
sinorogénico são menos acentuados (Ribeiro et al., 1979).
Na Zona Sul Portuguesa a fase principal de deformação é, pelo menos, pós-
Vestefaliano A, visto existir continuidade sedimentar entre o Devónico e o Carbónico
linebreack
-7-
(Vestefaliano A) (Julivert et al., 1974). Por outro lado os primeiros terrenos
conhecidos, nitidamente pós-orogénicos, embora também eles ligeiramente
deformados, são os de Santa Suzana, datados do Vestefaliano D.
Um importante levantamento regional tem sido apontado como responsável
pela ausência quase total de todo o Pérmico e grande parte do Triásico e, ainda,
pela intensa erosão que, segundo Palain, in Mougenot et al.(1979), no Trias
superior tinha já decapado a cobertura dos granitos porfiroides tarditectónicos.
Têm sido avançadas duas explicações para o referido levantamento:
- no Pérmico, após uma última fase de compressão importante que afectou a
parte ocidental de Portugal, conclui-se a edificação da Cadeia Hercínica. Na zona de
colisão deu-se a elevação da crusta por reajustamento isostático (Ribeiro, in
Mougenot et al., 1979).
- A partir do Pérmico, deu-se importante extensão, precedendo a abertura da
Mesogeia, que provocou um aquecimento da litosfera e sua intumescência (doming)
(ibidem).
A esta fase de empolamento segue-se uma fase de distensão durante o
Triásico superior e o Liássico.
Os primeiros depósitos mesozóicos são de natureza continental e incluem
principalmente conglomerados, mais ou menos grosseiros, arenitos e siltitos que
têm, em geral, cor vermelha característica.
Àqueles depósitos seguem-se calcários dolomíticos e evaporitos que indicam
o início da invasão da bacia pelo mar. Segundo Jansa e Wade (1975) a presença de
evaporitos nas bacias Algarvia, Lusitânica e da Aquitânia testemunha a extensão
para oeste do mar de Tetis, durante o fim do Triásico.
Uma flexura importante (Sagres-Alportel) de direcção ENE-WSW, situada
provavelmente na continuação da flexura de Quadalquivir (Rocha, 1976), divide a
bacia num domínio a norte onde a sedimentação tem carácter mais terrígeno e a
deposição de evaporitos está reduzida a pequenas bancadas de gesso e outro a sul,
onde se depositou espessa série evaporitica com gesso e salgema.
Uma importante actividade ígnea está relacionada com a distensão atrás
referida, e com o rifting subsequente. Em vários locais estão assinaladas escoadas
-8-
de carácter toleítico, filões, brechas e vulcanoclastitos (Romariz et al., 1976;
Romariz et al., 1979). Esta actividade é comparável à que se desenvolve em
Espanha, Marrocos e no leste dos EUA (Dewey et al., 1973; Manspeizer et al., 1978; van Houten, 1977).
A continuação da subsidência permitiu uma abertura ao mar cada vez mais
acentuada. No Sinemuriano já a Bacia Algarvia constitui uma vasta plataforma onde
se deposita um complexo carbonatado que compreende, essencialmente, calcários
dolomíticos e dolomitos. Os limites desta unidade são provavelmente heterócronos
(Rocha, 1976).
A transgressão prossegue com deposição de calcários e calcários margosos
com amonoides a ocidente, culminando com as formações pelágicas do Caloviano
que afloram no núcleo de algumas estruturas diapíricas a sul da flexura Sagres-
Alportel.
A lacuna do Oxfordiano inferior, ou mesmo do Caloviano superior, no Algarve
Central (Rocha e Marques, 1979) assinala uma regressão a que se segue a
transgressão do Oxfordiano médio. A base deste andar está representada por um
nível conglomerático contendo localmente fósseis e nódulos fosfatados, alguns
retomados de unidades anteriores.
Apenas no Algarve Central se conhecem depósitos, tipo bacia, com
cefalópodes, que se iniciam no Oxfordiano médio (?) (Rocha e Marques, 1979). A
sedimentação daquele tipo prossegue no Kimeridgiano inferior. A partir de então, no
Algarve Central, a fácies muda para sedimentação de menor profundidade,
representada por calcários com estromatoporídeos, calcários coralinos, calcários
oolíticos e pisolíticos. Esta série inicia-se por um conglomerado com elementos de
quartzo ou, localmente, de calcário.
A fase de rifting assinalada na Orla Ocidental, no Jurássico superior
(Mougenot et al., 1979), parece não estar representada no Algarve, embora a
existência de um cortejo filoneano no Algarve Ocidental (norte do Cabo de
S.Vicente) possa ser considerada uma réplica tardia da referida fase.
Movimentos orogénicos no limite Jurássico-Cretácico estão na origem de
importantes variações laterais de fácies e diversas descontinuidades sedimentares
(Rey, 1983, Berthou et al., 1983) e são, ainda, responsáveis pela individualização
-9-
de um domínio de sedimentação no Algarve Oriental com fácies de maior
profundidade e outro no Algarve Central e Ocidental com fácies menos profunda
(Rey, 1983).
Uma regressão, provavelmente de origem eustática, é responsável pela
deposição de sedimentos de fácies fluvial e deltaica, wealdeana (Berthou et al., 1983).
A esta fase segue-se uma subsidência progressiva, que afecta sobretudo o
Algarve Oriental, durante a qual se depositou espessa série de sedimentos marinhos
coroados pelos calcários subcristalinos de Pão Branco que têm sido atribuídos quer
ao Cenomaniano (Rey, 1983) quer ao Albiano (Berthou et al., 1983).
A actividade tectónica responsável pelas oscilações que se acabaram de
referir poderia ser resultante do início de um limite de placa de acreção-
transformação formando as margens NE e W da Placa Ibérica com um ponto triplo a
SW da mesma (Dewey et al., 1973). Ribeiro et al. (1979) também se referem à
existência de um ponto triplo com a mesma localização, mas situam-no no Malm.
Este explicaria o estilo tectónico do Algarve Ocidental com flexuras e falhas em
"teclas de piano" segundo as direcções N-S e E-W, traduzindo um estado de tracção
da crusta segundo duas direcções principais (ibidem, 1979).
A rotação da Península Ibérica, no final do Cretácico, devido à abertura do
Golfo de Gasconha poderia estar na origem da implantação dos Maciços
subvulcânicos de Sintra, Sines e Monchique (Ribeiro et al., 1979). Provavelmente
na mesma altura deu-se a instalação dos filões e chaminés vulcânicas que cortam o
Jurássico superior (Peral, Esteiramantens, etc.) e o Cretácico (Moita Redonda,
Ferrarias, etc.).
Não se conhecem terrenos bem datados que correspondam ao período que
medeia entre a deposição dos calcários subcristalinos de Pão Branco, que
constituem a formação mais alta do Cretácico do Algarve, como foi referido, e a
transgressão miocénica.
Alguns terrenos, que pelo seu carácter mais ou menos azóico e pela
dificuldade em estabelecer com rigor as suas relações geométricas com os terrenos
-10-
circundantes, não tem sido possível datar, poderiam eventualmente corresponder ao
Paleogénico, como acontece com o conglomerado grosseiro com calhaus de arenito
cretácico, a Sul de Algoz e o conglomerado da Guia que parece corresponder a uma
extensão do anterior, etc.
As formações de idade miocénica ocupam actualmente uma extensão
relativamente grande, embora inferior à que teriam tido inicialmente, a avaliar pelos
numerosos retalhos dispersos.
As formações marinhas iniciam-se por depósitos carbonatados que ocupam a
faixa litoral que se estende entre Lagos e Olhos de Água (Albufeira) constituindo
uma plataforma de altitude sensivelmente constante, à volta de 50 m, coberta
irregularmente por depósitos detríticos mais modernos. Esta formação foi atribuída
ao Helveciano por Choffat (1950) e outros autores (Ferreira, 1951; Rocha, 1971).
Recentemente a sua idade foi revista por Antunes et al. (1981) e Pais (1982) que a
atribuem ao Aquitaniano (?) e Burdigaliano.
Uma oscilação marinha regressiva foi responsável pela erosão e carsificação
desta formação que, posteriormente, foi coberta por uma série essencialmente
detrítica de fácies continental (Romariz et al., 1979) com intercalação marinha, onde
foi colhida fauna que permitiu Antunes (1979) atribuir esta série ao Langhiano
Serravaliano.
Ainda de fácies marinha há que referir as formações de Mem Moniz
depositadas em bacia subsidente interior onde também se depositaram outros
terrenos de fácies lacustre (Romariz et al., 1979, Pais, 1982).
As formações mais altas afloram no Algarve Oriental (Cacela) e são
constituídas por camadas detríticas cuja fauna permitiu considerá-las do Tortoniano
terminal e Messiniano (Pais, 1982).
Os depósitos culminantes que correspondem ao Quaternário são de natureza
essencialmente detrítica apresentando a sua maior extensão junto do litoral. Entre
eles conhecem-se areias vermelhas, brancas e de duna, aluviões e terraços.
No interior são sobretudo importantes os depósitos de terra rossa que cobrem
o fundo de algumas depressões cársicas, e, localmente, alguns terraços e aluviões
fluviais.
-11-
2.2 Litostratigrafia
Os trabalhos sobre a Geologia do Algarve, publicados até ao início dos
nossos estudos em 1976 são em número relativamente reduzido.
A cartografia geológica mais pormenorizada existente até àquela data era a
fornecida pela Carta Geológica do Algarve na escala 1:100 000 (edição provisória)
da responsabilidade dos S.G.P.
De entre os trabalhos sobre a estratigrafia e a tectónica do Algarve destacam-
-se os de C. Bonnet (1850), P. Choffat (1887), J. Pratsch (1958) e, mais
recentemente, R. B. Rocha (1976), que se ocupou da estratigrafia e paleontologia
do Jurássico do Algarve Ocidental. Este autor inclui no seu trabalho uma síntese das
obras publicadas anteriormente.
Nos últimos anos, os estudos sobre a Geologia e Estratigrafia do Algarve
conheceram um notável incremento destacando-se os trabalhos de C. Palain
(1976), sobre as unidades de base do Mesozóico, B. Marques (1983), que se ocupa
do Oxfordiano e Kimeridgiano do Algarve Oriental, Antunes et al. (1981) que
revêem o Miocénico Algarvio e propõem novas unidades, Berthou et al. (1983) e
Rey (1983) que sintetizam os conhecimentos actuais sobre a estratigrafia do
Cretácico algarvio.
Devem mencionar-se, também, os relatórios da Companhia Portuguesa de
Petróleos (C.P.P.) da autoria de P. Riché (1962) e B. Parant (1963), ainda que
inéditos.
De entre os autores que se ocuparam da morfologia do Algarve destacam-se
Lautensach (1937), Gouveia (1938) e Feio (1951) em cujos trabalhos se encontram
também referências à geologia e tectónica algarvias.
Nos últimos anos vieram a público muitos trabalhos, quase sempre de índole
mais especializada, versando problemas estratigráficos, paleontológicos,
hidrogeológicos, etc. Alguns desses trabalhos serão referidos em devido tempo.
Os trabalhos de reconhecimento geológico levados a cabo pela equipa do
Centro de Geologia da Universidade de Lisboa contribuíram para melhor
conhecimento da Geologia algarvia, destacando-se a descoberta de: importantes
episódios vulcano-sedimentares (Romariz et al., 1976, Romariz et al., 1979), de
linebreack
-12-
uma nova fácies do Miocénico (Romariz et al., 1979), de uma jazida de vertebrados
de importância decisiva para a datação de uma formação miocénica (Romariz et al., 1979) e de uma formação paleozóica "pós-tectónica" (Almeida e Carvalho,
1983), etc.
Quando se iniciaram os trabalhos para o estudo hidrogeológico do Algarve
central tornou-se de imediato evidente a necessidade de elaborar uma escala
litostratigráfica adequada aos objectivos propostos. Foi necessário realizar,
igualmente, uma cartografia em escala apropriada (1:50 000), usando as unidades
litostratigráficas definidas previamente.
As unidades adoptadas que serão descritas seguidamente, foram
representadas numa coluna litostratigráfica sintética (Fig. 2.1).
2.2.1 Formação de Mira (Viseano-Namuriano)
Esta unidade constitui o substrato geral das formações mesozóicas algarvias,
para leste de S. Bartolomeu de Messines.
O contacto faz-se por discordância angular, bem visivel por exemplo em
Cardosal (1500 m a N de Querença) ou é tectónico.
Esta unidade é constituída por uma sucessão espessa de xistos argilosos e
grauvaques, em leitos alternantes. As rochas de outros tipos têm escassa
representação e não foram observadas na região estudada.
A presença de Goniatites granosus, na base da formação e de Reticuloceras
superbilingue nas camadas terminais, permitem situá-la entre o topo do Viseano e o
Namuriano Superior (Oliveira et al., 1979, Oliveira, 1983).
Estes terrenos encontram-se fortemente tectonizados dispondo-se em dobras
apertadas, intensamente falhadas e recortadas por filões de quartzo.
O metamorfismo que afecta esta unidade é de grau muito baixo, não
ultrapassando a fácies zeolítica (Munhá, J., 1983).
O contacto com os terrenos mesozóicos é muitas vezes anormal, assinalando-
-se cavalgamentos perto de Querença, Clareanes, etc.
Apenas num local (2 km a leste de Tor) se observou uma formação de idade
provavelmente paleozóica localizada entre a Formação de Mira e o mesozóico.
-13-
Fig. 2.1 – Coluna litostratigráfica sintética
-14-
As dimensões do afloramento são muito reduzidas e as relações com os
terrenos sobrejacentes são pouco claras, pois o vale da Ribeira de Algibre
interrompe a sequência.
A sucessão ali observada é a seguinte (Almeida e Carvalho, 1983):
1- xistos argilosos e grauvaques com atitude N10W, 65 NE
2a - conglomerado compacto de cor escura
2b - arenito cinzento, com intercalação de material pelitico (atitude N50W,
35SW)
3 - rocha eruptiva básica, separada das camadas anteriores por uma
superfície irregular (lacuna de erosão ?)
interrupção devido à passagem da Ribeira de Algibre
4 - rocha eruptiva básica
5 - calcários folhetados e dolomitos em bancadas espessas (AB3 de Palain,
1976)
6 - complexo vulcano-sedimentar (Fig. 2.2).
Fig. 2.2 – Perfil geológico esquemático entre a estrada Tôr-Querença e Quinta da Umbria. (1)
Formação de Mira; (2) Conglomerados e arenitos “pós-tectónicos”; (3) Rocha eruptiva básica;
(4) Dolomitos (AB3); (5) Complexo vulcano-sedimentar
-15-
Embora a rocha eruptiva básica pareça assentar sobre uma superfície de
erosão, não se exclui a hipótese de se tratar de uma soleira. Esta hipótese é, aliás,
mais conforme com a petrografia da rocha básica existente na margem esquerda da
Ribeira do Algibre (Quinta da Umbria): rocha granular de tipo gabro, essencialmente
plagioclásica e augítica, aparentemente sem feldspatóides (*).
No entanto, a referida interrupção não permite afirmar com segurança se se
trata da mesma rocha numa e noutra margem.
O conglomerado (2a) de matriz arenitica é constituído por clastos rolados de
quartzo filoneano, de quartzito, de microquartzito, de grauvaque e de xisto.
O arenito (2b) é de grão fino a médio, essencialmente quártzico com grãos
rolados e subrolados. O cimento é constituído por um cherte algo limonítico
(Almeida e Carvalho, 1983).
Intercalado no arenito observa-se um argilito constituído por fracção detrítica
quártzica, extremamente fina, argilosa, chertificada e impregnada de hematite.
A fracção argilosa destes três tipos litológicos, obtida após desagregação
mecânica, é quase exclusivamente caulinitica (ibidem), contrastando com a
composição argilosa das rochas do Culm, fundamentalmente ilítica.
A petrografia e sedimentologia desta unidade fornece resultados muito
semelhantes aos que foram obtidos no designado Autuniano do Buçaco (Pires, R.G., 1972). Esses resultados indicam condições ambientais compatíveis com o tipo
de clima normalmente atribuído ao final do Carbónico e inicio do Pérmico.
O facto desta formação assentar discordantemente sobre o Culm e de
apresentar características petrográficas e sedimentológicas distintas das formações
Triásicas, levou a considerá-la uma formação pós-tectónica de idade provavelmente
ante-triásica, ou seja, do Carbónico superior ou Pérmico.
(*) Segundo C. Matos Alves, comunicação oral.
-16-
Já anteriormente Riggins, L. (1949) assinalara a presença, na base do Monte
Castelhano (Tor), dum conglomerado que pensa poder tratar-se do Pérmico.
Cabe aqui recordar a presença em Marrocos de arenitos e conglomerados
com vegetais do Autuniano localizados entre o soco hercínico e o Triásico (van Houten, 1976, Manspeizer et al., 1978).
2.2.2 Formação dos Grés de Silves (Triásico superior + Hetangiano)
Os depósitos da base do mesozóico incluem conglomerados, arenitos, siltitos,
argilitos, margas, finos leitos dolomíticos e dolomitos em bancadas espessas.
Assinala-se, igualmente, a presença de rochas eruptivas básicas, brechas
vulcânicas e rochas piroclásticas.
Na base encontram-se quer conglomerados grosseiros, poligénicos, quer
argilitos vermelhos ou vermelho-arroxeados.
Esta formação pode-se subdividir em três membros (Manuppella et al., 1984):
1 - Arenitos de Silves
2 - Complexo margo-carbonatado de Silves
3 - Complexo vulcano-sedimentar
2.2.2.1 Arenitos de Silves
O limite superior desta unidade é definido por Rocha (1976) com base em
critérios cartográficos correspondendo à passagem entre os arenitos vermelhos e os
pelitos vermelhos e verdes sobrejacentes. Essa passagem é, aliás, sublinhada no
terreno por uma rotura de declive (Palain, 1976, p. 120).
Uma superfície de abarrancamento permite considerar duas subunidades
(Palain, 1976): a da base compreende um nível greso-conglomerático de base e
pelitos em camadas espessas interstratificados com camadas finas de siltito e de
dolomito (Unidade AA, Palain, 1976), a superior é constituída por arenitos com
estratificação oblíqua (Termo AB1, Palain, 1976).
-17-
Fósseis de branquiópodes (Euestheria) encontrados na parte superior dos
arenitos permitem datá-los do Keuper (Triásico superior).
A unidade AA, essencialmente pelítica na parte ocidental do sector Alte-
Querença, diminui de espessura para leste, desaparecendo a oriente de Alte pelo
que, a partir daí, o termo AB1 repousa directamente sobre o soco (Palain, 1976, p.
135).
2.2.2.2 Complexo margo-carbonatado de Silves
O limite inferior desta unidade já foi definido no número anterior. O limite
superior é constituído pelo complexo vulcano-sedimentar.
A unidade engloba duas subunidades, a saber:
Na base - terrenos essencialmente argilo-siltosos com algumas camadas
areníticas e dolomíticas (Termo AB2, Palain, 1976)
No topo - dolomitos cinzentos, cristalinos, de grão fino e calcários margosos
dispostos em bancadinhas muito finas (calcários folhetados contendo uma fauna de
fácies salobra (Choffat, 1887). Os dolomitos apresentam-se dispostos em bancadas
espessas bem delimitadas (Termo AB3, Palain, 1976).
Localmente, observam-se imediatamente abaixo das bancadas dolomíticas,
calcários micríticos e calcarenitos pseudoolíticos cinzentos, contendo impregnações
de malaquite e de azurite (Vale de Alcaide, 3 km a N de Querença).
Segundo Palain (1976) o termo AB3 constituiria camada de referência
contínua em todo o Algarve. Esta afirmação é contestada por Rocha (1976).
Segundo este autor a referida unidade teria carácter lenticular. Nalguns locais
a sua ausência seria devido à tectónica ou a estar coberta pelo Terciário.
No centro do Algarve verifica-se a correcção destas observações. Pode-se
acrescentar que em vários locais como Rocha de Messines, Rocha da Pena
(estrada para Sarnadas) a unidade AB3 é interrompida por intrusões eruptivas.
Palain (op. cit.) refere a presença de rochas verdes (doleritos) intercaladas na
série superior (topo dos arenitos de Silves). Na realidade observa-se a presença
destas rochas noutras posições.
-18-
Assim, entre S. Bartolomeu de Messines e Querença, o dolerito encontra-se,
em geral, intercalado entre as bancadas dolomíticas do topo do AB3 e o complexo
vulcano-sedimentar sobrejacente. No entanto, também se pode encontrar o dolerito
sob os calcários folhetados como acontece na Quinta da Umbria já referida
anteriormente.
Mais para leste observa-se geralmente a presença de dolerito localizado entre
os calcários folhetados e as bancadas dolomíticas (Vale do Boto, etc.).
Em suma, pode observar-se a presença da rocha dolerítica no topo da
unidade de AB2 e dentro ou sobre a unidade AB3 (Ribeiro et al., 1979).
A datação absoluta de uma amostra desta rocha proveniente do Algarve
Oriental forneceu uma idade de 188 MA situando-a no Hetangiano (Portugal Ferreira e Macedo, 1977).
2.2.2.3 Complexo vulcano-sedimentar
Às bancadas dolomíticas do termo AB3, ou à rocha dolerítica, sucede-se um
complexo constituído por margas bicolores, localmente gipsíferas ou salíferas,
brechas e tufos vulcânicos com escoadas intercaladas.
Localmente observam-se diques cortando este conjunto e os termos
anteriores (Estrada Alte-Sarnadas, Querença, etc.).
Romariz et al. (1976) chamaram a atenção para a importância destes
episódios vulcano-sedimentares. Nesse trabalho registam-se algumas ocorrências
mais importantes a que foram posteriormente acrescentadas outras (Romariz et al., 1979).
As brechas vulcânicas contêm abundantes clastos de rochas eruptivas e
sedimentares tendo-se, numa inventariação sumária, verificado a presença de
arenitos vermelhos e margas da unidade Arenitos de Silves, dolomitos compactos do
termo AB3 e doleritos.
Nalguns locais (Estrada Benafim-Sarnadas, 800 m a S da Quinta do Freixo)
observa-se a presença de blocos de tufos vulcânicos englobados na brecha o que
demonstra a existência de mais do que uma fase de vulcanismo explosivo.
-19-
Aliás no mesmo local é evidente a presença, lado a lado, de duas brechas
que, apesar do elevado grau de alteração, se pode afirmar pertencerem a episódios
distintos.
O tamanho dos clastos é variável, atingindo em certos pontos diâmetros da
ordem de 0,5 m (Rocha de Soidos, Querença, Rocha da Pena, etc.). Umas vezes a
brecha vulcânica corresponde a uma rocha piroclástica grosseira, notando-se uma
estratificação e granulotriagem, outras corresponde a chaminés vulcânicas. Em mais
do que um local verifica-se a interrupção das bancadas dolomíticas do termo AB3
pela passagem da brecha vulcânica (Rocha de Messines, Rocha da Pena, etc.).
Relacionado com estes episódios de vulcanismo está a presença de uma
série espessa de rochas piroclásticas onde se intercalam por vezes escoadas de
basaltos com vesículas preenchidas por calcite e camadas finas de argilitos.
Estes aspectos podem observar-se entre Corcitos e Portela (2 km a N de
Querença), entre Cardosal e Querença (Fig. 2.3) e em Alte.
A presença de camadinhas de argilitos indica pausas na actividade vulcânica.
Fig. 2.3 – Perfil geológico entre Vale Alcaide e Querença. (1) Formação de Mira; (2) Arenitos
de Silves; (3) Dolomitos (AB3); (4) Doleritos; (5) Complexo vulcano-sedimentar; (6)
Calcários e dolomitos; (7) Falha
-20-
O complexo vulcano-sedimentar termina por uma camada de conglomerado
grosseiro, de matriz muito alterada, de significado desconhecido. Nalguns locais
parece tratar-se de uma rocha piroclástica, como acontece por exemplo, na Rocha
de Messines. Porém, em muitos outros locais, a alteração não permite caracterizar
esta rocha.
A sua presença parece constante, pelo menos no Algarve Central, e a
espessura pode atingir cerca de 20 a 25 m nalguns pontos (Alte, Querença).
Quanto ao complexo vulcano-sedimentar subjacente a sua espessura pode
atingir cerca de uma centena de metros (Soidos).
2.2.3 Calcários e dolomitos da Picavessa (Liássico)
Esta unidade assume grande importância na região estudada, pela extensão e
pelo papel na morfologia do Barrocal algarvio. De facto quase todos os relevos
mesozóicos situados a Norte da Ribeira do Algibre, são constituídos, ou coroados,
por rochas desta unidade. Citam-se entre outras a Rocha de Messines, o Espargal,
a Serra da Picavessa e a Rocha Amarela.
Os afloramentos desta formação ocorrem de forma praticamente contínua,
para oeste duma linha entre Tôr e Salir, sendo limitados a sul pela Ribeira de
Algibre. Para leste de Tôr o limite faz-se muitas vezes por falha observando-se o
contacto directo dos calcários e dolomitos de Picavessa com os xistos e grauvaques
da Formação de Mira.
A litologia predominante inclui dolomitos cálcicos rosados ou brancos,
sacaróides, calcarenitos oolíticos brancos e calcários compactos brancos e
cinzentos.
A dolomitização parece irregular, sendo em muitos casos, incipiente. A análise
dolomimétrica de 51 amostras colhidas na unidade em epígrafe forneceu os
seguintes resultados (Crispim, 1982):
41,1% de calcários (dolomite < 5%)
15,7% de calcários magnesianos (dolomite entre 5 e 10%)
11,8% de calcários dolomíticos (dolomite entre 10 e 50%)
31,4% de dolomitos cálcicos (dolomite entre 50 e 90%)
-21-
Parece sobressair claramente a inexistência de dolomitos s.s. e a
preponderância dos calcários que ocupam uma extensão muito maior que os
dolomitos cálcicos.
Na base da formação existe, em geral, um conglomerado poligénico,
constituído por elementos de calcários de vários tipos (calcários brancos compactos,
calcários rosados, calcários oolíticos, calcários cinzentos, dolomitos, etc.)
cimentados por um cimento calcário. Afloramentos deste conglomerado, que é
designado localmente por Olho de Sapo, observam-se na Rocha da Pena, Alte,
Picavessa, etc. Este conglomerado assenta em discordância erosiva (Alte,
Messines) sobre o conglomerado que coroa o complexo vulcano-sedimentar.
Segundo Manuppella et al. (1984) a formação seria constituída por três
subunidades: na base, dolomitos; seguem-se calcários calciclásticos,
microcristalinos, oolíticos e bioconstruídos; e finalmente, de novo dolomitos. No
entanto, na Rocha da Pena, a sequência que observámos inicia-se com o referido
conglomerado a que se seguem calcários compactos cinzentos e só depois surgem
os dolomitos.
As fontes responsáveis pelos elementos observados no conglomerado, ou
foram totalmente desmanteladas antes da sua deposição, ou situam-se noutra
região, verosimilmente a Sul, encontrando-se cobertas por formações
estratigraficamente mais altas. De facto abaixo daqueles conglomerados apenas se
conhecem as camadas de calcários do terreno AB3, que têm características
diferentes.
Os calcários e dolomitos da Picavessa foram atribuídos ao Sinemuriano por
Choffat (1887) com base em fauna recolhida no Algarve Oriental (S. Bartolomeu)
que considerou semelhante às faunas liássicas do Algarve Ocidental e dos terrenos
a Norte do Tejo. Esta datação tem sido seguida por diversos autores que estudaram
a estratigrafia do Algarve (Rocha, 1976, Riché, 1962, etc.).
Apenas Pratsch (1958) contesta aquela atribuição apresentando argumentos
a favor da hipótese dos terrenos terem idade Kimeridgiana.
Para Manuppella et al. (1984) os calcários e dolomitos da Picavessa
enquadram-se no Liásico, podendo o topo atingir o Liásico Superior.
-22-
A espessura desta unidade é difícil de determinar pois não se conhece a
sequência com rigor e, além disso, as dolomias são habitualmente maciças o que
não permite a determinação da atitude.
Parant (1963) no corte de Bensafrim-Portelas atribui, a esta unidade,
espessura de 480 m.
Em Alte, onde a sequência é interrompida por uma falha pode-se determinar
uma espessura de 360 m entre a base e a referida falha o que significa que neste
sector a espessura é superior a 360 m.
Manuppella et al. (1984) embora reconhecendo a dificuldade de avaliar a
espessura desta formação, devido aos dobramentos e fracturação a que foi sujeita,
atribuem um valor entre 300 e 500 m.
2.2.4 Calcários do Guilhim (Dogger/Batoniano ? )
No núcleo do anticlinal de Guilhim afloram conglomerados poligénicos
constituídos fundamentalmente por elementos calcários de vários tipos, passando
gradualmente a calcarenitos. Seguem-se calcários compactos com leitos siliciosos,
calcários compactos com nódulos siliciosos e calcarenitos oolíticos.
Esta formação é atribuída ao Batoniano (Manuppella et al., 1984; Choffat, 1887).
Sobre os calcários e dolomitos da Picavessa afloram por vezes calcários
brancos compactos e calcarenitos oolíticos que se poderão atribuir a esta formação.
Um dos afloramentos mais extensos pode ser observado entre Valérios e
Amendoeira, cerca de 5 km a SW de Messines.
2.2.5 Margas do Telheiro (Dogger/Caloviano)
Esta formação pode ser observada entre Sta. Bárbara de Nexe e Estoi onde
assenta sobre os calcarenitos oolíticos do Dogger.
É constituída por margas acinzentadas com pequenos leitos de calcários
lienebreack
-23-
compactos castanho-avermelhados (Rocha e Marques, 1979), terminando por
calcários margosos compactos cada vez mais carregados de detritos para o topo,
onde há intercalações areníticas (ibidem).
2.2.6 Margas e Calcários Margosos do Peral (Malm/Oxfordiano-Kimeridgiano)
Esta formação constituída fundamentalmente por calcários margosos, margas
cinzentas a esverdeadas, calcários com nódulos siliciosos e conglomerados ocupa
grande extensão no Algarve Central. Os afloramentos mais meridionais situam-se na
região de Albufeira. Os afloramentos mais extensos são os localizados no núcleo de
anticlinais como em Loulé, no Guilhim, no Areeiro, no Montinho, etc.
Pratsch (1958) refere, num corte efectuado no bordo Sul do anticlinal de
Arneiros, entre um ponto situado a 700 m a Este do v.g. Areeiro 147 e um ponto
situado a 700 m a Norte de Vale Formoso, as seguintes camadas:
1 - calcários margosos 100 m
2 - calcários com nódulos siliciosos 20 m
3 - conglomerado calcário 2 m
4 - margas e calcários 8 m
5 - calcários cinzentos, finamente oolíticos em camadas de 0,5 a 1 m,
alternando com margas arenosas cinzentas 14 m
6 - margas muito semelhantes a 4, cinzentas esverdeadas com glauconite,
bocados de carvão e camadas finas de arenito 180 - 200 m
O referido autor atribui o primeiro conjunto ao Oxfordiano inferior, as camadas
2 a 4 ao Oxfordiano superior e as restantes ao Kimeridgiano inferior.
Segundo Manuppella et al. (1984) quer o limite superior, quer o limite inferior
são heterócronos, atribuindo aqueles autores a formação ao intervalo Oxfordiano
médio (?) - Kimeridgiano inferior.
Parant (1963) atribui a esta formação uma espessura de 350 m (Guilhim),
idêntica à proposta por Pratsch (1958). No Algarve Oriental foi determinada uma
-24-
espessura de 310 m num afloramento situado na região de Tavira (Silva, M.O.,
1984). Aquele valor é um pouco inferior ao determinado na região de Montinho (NW
de Loulé); nesse local a espessura é de cerca de 400 m. Nesta formação são
comuns os fenómenos de slumping: Loulé, Cruz Assumada, etc.
2.2.7 Calcários e dolomitos do Escarpão (Kimeridgiano - Portiandiano)
Esta unidade de grande espessura é constituída fundamentalmente por
calcários compactos e dolomitos. Na base da unidade são comuns calcários
contendo nódulos e fósseis siliciosos a que a alteração confere aspecto
característico.
A sequência geralmente inclui, de baixo para cima: conglomerados
quartzosos, calcários compactos com fósseis siliciosos (Polipeiros,
Estromatoporídeos, radíolas de Crinóides, etc.); calcários compactos com nódulos
siliciosos; calcários pisolíticos; calcários compactos; calcários oolíticos; dolomitos
rosados ou amarelados, por vezes sacaróides; calcários oolíticos; calcários
compactos um pouco margosos, brancos ou cinzentos com Nerineídeos e outros
fósseis, com intercalações margosas.
Os cortes mais representativos desta unidade são os de S. João da Venda-
Loulé (Choffat, 1887, Pratsch, 1958) e o do Escarpão.
No corte do Escarpão observou-se a sequência seguinte:
Descrição de campo Lâmina delgada
1 Conglomerados mais ou menos
grosseiros e arenitos
2 Calcários cinzentos com Polipeiros Esparito com óolitos raros, Foraminíferos,
grãos de quartzo detrítico
3 Calcários castanhos com Polipeiros, Biomicrito com grãos de quartzo e quartzito,
palhetas fecais, fragmentos de Lameli-
brânquios, Briozoários, etc.
-25-
4 Calcários rosados fossilíferos Biomicrito com Coraliários
5 Calcários amarelados com Polipeiros Calcarenito de cimento micrítico passando a
esparítico com intraclastos, oólitos, palhetas
fecais, fragmentos de conchas, Forami-
níferos, Briozoários, etc.
6 Calcários castanho-claros, compactos Biomicrito com fragmentos de conchas e
algas
7 Calcários castanho-claros, pisolíticos,
muito fossilíferos (Ostreídeos, Crinóides,
etc.)
Calcarenito com intraclastos, com cimento
esparitico, fragmentos de conchas e
Foraminíferos
8 Calcários compactos, castanho-
acinzentados
Micrito
9 Calcários compactos, castanho-claros Calcarenito de cimento micrítico com
palhetas fecais, miliolídeos, etc.
Parcialmente dolomitizado.
10 Calcários castanho-rosados Esparito
11 Dolomitos sacaróides
12 Calcários compactos, castanho-claros Micrito
13 Calcários compactos, castanho-claros Calcarenito pseudoolítico com cimento
micrítico passando a esparítico com algas,
Miliolídeos, etc.
14 Calcários compactos, castanho-claros
com Polipeiros
Calcarenito pseudoolítico com cimento
micrítico com algas
15 Calcários compactos, castanho claros
com Polipeiros
Calcarenito pseudoolítico com cimento
micrítico, com algas, Miliolídeos, etc.
16 Calcários cinzento-azulados, amare-
lados por alteração, alternando com
margas
-26-
17 Calcários compactos, castanho-
acinzentados
Biomicrito com Textularídeos, Miliolídeos,
fragmentos de conchas, espículas, algas,
etc.
18 Calcários margosos, castanho-
amarelados
Biomicrito ferruginoso com Anchi-
spirocyclina, Choffatella, etc.
19 Calcários compactos, castanho-claros Biomicrito com Choffatella, Anchi-
spirocyclina, Salpingoporella, Miliolídeos,
Textularídeos, etc.
20 Calcários compactos, castanho-claros Micrito
21 Calcários bioclásticos, castanho-claros Biomicrito com oólitos raros e palhetas
fecais, com Salpingoporella, Nautiloculina,
Briozoários, fragmentos de conchas, etc.
22 Calcários compactos, acinzentados,
fossilíferos
Calcarenito pseudoolítico com cimento
micrítico passando a esparítico com
fragmentos de gastrópodes, espículas,
Briozoários, Miliolídeos, Textularídeos,
Nautiloculina, algas, etc.
23 Calcários compactos, fossilíferos,
castanho-rosados
Biomicrito com fragmentos de conchas,
Miliolídeos abundantes, Gastrópodes,
Anchispirocyclina, etc.
24 Calcários róseos passando a calcários
cinzentos
Biomicrito com algas abundantes, conchas,
Miliolídeos, Texturalídeos, Anchispirocyclina,
etc. passando por vezes a microsparito
dolomitizado com fantasmas de fósseis
O referido corte inicia-se na margem direita da Ribeira de Quarteira,
estendendo-se até Ferreiras.
-27-
No corte de S. João da Venda, Choffat (1887) não assinala a presença do
conglomerado na base desta unidade, referindo-o, no entanto, na Cruz Assumada.
Nalguns locais observa-se a passagem lateral dos calcários pisolíticos (C-7) a
conglomerados ou calcários conglomeráticos. Estes quando desagregados dão
origem a cascalheiras que podem ser confundidas com terraços (Castelo de
Paderne, Almarjões, NW de Loulé, Vale de Telheiro).
O conglomerado da base nalguns locais, como por exemplo em Abelheira
(Boliqueime), pode ter clastos de natureza calcária.
A dolomitização que afecta algumas camadas desta formação pode ter
importância e posição variáveis, observando-se por vezes extensas manchas de
dolomitos, cujos limites não concordam com os limites das camadas, como por
exemplo na região de Pinhal (NE de Albufeira), perto do Cerro da Cabeça
(Moncarapacho), etc.
Perto deste local, um corte começando na estrada para a Foupana, dirigindo-
-se para S, mostra a sequência:
1- margas e calcários margosos, com Amonoides (Margas e calcários
margosos do Peral)
2- calcários compactos, cinzentos, por vezes com fósseis siliciosos
3- calcários compactos, cinzentos, com oncólitos
4- calcários com nódulos siliciosos
5- calcários com polipeiros siliciosos
6- calcários compactos, fossilíferos, cinzentos ou rosados
7- dolomitos
Os calcários e dolomitos do Escarpão formam alguns relevos importantes
como os cerros da Cabeça, da Águia, da Cabeça Gorda, etc. Nelas se desenvolvem
formas cársicas importantes.
A espessura determinada entre Altura e Ponte da Velha Sara é de cerca de
650 m. Este valor concorda com as espessuras propostas por Parant (1963) e
Riché (1962).
-28-
2.2.8 Arenitos de Sobral (Berriasiano - Valanginiano inferior)
Os terrenos cretácicos distribuem-se, na área estudada por três afloramentos
principais: o da Guia que se prolonga desta localidade à Patã, passando por
Ferreiras; o de Mem Moniz localizado entre esta povoação e Tunes e o de S. João
da Venda que se prolonga até Fonte Santa, passando por Almancil.
Os calcários com Anchispirocyclina lusitanica que culminam a formação
descrita anteriormente, foram considerados por diversos autores (Rocha & Marques, 1979, Rey, 1983, Berthou et al., 1983) como representando o final do
Jurássico (Portlandiano). A estes calcários segue-se, no Algarve Central (Porches),
uma série essencialmente margosa (margo-calcários purbeckianos, calcários
gravelosos com Trocholina; Rey, 1983) e em S. João da Venda calcários oolíticos
com Trocholina.
Aos calcários com Trocholina sucedem-se depósitos detríticos que serão aqui
designados por Arenitos de Sobral (Algarve Central) e Arenitos de Troto (Algarve
Oriental).
Nos afloramentos de Mem Moniz e da Guia está ausente, ou muito
condensada, a sequência carbonatada que antecede os depósitos detríticos.
A formação Arenitos do Sobral é constituída essencialmente por
conglomerados, arenitos e argilitos de cor avermelhada ou violácea.
Nos afloramentos da Guia e de Mem Moniz são frequentes as incrustações e
concreções ferruginosas.
Localmente (por exemplo a 1 km a Norte do Hotel Monte Choro) a série
detrítica termina com uma bancada de arenito muito duro, como cimento silicificado.
No afloramento de Mem Moniz foi identificada, na base dos Arenitos de
Sobral, uma associação palinológica correspondente ao Berriasiano - Valanginiano
inferior (Berthou et al., 1983).
A espessura dos Arenitos de Sobral na região da Guia e de Mem Moniz é de
cerca de 30 metros.
-29-
2.2.9 Arenitos de Troto (Hauteriviano terminal (?) - Barremiano)
Esta formação aflora entre a estação de caminhos de ferro de Almancil, a
norte de S. João da Venda, e a povoação de Almancil.
As características litológicas são semelhantes às da formação descrita
anteriormente: conglomerados, arenitos e argilitos vermelhos e violáceos.
No entanto, não há sincronismo entre as duas formações sendo os Arenitos
de Troto atribuídos ao Barremiano provável (Rey, 1983) ou ao Hauteriviano terminal
- Barremiano superior (Berthou et al. 1983).
Estas datações implicam a existência de uma lacuna correspondente a todo o
Valanginiano e à maior parte, ou à totalidade, do Hauteriviano, dado que os calcários
com Trocholina, que antecedem aquelas formações, são atribuídos ao Berriasiano
(Rey, 1983, Berthou et al., 1983).
A espesssura dos Arenitos de Troto, na região de S. João da Venda é de
cerca de 150 metros.
Entre S. Lourenço e Troto localizam-se vários barreiros de onde são
explorados níveis argilosos para cerâmica (Barros de Almancil).
2.2.10 Margas e Calcários Margosos de S. João da Venda (Barremiano - Apciano)
Sob esta designação incluímos uma sequência essencialmente margosa que
assenta, no Algarve Central sobre os Arenitos de Sobral, e no Algarve Oriental sobre
os Arenitos de Troto.
No Algarve Central esta série inclui: uma sequência de margas cinzentas,
verdes ou violáceas, arenitos finos, dolomitos e calcários margosos (margas com
Choffatella pyrenaica, margas com Choffatella decipiens, Rey, 1983); a esta
seguem-se margas, alternando com calcários esparíticos (camadas com
Palorbitolina, ibidem); argilas multicores com intercalações de arenitos finos,
vermelhos e róseos (margas da Luz, ibidem); margas verdes e calcários margosos
(calcários margosos de Porto de Mós, ibidem).
No corte de S. João da Venda, apenas estão presentes as camadas com
Palorbitolina e as seguintes. Tal facto deve-se ao diacronismo da formação detrítica
subjacente que, como se referiu, no Algarve Central é mais antiga.
-30-
Na região de Albufeira os terrenos margo-carbonatados ocupam extensão
relativamente reduzida, não se observando a sequência completa, ao invés do que
acontece em S. João da Venda onde ocupam maior extensão do que os arenitos e
argilitos subjacentes. Para sul daquela povoação os terrenos cretácicos mergulham
sob o Terciário.
Para Rey (1983) a idade dos terrenos que incluímos na designação em
epígrafe está compreendida entre o Barremiano e o Clansayesiano - Gargasiano
enquanto que Berthou et al. (1983) consideram as camadas da base de idade mais
recente (Barremiano terminal).
No corte de Estoi-Pão Branco onde se observa a sequência mais completa do
Algarve, em terrenos cretácicos, à série margosa segue-se uma série carbonatada
que inclui calcários e dolomitos: calcários e dolomitos de Caliços, dolomitos de Chão
da Cevada, calcários cristalinos de Pão Branco, Rey (1983), Manuppella et al. (1984).
Estas formações são exploradas como aquíferos a NE de Faro, mas não
afloram na área estudada neste trabalho, pelo que não se consideram.
A espessura dos terrenos margo-calcários no Algarve Central não alcança
uma centena de metros, enquanto que em S. João da Venda ultrapassa os 300.
2.2.11 Calcários lumachélicos da Praia da Rocha (Burdigaliano)
Esta formação aflora desde a Praia de Porto de Mós, a W de Lagos até à
Praia dos Olhos de Água.
Para leste desta praia, apenas afloram pequenos retalhos, embora relatórios
de sondagens assinalem a sua presença sob formações detríticas mais recentes.
Os calcários lumachélicos da Praia da Rocha são constituídos essencialmente
por calcarenitos, calcários, calcários lumachélicos e arenitos de cimento
carbonatado. Aflora sobretudo junto do litoral, constituindo uma plataforma cuja
altitude média se situa entre 50 e 60 m. A erosão marinha ao actuar sobre esta
formação originou aspectos morfológicos extremamente belos, visíveis por exemplo
na Ponta da Piedade, Praia da Rocha, Ponta da Galé, etc.
-31-
Entre a macrofauna abundante dos calcários lumachélicos predominam os
Lamelibrânquios (Ostreídeos, Pectinídeos, etc.), Briozoários e Equinodermes.
Num corte efectuado a 500 m para E da Praia da Balaia Baptista (1979)
descreve a seguinte sucessão:
C1 - calcário conquífero, por vezes lumachélico, amarelado, contendo
fragmentos de lamelibrânquios e equinodermes e moldes de equinodermes,
gastrópodes e lamelibrânquios. A superfície superior da camada é ondulada;
C2 - arenito carbonatado pouco fossilífero - 0,8 m;
C3 - calcário amarelado muito semelhante a C1.
As superfícies superior e inferior da camada são onduladas - 1 m;
C4 - calcário muito arenoso, amarelado, pouco fossilífero - 0,9 m;
C5 - calcário nodular amarelado, contendo numerosos moldes de
lamelibrânquios. Espessura variável.
A esta camada seguem-se arenitos mio-pliocénicos que contactam em
discordância por abarrancamento.
A espessura dos calcários lumachélicos da Praia da Rocha não deve
ultrapassar os 80 m, na região entre Albufeira e Ribeira de Quarteira. Para Leste, a
espessura aumenta muito podendo, de acordo com relatórios de algumas
sondagens para captação de água, alcançar cerca de 180 m. O facto indica
subsidência acentuada deste sector durante o Miocénico.
Neste sector a litologia continua a ser dominada pela presença de calcários
arenosos fossilíferos, arenitos carbonatados e biocalcarenitos. Notam-se algumas
intercalações argilosas.
Os calcários lumachélicos da Praia da Rocha têm sido atribuídos ao
Helveciano, com base na sua fauna malacológica, especialmente nas associações
de pectinídeos, por comparação com as formações miocénicas de Lisboa (Ferreira, O.V., 1951).
Antunes et al. (1981) com base em foraminíferos planctónicos recolhidos
nesta formação, atribuem-na ao Burdigaliano, admitindo que a parte superior possa
atingir o Langhiano.
-32-
2.2.12 Formações detríticas mio-plio-quaternárias
Aos Calcários lumachélicos da Praia da Rocha descritos anteriormente,
sucedem-se depósitos detríticos de várias índoles.
De baixo para cima, podem distinguir-se quatro unidades:
a) Arenitos da Praia da Falésia (Serravaliano ? - Langhiano ?)
b) Arenitos vermelhos, com lentículas conglomeráticas e argilosas
(Pliocénico ?)
c) Areias claras (Quaternário)
d) Aluviões e terraços fluviais (Quaternário)
Arenitos da Praia da Falésia
Para Leste da praia de Olhos de Água os Calcários lumachélicos da Praia da
Rocha desaparecem sob espessa camada de areias de tonalidades
predominantemente claras, que formam grande parte da arriba que dali se prolonga
até à depressão aluvionar da várzea da Ribeira de Quarteira.
O contacto faz-se por discordância erosiva bem visível na extremidade Leste
da praia de Olhos de Água. A partir daí, a presença da formação carbonatada
subjacente apenas é testemunhada por escassos pitões residuais.
Nos Arenitos da Praia da Falésia foi observada a seguinte sucessão (Romariz et al., 1979, ligeiramente modificado), Fig. 2.4:
1- arenitos ferruginosos bem calibrados, amarelados;
2- arenitos brancos, com estratificação cruzada, mal calibrados;
3- arenito de grão médio, rosado ou esbranquiçado, com estratificação mal
definida e mal calibrado;
4- arenitos de grão fino, brancos, bem calibrados;
5- arenito grosseiro, mal calibrado, assente em discordância erosiva sobre o
anterior, contendo grandes blocos de rochas eruptivas ácidas e básicas e, ainda,
restos de vertebrados e lamelibrânquios;
6- arenito muito fino, amarelo, bem calibrado;
7- arenito argiloso, vermelho, de grão médio a grosseiro.
-33-
Fig. 2.4 – ‘Log’ das formações detríticas da Praia da Falésia,
segundo Romariz et al (1979), ligeiramente modificado
-34-
Nas jazidas situadas no barranco dos Olhos de Água (nível 5 do corte
anteriormente descrito) foram colhidos fósseis sendo posteriormente referida a
seguinte fauna (Antunes, 1979, Antunes et al., 1981): presença de Metaxytherium
medium (Desmarest, 1822); Procarcharodon megalodon (Ag.); Isurus hastalis (Ag.),
etc.
Com base neste material Antunes (1979) atribui esta série arenítica a um
intervalo de tempo que vai desde o Burdigaliano ao Tortoniano, com maior
probabilidade de estar representado o pós--Langhiano (ibidem).
Areias vermelhas (Pliocénico ?)
As areias vermelhas que cobrem a unidade anterior ou assentam
directamente sobre os Calcários lumachélicos da Praia da Rocha ou outras
formações mais antigas, têm grande extensão no Algarve, aflorando irregularmente
duma ponta à outra daquela província.
São areias grosseiras, rubeficadas que incluem leitos argilosos ou
conglomeráticos.
A espessura desta formação é difícil de determinar, dada a irregularidade da
paleotopografia que ela fossiliza. No entanto, não deve ultrapassar os 40 ou 50 m.
Estes terrenos, em geral, cobrem a plataforma talhada nos calcários
miocénicos junto ao litoral a cota aproximada dos 40-50 m podendo, no entanto,
estender-se a distâncias consideráveis para o interior. No Areeiro, 3 km a sul de
Loulé, existe um depósito de areias semelhantes à cota 130 m, outrotanto
sucedendo no Planalto do Escarpão aos 120 m.
Areais claras (Quaternário)
Constituem os depósitos detríticos mais altos, distribuindo-se por vários
afloramentos irregulares.
A espessura é sempre diminuta não devendo ultrapassar os 3 ou 4 m. Os
afloramentos situam-se, geralmente, à cota 50 m e os mais importantes são: Areias
de Almancil, Quinta do Lago, Quinta da Balaia, Areias de Pera, Areias de Porches,
etc.
-35-
Nalguns locais (Roja-Pé, Pera, Porches, etc.) contêm fauna de
lamelibrânquios marinhos.
Terraços e aluviões (Quaternário)
Os depósitos de terraço mais importantes relacionam-se com a parte terminal
da Ribeira de Quarteira.
São constituídos por cascalheiras grosseiras com matriz argilosa
avermelhada. Os elementos predominantes na composição dos clastos são os
grauvaques do Carbónico e os arenitos de Silves.
A espessura é relativamente fraca, não ultrapassando certamente os 10 m.
O afloramento mais setentrional situa-se a norte e a leste de uma linha que
passa por Paderne e Montinho chegando até Lentiscais e Ribeira de Alte. Esses
depósitos situam-se a cotas entre os sessenta e os setenta e poucos metros e
fossilizam um paleocarso desenvolvido sobre os calcários e dolomitos da Picavessa.
O afloramento mais meridional encontra-se para sul do Moinho do Rosário,
até ao litoral, de um e outro lado da Ribeira de Quarteira, atingindo a maior extensão
nas Várzeas de Quarteira.
O extenso afloramento ali existente é constituído por aluviões argilo-arenosas,
geralmente de cor vermelha, que ocupam as zonas mais planas entre 2 e 10 m.
No interior dos maciços calcários existem alguns depósitos circunscritos de
terra rossa, que ocupam depressões tipo polje. Estão neste caso os depósitos que
cobrem o fundo da Nave do Barão, da Nave dos Cordeiros, da depressão de
Almarjinho, da depressão do Pomar, etc.
2.2.13 Outras formações mio-pliocénicas
Existem ainda outras formações de pequena extensão, mas com interesse
paleogeográfico.
Entre outras referem-se as formações miocénicas de fácies marinha e límnica
de Mem-Moniz, Tunes e Poço de Boliqueime.
-36-
A formação de Mem-Moniz é constituída essencialmente por margas
esbranquiçadas, semelhantes às camadas margosas alteradas, designadas,
localmente, por caliços. Assenta discordantemente sobre o Cretácico inferior
detrítico (Romariz et al., 1979).
O afloramento mais extenso tem cerca de 1,5 km2 estendendo-se entre Mem-
Moniz e Purgatório. Conhecem-se outros retalhos de menores dimensões mais ou
menos cobertos pelas aluviões da Ribeira de Quarteira, na região da Fonte de
Paderne. Outras vezes a sua existência é testemunhada por terras provenientes da
abertura de poços.
A fauna de foraminíferos que aquelas rochas contêm permite atribuir idade
langhiana, não sendo de excluir a hipótese de estar incluída a parte terminal do
Burdigaliano.
Com estes terrenos podem estar relacionados alguns afloramentos existentes
entre Tunes e Algoz. São constituídos por calcários brancos, pulvurelentos e por
argilas margosas que forneceram Ostracodos (Pais, 1982).
Uma sondagem para a estação térmica de Tunes atravessou cerca de 30 m
de rochas com características semelhantes às das descritas acima.
Em Poço de Boliqueime existe um afloramento de rochas detríticas de fácies
fluvial ou límnica constituído por arenitos e siltitos com leitos conglomeráticos. Têm
cor geralmente castanha, semelhante à dos depósitos detríticos do Cretácico
inferior.
Algumas colheitas forneceram Ostracodos tendo sido identificados Ilyocypris
cf. bradi SARS 1890, acompanhado de valvas larvares de Candonia sp.
O conjunto corresponde a fácies de água doce, provavelmente parada, cuja
idade é pouco provável que seja anterior ao Miocénico superior (Informação escrita
de C. Guernet, 1981).
Junto ao cruzamento da estrada Faro-Lagos com a estrada para Lisboa, no
Poço de Boliqueime, a formação está intensamente deformada, observando-se
dobras e cavalgamentos.
-37-
2.3 Tectónica
A Orla Algarvia é habitualmente dividida em dois domínios separados por uma
flexura, a flexura de Sagres-Algoz-Vila Real de Santo António, de direcção ENE-
WSW passando a E-W.
O domínio a norte da flexura é caracterizado por depósitos de plataforma que
vão do Trias ao Dogger (?). Nele não estão representados terrenos do Malm que,
pelo contrário, predominam no domínio situado a sul da flexura. A sul da flexura
houve portanto, subsidência que permitiu a deposição de maior espessura de
sedimentos, por vezes, de fácies mais profunda.
Do ponto de vista estrutural, há também diferenças acentuadas entre os dois
domínios. O domínio Norte é caracterizado por dobras relativamente simples, ao
passo que no domínio sul ocorrem terrenos dobrados em anticlinal, por vezes, com
vergência para sul, muitas vezes falhados ou cavalgantes.
Na área estudada ocorrem outros acidentes de grande amplitude que não só
condicionam o estilo tectónico como também a evolução da bacia sedimentar
algarvia.
Está neste caso o acidente de S. Marcos da Serra que se prolonga para SE
passando um pouco a leste de S. Bartolomeu de Messines. Embora a Sul desta
povoação seja difícil de seguir o referido acidente ele parece condicionar o troço final
da Ribeira de Quarteira, a sul da Paderne. Esta hipótese já referida por Berthou et al. (1983) parece ter confirmação, entre outros indícios, no aumento acentuado da
espessura dos terrenos carbonatados miocénicos que, a Leste da Ribeira de
Quarteira, atinge valores da ordem dos 180 m enquanto que a Oeste não parece
ultrapassar os 80 m. O facto indica subsidência activa durante o Miocénico que
parece prosseguir até à actualidade como indica o facto de construções romanas em
Vila Moura se situarem, actualmente, abaixo da cota zero.
O mesmo acidente parece ser importante no controlo da sedimentação
mesozóica no Algarve (ibidem) e divide o domínio Norte da bacia em duas regiões.
Assim, para Leste os limites do Mesozóico são aproximadamente E-W, enquanto
que a W do acidente são NE-SW, rodando progressivamente para ENE-WSW.
As falhas visíveis na Orla Algarvia têm predominantemente orientação
lineabreack
-38-
próxima da direcção NE-SW, isto é, são subparalelas ao acidente de S. Marcos da
Serra e NW-SE, ou seja, aproximadamente perpendicular à anterior, sendo as falhas
do primeiro tipo mais numerosas e mais importantes.
As referidas direcções correspondem às dos desligamentos tardi-hercínicos
da Península (Ribeiro et al., 1979, Arthaud e Matt, 1975).
Segundo Arthaud et Matt (1975) os desligamentos NE-SW jogaram como
falha normal no decurso do mesozóico e como falha inversa, durante a compressão
alpina.
Também se assinalam falhas com outras direcções, nomeadamente E-W,
responsáveis pela orientação de certos vales. Uma delas deu origem à escarpa da
Eira de Agosto (Feio, M., 1951).
Para Leste de S. Bartolomeu de Messines as dobras que afectam o
mesozóico têm eixos geralmente com direcção E-W, rodando por vezes para WNW-
ESE.
A dolomitização que afecta extensivamente as rochas situadas no domínio a
N da flexura dificulta o reconhecimento das estruturas. Por vezes, apenas a
presença de rochas da base dos Calcários e dolomitos da Picavessa permite
deduzi-la. Assim o eixo dos anticlinais é assinalado pela presença de faixas estreitas
de rochas pertencentes ao Complexo Vulcano-Sedimentar (Benafim) ou do
conglomerado da base da formação (Picavessa).
O afloramento das camadas mais brandas abaixo dos dolomitos origina por
vezes inversão de relevo (Alte, Rocha da Pena, etc.).
A estrutura a Leste da linha Salir-Tôr é extremamente complexa. O contacto
primário/secundário é muito recortado, havendo biselamentos frequentes que põem
em contacto directo os Calcários e dolomitos da Picavessa e a Formação de Mira.
São também frequentes os cavalgamentos daquela formação sob o
Mesozóico, como em Pontal (Querença), em Porto Nobre, etc.
A flexura Sagres-Algoz-Vila Real de Santo António tem, na área estudada,
orientação sensivelmente E-W, seguindo de perto o curso da Ribeira de Algibre,
entre Tôr e Moínho Esgalhado.
-39-
A flexura põe, muitas vezes, em contacto os calcários do Malm (Calcários e
dolomitos do Escarpão) com os calcários e dolomitos liássicos, mergulhando os
primeiros para Norte e os segundos para Sul.
Nalguns locais a dolomitização obliterou a sutura, como acontece em Alcaria
do Gato e em Porto Nobre.
Para sul da flexura as estruturas são mais complicadas, embora predomine a
orientação E-W para o eixo das dobras.
As poucas excepções localizam-se, em geral, na vizinhança de acidentes
prováveis. Por exemplo, o já referido acidente de S. Marcos da Serra cujo
prolongamento parece condicionar, como já se referiu, o troço final da Ribeira de
Quarteira e na vizinhança do qual as camadas adquirem atitudes que se afastam da
tendência geral. Assim, na Quinta do Escarpão, a direcção das camadas é,
aproximadamente, N20W o mesmo se passando na margem esquerda da Ribeira de
Quarteira (Castelo de Paderne).
Numa segunda linha de acidentes, considerada por alguns autores como
segunda flexura - flexura Albufeira-Guilhim-Luz de Tavira - situam-se algumas das
estruturas mais complexas do mesozóico Algarvio.
A presença em grande extensão de um conglomerado grosseiro
(Conglomerado de Benfarras) sugere um período em que o acidente jogou em
distensão, constituindo uma fossa onde o referido conglomerado se depositou.
Um corte de Sul para Norte na região de Benfarras mostra(Fig. 2.5):
1- Existência de faixas alongadas segundo E-W de um conglomerado muito
grosseiro;
2- Falhas inversas, com a referida direcção, pondo em contacto os Calcários
margosos e margas do Peral (Oxfordiano-Kimeridgiano inferior) levados quase à
vertical, com os Calcários e dolomitos do Escarpão (Kimeridgiano-Portlandiano)
inclinando moderadamente para sul.
O conglomerado de Benfarras que nalguns locais (Estibeira) possui elementos
com diâmetro superior a 1 m, contém blocos de outro conglomerado litologicamente
semelhante. A fonte fornecedora desses blocos poder-se-ia situar um pouco mais a
Norte, onde as faixas de conglomerado parecem mais deformadas. Por exemplo a
Leste de Pedra de Água podem-se medir inclinações da ordem dos 40° para S.
-40-
Fig. 2.5 – Perfil geológico esquemático na região de Benfarras.
(1) – Margas e Calcários margosos do Peral; (2) – Calcários e Dolomitos do Escarpão.
Deve-se sublinhar, no entanto, a dificuldade que há em medir atitudes neste
tipo de rochas.
Os factos apontados são compatíveis com o seguinte modelo:
- uma fase distensiva N-S, responsável pela formação de fossas de direcção
E-W, onde se depositou o conglomerado de Benfarras;
- compressão com direcção N-S, fazendo rejogar as falhas, agora em falhas
inversas;
- repetição da mesma sucessão de fenómenos, com migração para Sul.
Assinala-se, em relação com esta estrutura, a presença de rochas eruptivas
em Poço de Boliqueime, e a deformação intensa de rochas de idade provavelmente
miocénica (Arenitos e siltitos de Poço de Boliqueime).
Deve mencionar-se, ainda, a existência de numerosas estruturas diapíricas
onde é injectado o complexo evaporítico hetangiano. Este aflora em vários pontos
(Arneiro, Ribeira das Lavadeiras, anticlinal de Albufeira, Goncinha) ou acumula-se
em grandes massas a profundidades variáveis (Loulé, Campina de Faro,
Moncarapacho) (Victor et al., 1978).
2.3.1 Análise de fracturação
Os aquíferos presentes na região estudada estão instalados em rochas
carbonatadas pelo que o estudo da organização das fracturas que afectam aquelas
linebreack
-41-
rochas adquire grande importância. Esse estudo comporta dois aspectos
fundamentais: por um lado a definição da densidade e orientação dos principais
sistemas de fracturas, entendendo-se como tal todas as descontinuidades que
afectam a rocha, e por outro lado a definição do tipo destas.
Na primeira fase recorre-se a diferentes técnicas:
- à escala do afloramento contam-se todas as descontinuidades que
intersectam um perfil de medição, registando simultaneamente a atitude. Pode-se,
assim, obter a distribuição direccional e frequência das diferentes familias;
- à escala regional a partir da exploração de fotografias aéreas (levantamento
de campos de fracturas) e respectivo tratamento, quer usando o banco de óptica
(Drogue et al., 1975) quer processos numéricos (Razac, 1979, Almeida, 1983).
Embora a síntese destes dados permita obter uma imagem da organização
das fracturas apenas à superfície, a experiência mostra que a extrapolação em
profundidade é válida no que respeita à distribuição direccional, enquanto que em
relação à intensidade se observa uma diminuição que pode atingir 60% a 600 m de
profundidade (Jamier, 1975).
A classificação dos diferentes tipos de fracturas é importante pois permite
prever a aptidão potencial à circulação e, consequentemente, as direcções
preferenciais de circulação. De facto, verifica-se que as falhas normais ou falhas que
rejogaram em extensão são geralmente mais aptas do que falhas inversas.
O resultado da contagem dos planos de rotura, com ou sem rejeito,
subverticais, feita em estação de terreno, expresso em forma de histograma semi-
circular mostra que em todas se evidenciam direcções preferenciais (Fig. 2.6).
As direcções submeridianas (N10E, N10W) são dominantes nos afloramentos
jurássicos e cretácicos e importantes no Pliocénico, não se encontrando
praticamente representadas na estação feita no Miocénico carbonatado.
As direcções NNE-SSW, E-W e NW-SE estão normalmente bem
representadas.
-42-
Fig. 2.6 – Fracturação nas Formações meso-cenozóicas do Algarve.
Frequências nas estações de medição (Grillot e Almeida, 1982)
A análise, em banco de óptica (Fig. 2.7), fornece resultados comparáveis
embora se verifiquem variações nas intensidades. Esse fenómeno resulta de neste
tipo de análise se contabilizarem os comprimentos acumulados, enquanto que no
primeiro apenas se tomam em conta as frequências.
A comparação dos dois tipos de histogramas mostra que as fracturas
submeridionais são curtas e muito juntas enquanto que as que se situam entre N20
e N050 são longas e, simultaneamente, de malha igualmente apertada.
-43-
Fig. 2.7 – Análise em banco de óptica da fracturação nos calcários do
Malm a partir de fotografia aérea (Grillot e Almeida, 1982)
A análise de microestruturas tectónicas associadas (estilólitos e fendas de
tensão) e de acidentes fracturantes, permite evidenciar várias fases sucessivas de
deformação (Grillot e Almeida, 1982).
Distensão E-W
Os indícios de uma distensão E-W (N080-N090) observam-se
fundamentalmente em três estações localizadas no Jurássico e Cretácico inferior
(Fig. 2.8). São microestruturas associadas (estilólitos de picos verticais e fendas em
echelon de direcção submeridional) e falhas normais, de rejeito centimétrico,
orientadas, em média, segundo N020 a N140.
Não tendo sido observados indícios desta fase em formações posteriores ao
Cretácico inferior, apenas se pode dizer que aquela é posterior a este.
Os acidentes que se podem atribuir, sem dúvida, a esta fase são raros.
-44-
Distensão N-S
Esta fase originou falhas normais N060-N070, inclinando cerca de 85° para
SE, que apresentam estrias com pitch de 85° a 90°.
Estas estruturas que se observam no Maciço Eruptivo de Monchique,
mantêm uma repartição direccional constante.
Fig. 2.8 - Estações onde se fizeram observações microtectónicas (Grillot e Almeida, 1982).
(1) Localização da estação e referência; (2) Direcção de encurtamento horizontal pontual;
(3) Direcção de encurtamento médio
Compressão N-S
No Maciço de Monchique, as estruturas anteriores que são cortadas
sistematicamente por falhas inversas com atitudes N120-N140, 55W, possuem
estrias com pitch vizinho de 90°, e desligamentos direitos (N350-N020) ou
esquerdos (N070-N090), todos subverticais tendo estrias com pitch de 0 a 10° S.
Estes dados indicam uma compressão N030.
-45-
Em quase todas as outras estações do Mesozóico observam-se estruturas
que apontam para uma compressão de direcção entre N340 e N020.
Os factos atrás indicados mostram, em síntese, que:
- a distensão E-W é provavelmente ante-campaniana, pois nenhuma estrutura
atribuível a esta fase se observa no Maciço de Monchique;
- a distensão E-W é anterior à compressão N-S sendo ambas posteriores ao
Campaniano;
- a direcção de compressão deduzida para Monchique se afasta da direcção
fornecida pelas restantes estações, podendo atribuir-se esse desvio à presença de
acidentes preexistentes, no caso presente um desligamento direito NNW-SSE a
favor do qual se deu a implantação dos maciços subvulcânicos de Sintra, Sines e
Monchique (Ribeiro et al., 1979).
Nalgumas estações observam-se desvios consideráveis do campo de
tensões. Na estação 12 (Quinta do Escarpão) tal desvio pode ser atribuído à
vizinhança do acidente de S. Marcos da Serra - Paderne.
A presença em estações próximas, de estruturas indicando direcções de
compressão perpendiculares levou Grillot (1981) a emitir a hipótese duma inversão
local do campo de tensões.
Distensão N-S
A presença nos Calcários lumachélicos da Praia da Rocha de falhas normais
com direcções N080 a N140 e de fendas de calcite verticais orientadas N080-N100,
sugere uma distensão com orientação N020-N030.
Distensão E-W (?)
Embora os arenitos pliocénicos não sejam muito propícios à observação de
estruturas tectónicas, nalguns locais (por exemplo junto à Aldeia das Açoteias) a
erosão faz destacar alguns planos que resultam da circulação e precipitação
de calcite em fendas preexistentes.
Estas fendas distribuem-se, fundamentalmente, segundo as direcções
N020 e, mais raramente, N160.
-46-
Estas estruturas poderiam, pois, relacionar-se com uma distensão E-W,
embora, aparentemente, não se tenham observado acidentes que pudessem ser
interpretados como falhas normais. Fendas de tensão, de direcção N020 que
afectam os calcários lumachélicos da Praia da Rocha, poderiam igualmente
relacionar-se com esta fase.
No SE de Espanha R. Armijo et al. (1977) puseram em evidência uma
distensão N-S datada do Miocénico superior e uma distensão E-W datada do
Pliocénico superior ao Quaternário antigo.
CAPÍTULO 3
G E O M O R F O L O G I A
O relevo do Algarve foi objecto de estudo de vários autores de que
destacaremos os mais importantes.
H. Lautensach (1937) foi o primeiro autor a reconhecer as formas de relevo
do Algarve e a interpretá-las criteriosamente.
A. Medeiros de Gouveia (1938), que inclui na sua obra um resumo geológico
bem ordenado, pressentiu a unidade primitiva de uma superfície de cimos da Serra e
da Orla deformada em época recente. Este autor admite que a fixação dos grandes
traços do relevo actual se deu no fim do Terciário ou no Quaternário.
Mariano Feio (1951) estuda pormenorizadamente o relevo do Baixo Alentejo
e Algarve e aponta os factores essenciais que intervieram na génese do
relevo actual.
De entre esses factores destaca-se a ocorrência de movimentos verticais e de
báscula condicionados por acidentes de direcção NW-SE e E-W que
fragmentaram e desnívelaram uma antiga superficie de aplanação do Paleozóico
(cotas Malhão 537 m, Juncal 522 m, Ferros 489 m, Zebro 542 m, Negros 474 m,
etc.) que se continua pela orla mesozóica (Fig. 3.1) onde alguns relevos conservam
ainda restos do depósito correlativo, constituído por calhaus de quartzito e de
grauvaque (Rocha da Pena 479 m, Rocha de Soidos 467 M, Cabeço da Areia
377 m, Picavessa 317 m, Monte Seco 296 m, Alfeição 324 m, etc.) (Feio, 1951).
-48-
Fig. 3.1 - Perfil entre Juncal e Pena ilustrando a continuidade, na orla, da superfície de
aplanação do Paleozóico
A continuidade daquela superfície é interrompida a leste da Rocha da Pena
pela falha da Eira de Agosto (Fig. 3.2) e a oeste de Soidos pelo acidente de S.
Marcos da Serra, (ibidem).
Fig. 3.2 - Perfil entre Moita da Guerra e Salir ilustrando o desnívelamento causado pela falha
da Eira de Agosto
A ausência de contrastes de dureza nos xistos e grauvaques paleozóicos, ao
contrário do que sucede com as rochas da orla onde eles existem, embora não
sejam muito marcados, conduziu a uma diferenciação entre as duas unidades.
Os xistos e grauvaques são praticamente impermeáveis e relativamente
brandos o que conduziu ao encaixe profundo da rede hidrográfica. Este facto aliado
à grande densidade da rede confere à paisagem um cunho particular conhecido
como relevo em "montículos de toupeira".
Os factos atrás apontados justificam a divisão clássica entre Serra Algarvia
ou Alto Algarve, correspondendo ao Paleozóico, e a Orla (Lautensach, 1937).
Uma extensa superfície de abrasão talhada na Orla permite considerar nesta,
duas regiões: o Barrocal e a Beira-Mar ou Litoral. A passagem de uma região a outra
faz-se, em geral, por um degrau bem marcado.
-49-
Dobramentos e falhas são responsáveis, pela alternância de cadeias de
relevos e de zonas deprimidas, ambas com direcção E-W, no Barrocal do centro do
Algarve.
Grande parte do percurso da Ribeira do Algibre está instalada na depressão
mais meridional.
3.1 Rede hidrográfica
Na Serra Algarvia a rede hidrográfica está, muitas vezes, condicionada por
direcções de fractura, sobretudo a direcção NW-SE.
Grandes troços dos vales da Ribeira do Rio Seco, a NE de Salir, Ribeira da
Brazieira, a E da Rocha da Pena, Ribeira do Vale da Mata, a NW de Messines e de
muitas outras ribeiras seguem aquela direcção. A direcção NE-SW também está
amplamente representada, por exemplo em troços do Rio Arade, da Ribeira do
Gavião e da Ribeira do Meirinho a N e E de Messines, etc.
No Barrocal os vales seguem nalguns casos as direcções referidas, como por
exemplo a Ribeira dos Moinhos, que se continua pela Ribeira da Fonte Benémola, e
o troço final da Ribeira de Quarteira que seguem a direcção NW-SE. No entanto,
também se orientam com frequência segundo as direcções E-W e N-S.
O estudo quantitativo da rede hidrográfica pode fornecer indicações
hidrogeológicas importantes pois, em certas condições, dá uma primeira indicação
das zonas potencialmente mais interessantes.
A densidade de drenagem (Dd) é a mais importante de todas as
características morfométricas (Hagget e Chorley, 1974, Gregory e Wailing,
1976).
Segundo Horton (1945) a densidade de drenagem é definida pela razão entre
o comprimento total das linhas de água existentes em dada região e a área desta:
ALDd Σ
=
-50-
Obviamente que Dd depende do binário, energia disponível para provocar
erosão e resistência dos terrenos a esta. Assim, Dd depende fundamentalmente de
factores climáticos, topográficos e geológicos, nomeadamente quantidade e
sobretudo a intensidade de precipitação, o declive médio, a cobertura vegetal e a
permeabilidade dos solos.
No caso presente, tendo em conta que se trata de uma região com extensas
manchas de carácter relativamente homogéneo do ponto de vista climático, é
sobretudo a relação existente entre Dd e a capacidade de infiltração dos solos que
se procura evidenciar, pois mantendo constantes as outras condições, Dd
caracteriza de forma indirecta a capacidade de infiltração dos solos que cobrem uma
bacia (Sokolov, 1969).
As variações que se verificam dentro da mesma classe litológica relacionam-
-se sobretudo com factores de relevo, vegetação e antrópicos.
Com o objectivo de verificar as relações que se acabaram de indicar, Almeida e Romariz (1981 e 1984) elaboraram o Mapa de Densidade de Drenagem do
Algarve, utilizando como base de trabalho a Carta Militar de Portugal na escala
1:25 000.
A Figura 3.3 representa a parte desse mapa correspondente à região do
Algarve Central estudada neste trabalho.
A fim de eliminar variações introduzidas por mudanças de critério de execução
ou por variações do grau de precisão, foram utilizadas naquele trabalho, sempre que
possível, cartas editadas na mesma época.
A metodologia seguida foi a seguinte (Almeida e Romariz, 1981):
- em cada quadrícula quilométrica mediu-se, com curvímetro, o comprimento
total das linhas de água;
- os valores obtidos foram passados para uma quadrícula quilométrica na
escala 1:100 000, escala final do trabalho;
- desenharam-se as curvas separadoras das diferentes classes, considerando
o valor de Dd de cada quadrícula referido ao respectivo centro;
- finalmente, as curvas obtidas foram alisadas e corrigidas por inspecção
visual da carta na escala 1:25 000.
-51-
Fig. 3.3 – Mapa de Densidade de Drenagem. Densidade de Drenagem expressa em km-1.
-52-
A fim de acelerar o trabalho, sobretudo nas zonas de elevada Dd, tentou-se
estabelecer uma relação entre aquele parâmetro e o número de confluências por
km2. Para tal fez-se a regressão entre os dois parâmetros obtidos numa zona piloto
(Bacia hidrográfica da Ribeira de Quarteira). Verificou-se que os dois parâmetros
se relacionam através da expressão:
Dd = 1,398 + 0,365 × Nl + 0,0051 × Nl2
onde Nl representa o número de confluências.
A definição das classes adoptadas baseou-se nas frequências observadas na
referida bacia.
A análise dos resultados verificados na área estudada, permite concluir que
há boa correlação entre as diferentes categorias litológicas e as classes de Dd.
A Serra Algarvia apresenta os valores mais elevados de Dd, geralmente
superiores a 3,5 km-1. As variações de Dd dentro desta unidade estão relacionadas
sobretudo com factores de relevo. Os valores mais elevados encontram-se na Serra
do Caldeirão.
Os calcários e dolomitos jurássicos têm, em geral, Dd baixa, entre 0 e 2 o que
concorda com outros indícios de elevada capacidade de infiltração daquelas rochas,
nomeadamente a ocorrência de formas superficiais de carsificação.
Os calcários margosos e margas do Malm, arenitos e margas do Trias-
Infralias, depósitos detríticos terciários e quaternários, etc. têm Dd entre 2 e
3,5 km-1.
A comparação dos valores obtidos para o Algarve com outros publicados em
diversos trabalhos permite constatar que a Dd do Barrocal é inferior à indicada para
o Maciço de Garraf (Custodio e Llamas, 1976, p.2280) e superiores às registadas
no Maciço Central (FRANÇA) no mesmo tipo de rochas (Rambert, 1973).
José Hernandez e Fernandez-Rubio (1976) obtiveram valores
substancialmente mais altos para rochas dolomíticas do Sul de Espanha, mas o
contexto climático e estrutural é muito diferente do existente no Algarve.
-53-
Além da Dd, determinou-se, ainda, a razão de confluência (bifurcation ratio) e
a razão de comprimentos médios, dois parâmetros morfométricos com interesse.
A razão de confluência é dada pelo quociente entre o número de segmentos
de uma dada ordem e o número de segmentos de ordem imediatamente superior:
Rb = Nu / Nu+1
sendo o número de ordem de cada segmento atribuído de acordo com os critérios
propostos por Strahler (1952).
Em cada região verifica-se, em geral, uma relação entre o número de ordem e
número de segmentos dessa ordem, do tipo:
log Nu = a - b.u
sendo u o número de ordem, a e b coeficientes.
Os pares de pontos u - log Nu definem uma recta cujo pendor b permite
calcular a razão de confluência, a partir da expressão:
Rb = 10-b (Strahler, 1964).
Calcularam-se as razões de confluência para algumas bacias tributárias da
Bacia da Ribeira de Quarteira (Ribeira do Rio Seco, Ribeira da Carrasqueira, Ribeira
da Quinta do Freixo, Ribeira da Brazieira, Ribeira do Vale Álamo, Barroca dos
Arrodeiros, Corgo da Fonte e Barranco da Ameijoafra) tendo-se obtido os seguintes
resultados:
Nº de ordem (u) Nº de segmentos (Nu)
1 871
2 200
3 47
4 15
5 3
A razão de confluência obtida a partir da recta de regressão u versus log Nu
(fig. 3.4), é de 4,03.
-54-
Segundo Strahler (1964) Rb varia geralmente entre 3,0 e 5,0, sendo superior
a 5,0 apenas em bacias hidrográficas em que a estrutura condiciona fortemente a
rede de drenagem.
A razão dos comprimentos médios Rl é definida pelo quociente entre o
comprimento médio dos segmentos de dada ordem uL e o comprimento médio dos
segmentos de ordem imediatamente superior:
1uul L/LR +=
Por sua vez, o comprimento médio dos segmentos de ordem u é dado pela
razão:
uiu,u N/LL Σ=
onde N é o número total de segmentos de ordem u e ΣLu,i a soma dos
comprimentos dos mesmos.
Em geral verifica-se a seguinte relação, entre o comprimento médio dos
segmentos de dada ordem e o comprimento médio dos segmentos de primeira
ordem:
1-ul1u RLL ⋅=
Passando a logarítmos obtém-se uma relação do tipo:
ubaLlog u ⋅+=
sendo b = log Rl e l1 RlogLlog −=a .
Pode-se, portanto, obter Rl a partir do pendor b da recta de regressão de u
versus log uL : Rl = log-1 b.
Para obtenção de Rl usaram-se dados referentes a duas bacias hidrográficas
subsidiárias da Ribeira de Quarteira, que abrangem essencialmente terrenos
carbónicos (1º grupo) e a bacias subsidiárias da mesma ribeira, instaladas em
rochas carbonatadas, margosas e detríticas do Jurássico, do Cretácico e do
Terciário (2º grupo), Quadro 3-I. Finalmente fez-se a projecção do conjunto total (Fig.
3.5).
-55-
Fig. 3.4 – Relação entre o número de segmentos (Nu) e número de ordem (u)
Fig. 3.5 – Relação entre comprimentos médios ( uL ) e número de ordem (u).
(1) 1º Grupo; (2) 2º Grupo; (3) Conjunto Total
-56-
QUADRO 3-I
COMPRIMENTOS MÉDIOS DOS SEGMENTOS uL DE ORDEM u
Ordem
1º Grupo 2º Grupo
1 0,213 0,405
2 0,444 0,724
3 0,919 1,746
4 1,596
5 5,000
A comparação dos dados obtidos para os dois conjuntos (Quadros 3-I e 3-II)
mostra que os comprimentos médios dos segmentos da mesma ordem são muito
maiores para as bacias hidrográficas situadas em terrenos mesozóicos.
QUADRO 3-II
Bacias do 1° grupo Rl = 2,136
Bacias do 2° grupo Rl = 2,186
Conjunto total Rl = 1,960
3.2 Morfologia cársica
A morfologia das rochas carbonatadas fornece importantes indicações
hidrogeológicas, o que justifica plenamente o espaço que habitualmente lhe é
consagrado em trabalhos versando a hidrogeologia cársica.
De facto a densidade e disposição das formas cársicas superficiais dá uma
ideia bastante precisa da capacidade de infiltração nos maciços calcários. As
formas subterrâneas fornecem indicações úteis sobre as direcções preferenciais
de carsificação, existência de ciclos de carsificação, importância da circulação
subterrânea, etc.
O Algarve Central é a região onde as formações carbonatadas atingem maior
linebreack
-57-
expansão, pelo que ali se encontram as formas cársicas mais representativas. No
entanto, nem ali, nem no resto do Algarve, as formas atingem o desenvolvimento e
a espectacularidade das existentes nos maciços calcários da Estremadura. De facto,
as cavidades subterrâneas são pouco profundas e de pequeno desenvolvimento, as
formas superficiais menos frequentes e menos bem definidas que as congéneres da
Estremadura.
Várias razões podem ser aduzidas para explicar estes factos, entre as quais a
menor espessura das séries calcárias, a tendência das rochas dolomíticas para a
desagregação, maior dobramento e fracturação, etc.
Os lapiás e as dolinas são mais frequentes e característicos nos Calcários e
Dolomitos do Escarpão (Malm) ali se situando igualmente as cavernas mais
importantes. Por outro lado, as grandes depressões cársicas são mais frequentes,
ou pelo menos, melhor definidas, nos Calcários e Dolomitos da Picavessa (Liássico).
Os calcários margosos não mostram tendências para se dissolverem dando
as formas superficiais dai resultantes; pelo contrário têm tendência para se
alterarem formando os caliços (Carvalho e Prates, 1983), crostas carbonatadas
tão típicas no Algarve.
As formas cársicas subterrâneas foram objecto de inventariação em 1979
(Almeida, 1979). Posteriormente foi feita uma inventariação exaustiva das formas
superficiais (Crispim, 1982).
Com base naqueles trabalhos pode-se apresentar um sumário das formas
cársicas presentes na área estudada.
3.2.1 Calcários e Dolomitos da Picavessa
Nesta formação os lapiás são geralmente pouco extensos e as formas
observadas pouco características.
Os dolomitos originam por vezes, uma forma de lapiás muito vulgar no
Algarve, os megalapiás. Estas formas encontram-se na Serra da Picavessa, na
Serra Aguda, na Cabeça Gorda (cerca de 5,5 km a WNW de Paderne), no
Espargal, etc.
Neste tipo de lapiás são comuns os grandes dorsos de superfícies lisas e
arrendondadas, relevos cónicos ou pedunculados, torres, blocos isolados, etc.
(Crispim. 1982).
-58-
Quando não existem os megalapiás surgem lapiás residuais (Cerro da Corte),
lapiás de arestas vivas ou lapiás semi-enterrado, este último sobretudo nas
vertentes (ibidem).
As dolinas estão presentes, embora muitas vezes tenham contornos mal
definidos, e estejam muito degradadas ou abertas. Encontram-se, no entanto,
alguns dos tipos habitualmente descritos pelos carsologistas.
As dolinas de abatimento estão representadas por algumas cavidades de
grande diâmetro, de paredes verticais, como o Algarão da Figueira, o Algarão do
Almires, o Algarão do Cerro da Corte, etc. É, no entanto, habitual incluir estas
estruturas nas formas endocársicas.
No bordo Leste da Rocha da Pena existe uma dolina de abatimento furada,
que dá acesso a uma cavidade, o Poço dos Mouros. Na região de Benaciate-
Monte Branco (Sul de S. Bartolomeu de Messines) abrem-se umas três dezenas de
dolinas em selha. São geralmente de contorno bem definido, com fundo plano e
diâmetro entre 60 m e 100 m.
Nos relevos situados perto do limite norte do mesozóico são comuns as
dolinas em concha, muitas vezes com contorno que denuncia controlo
estrutural. Na Rocha da Pena são alongadas segundo a direcção E-W, com
dimensões que podem chegar aos 90m por 200m.
A SE de Esteval de Mouros (Paderne) existe uma dolina-lagoa de
contorno mal definido e fundo preenchido por terra rossa. Dois quilómetros a SW da
referida povoação há vários sumidouros activos que devem ser considerados
dolinas-sumidouros. Também no lugar de Cabanita, perto da estrada Ferreiras-
S.Bartolomeu de Messines, existe uma estrutura do mesmo tipo.
Também estão presentes as grandes depressões, tipo polje. Apenas uma -
Nave do Barão - é completamente fechada.
Geralmente as grandes depressões cársicas desenvolvidas nos Calcários e
dolomitos da Picavessa denotam acentuado controlo estrutural, alongando-se de
preferência segundo a direcção E-W ou NW-SE.
A Nave do Barão, situada a S de Salir, é uma depressão fechada, alongada
na direcção E-W, com cerca de 4 km de comprimento e largura variando entre os
linebreack
-59-
500m e os 1000m. O fundo, bastante plano na extremidade Leste, tem altitude
situada entre 150m e 160m. É também nesta extremidade que é maior a
espessura de depósitos aluvionares que preenchem o fundo da depressão, cerca
de 52m (Crispim, 1982).
Não existem exsurgências nem sumidouros relacionados com esta
depressão. As águas das chuvas acumulam-se na extremidade Leste formando uma
lagoa, a Lagoa da Nave, que seca geralmente até Abril ou Maio por acção apenas
da evaporação.
Os habitantes locais mencionam alguns pontos situados junto ao bordo N,
logo abaixo da estrada para a povoação Nave do Barão, onde ocasionalmente a
água se some através de fendas. No entanto, estes dispositivos têm fraca
capacidade de absorção e funcionam apenas episodicamente sendo rapidamente
colmatados pelos sedimentos arrastados pelas águas.
A Nave dos Cordeiros é um polje aberto na extremidade Oeste, que se situa
no alinhamento da Nave do Barão.
Na extremidade Leste da Nave dos Cordeiros, o fundo é muito regular, com
uma altitude entre 175m e 177m. Para Oeste da povoação Charneca da Nave,
onde existem alguns relevos residuais (hums) a depressão estreita e inflete para
NW. Uma linha de água, Vala Grande, drena parcialmente, a depressão. No
entanto, na época das chuvas o polje fica alagado no extremo Leste chegando as
águas a cobrir as vinhas que ai se encontram. Tal como acontece com a Nave do
Barão, também aqui não se conhecem sumidouros ou exsurgências. Os habitantes
referem a existência de um sumidouro, no bordo Sul, que drenava o polje mas que
estaria actualmente obstruído.
O extremo NW desta depressão liga-se a uma outra de contorno bem
definido e fundo plano, que igualmente se pode considerar um polje aberto, a
depressão do Pomar, a Sul de Alte.
Existem outras áreas deprimidas de fundo mais ou menos plano e
contorno irregular que se podem considerar depressões cársicas tipo polje ou uvala,
quase sempre degradados ou incipientes. São sobretudo frequentes entre
Paderne e Esteval de Mouros e perto das povoações de Benaciate, Mourição,
Ferrarias, etc. (a S de S.Bartolomeu de Messines).
-60-
Nos Calcários e Dolomitos da Picavessa existem, também, formas
endocársicas com certa importância. No extracto do Mapa Carsológico do
Algarve (Crispim, 1982), referente à área estudada neste trabalho, representam-se
cerca de duas dezenas de cavidades, de características diversas, que se abrem na
referida formação.
Seguidamente referem-se as cavidades mais importantes assinaladas,
mencionando o nome, as coordenadas militares e algumas referências.
Caverna do Barranco (M 187,23 P 30,76)
Sinonímia: Algarão do Remexido.
Situa-se a 1700 m a SE de S. Bartolomeu de Messines, na margem
esquerda do Barranco do Ribeiro. Inicia-se por uma pequena vertical que dá
acesso a uma sala de onde parte uma segunda vertical que comunica com
andares inferiores.
Algarão de Vale Fernandes (M 191,69 P 31,45)
Situa-se a cerca de 120 m a SW do v.g. Rocha de Messines a NE da
povoação Messines de Cima. Inicia-se por uma vertical de 26,5 m.
Igrejinha de Soidos (M 197,99 P 31,42)
Situa-se a cerca de 2,3 km a NE de Alte, perto da povoação Rocha de
Soidos. Entrada em rampa que dá acesso a sala de grandes dimensões de
onde partem algumas derivações.
Algar da Parreira (M 198,00 P 30,84)
Algar constituído por uma única vertical de 25 m. Obstruído no fundo.
Algarão da Várzea do Algar (M 190,90 P 29,10)
Caverna sumidouro que drena uma depressão cársica, a Várzea do Algar.
A abertura situa-se no fundo de uma dolina e dá acesso a duas salas que
comunicam entre si. As salas encontram-se juncadas de blocos desprendidos
do tecto.
-61-
Sumidouro dos Lentiscais (M 195,41 P 27,88)
Sinonnnia: Caverna de Lentiscais.
Situado a 1 km a W de Estevais de Mouros (Paderne). Abre-se no fundo de
uma depressão e é penetrável numa pequena extensão. Perto situam-se
outros sumidouros.
Algarão da Cabanita (M 192,68 P 25,56)
Sinonímia: Sumidouro da Cabanita; Algarão da Ribeira de Alte.
Situa-se à esquerda da estrada Ferreiras - S. Bartolomeu de Messines,
cerca de 2 km a N de Purgatório. Actualmente encontra-se obstruído.
Algarão da Cabeça Gorda (M 199,42 P 25,51)
Situado na vertente NW da Cabeça Gorda a uns 150 m de um forno de cal.
A entrada é vertical e dá acesso a uma sala de abatimento de onde partem
algumas pequenas derivações.
Algarão da Guiné (M 190,77 P 24,11)
Sinonímia: Caverna do Sítio da Ladeira; Algarão de Matos.
Situa-se a 300 m a N da Aldeia de Matos. Essencialmente constituído por
uma fenda alargada, atinge uma profundidade superior a 30 m.
Caverna do Poço dos Mouros (M 203,23 P 32,13)
Sinonímia: Poço dos Mouros; Buraco dos Mouros.
Situa-se na Rocha da Pena e a sua entrada abre-se no fundo de uma dolina.
Algarão de Figueira (Fig. 3.6) (M 203,93 P 25,98)
Algar situado a 1200 m do v.g. Picavessa do lado esquerdo da estrada Loulé-
Benafim.
Algarão do Belitão (M 203,15 P 25,48)
Algar situado perto do anterior, para SW, com abertura de grandes
dimensões.
-62-
Fig. 3.6 – Algarão da Figueira. Planta e Corte, segundo Maurin et al. (1982)
-63-
Algarão do Almires (M 205,29 P 26,54)
Situado no Cerro de Picavessa a uns 300 m para leste do v.g. Picavessa.
Entrada de grandes dimensões, mas desenvolvimento pequeno.
Algarão de Picavessa (M 206,31 P 27,05)
Situado a cerca de 1400 m para NE do v.g. Picavessa. Entrada grande, mas
desenvolvimento pequeno.
Caverna da Solestreira (M 210,85 P 27,25)
Sinonímia: Solestreira (ou Salustreira ou Solustreira Grande); grutas de
Querença.
Situada perto da Fonte Benémola, na margem esquerda da Ribeira do
mesmo nome.
Constituída por uma galeria pequena, com uma derivação. Tem duas
entradas. Perto existe outra caverna de menores dimensões: Solestreira
Pequena.
3.2.2 Calcários e Dolomitos do Escarpão (Malm)
Com excepção das grandes depressões cársicas que se situam
predominantemente nos calcários e dolomitos do Liássico, é nos Calcários e
Dolomitos do Escarpão, sobretudo nos primeiros termos desta formação, que se
encontram as formas cársicas, tanto superficiais como subterrâneas, mais
características e importantes.
Embora nesta formação existam quase todas as formas de lapiás, o
megalapiás é o que ocupa maior extensão e o que apresenta formas mais
espectaculares.
As manchas mais extensas situam-se a N e NW de Loulé, em Cerro da Águia,
no Barrocal de Vale de Telheiro e na Cabeça Gorda de Clareanes.
Os megalapiás do Cerro da Águia ocupam uma superfície pouco acidentada,
com alguns km2, separada do Barrocal pela depressão de Soalheira-Almarjão,
alongada segundo a direcção NE-SW.
-64-
No Cerro da Águia e no Barrocal as formas são semelhantes, sendo
frequentes os dorsos, as torres, os corredores de lapiás (Bogaz), os blocos
residuais e pequenas depressões fechadas (pias).
J. A. Crispim (1982) chama a atenção para o papel dos lapiás na
conservação das formas topográficas herdadas (imunidade cársica). Esse papel
está bem patente nestas duas zonas onde uma superfície de aplanação situada à
cota 260-270 é claramente visível. A presença de formas de absorção difusas
e também de numerosos algares (ver formas endocársicas) impede o
escoamento superficial evitando assim a degradação das formas herdadas.
Os corredores cársicos têm tendência para se orientarem segundo a direcção
N25-N30 sendo frequentemente intersectados por diaclases N120.
Na área estudada neste trabalho existem muitas outras manchas de
megalapiás embora com carácter menos espectacular. Mencionam-se, entre
outros, o Cabeço da Câmara e Goldra-Nexe.
Nos calcários do Malm são relativamente frequentes as dolinas sendo estas,
em geral, de contornos melhor definidos, do que as que existem nos calcários
liássicos.
Além de numerosas dolinas dispersas pelas principais manchas calcárias
como o Cerro da Águia, Cabeça Gorda, etc., são dignas de menção algumas
zonas onde aquelas formas se encontram mais ou menos agrupadas. Estão neste
caso as dolinas da depressão da Campina de Galegos (S. Romão), da Quinta do
Escarpão, a base da vertente S da colina de cota 354 a S de Amendoeira (N de
Loulé), Gorjões, etc.
Muitas destas dolinas podem ser consideradas dolinas-sumidouros. A maior
parte situa-se nos calcários com polipeiros siliciosos da base dos Calcários e
Dolomitos do Escarpão ou seja perto da base impermeável constituída pelas Margas
e Calcários Margosos do Peral. Estas dolinas são geralmente de contorno circular,
em forma de concha ou de selha.
Nos calcários do Malm não existe, na região estudada, nenhuma depressão
cársica que se possa considerar inequivocamente como polje.
A depressão que mais se aproxima daquele tipo morfológico é a Campina de
linebreack
-65-
Galegos, entre S. Romão e Alportel. E uma depressão alongada, com cerca de 3 km
de comprimento e largura média de 500 m, com fundo bastante plano onde se
abrem numerosas dolinas, como já foi referido.
Existem, ainda, outras depressões abertas, de fundo mais ou menos plano e
cobertas de terra-rossa que se podem considerar aplanações cársicas. A sua
génese é provavelmente mista, correspondendo a antigas superfícies de
aplanação sujeitas posteriormente a corrosão cársica. Estas depressões estão,
quase sempre, relacionadas com as superfícies de aplanação referidas por Feio
(1951) e não é raro que a par de depósitos residuais de terra-rossa, testemunhando
os processos de carsificação, se encontrem restos de antigas coberturas,
denunciando o carácter misto destas estruturas.
Entre outras depressões deste tipo, citam-se a Campina de Cima (Loulé) à
cota 205-207 m, a Quinta do Escarpão (aos 120-125 m), a Campina de Baixo,
Loulé (aos 65-80 m), etc.
Na base do Cabeço da Câmara, entre Quatro-Estradas e Vargem de Mão
estende-se uma aplanação bastante perfeita de cotas entre 40 e 50 m, rebaixada em
relação às aplanações situadas a Sul, cobertas por depósitos detríticos terciários.
O rebaixamento reflecte o papel importante da dissolução na evolução do relevo,
nesta região.
Existe, ainda, uma série de relevos e de depressões assimiláveis a uvalas,
situados a N da estrada de Faro-Lagos, entre Boliqueime e Cabeço da
Câmara. Os bordos destas depressões são constituídos por calcários margosos da
Formação do Peral e o fundo por dolomias cobertas por terra-rossa. Merece
destaque a depressão de Benfarras de contorno bem definido e fundo muito plano.
É nos Calcários e Dolomitos do Escarpão que se encontram as formas
endocársicas mais importantes e numerosas de todo o Algarve.
As regiões que exibem maior densidade de formas endocársicas situam-se no
Cerro da Águia e no Barrocal a NW de Loulé e a NE de Moncarapacho (Cerro da
Cabeça e Cerro Longo), estas já fora da área estudada neste trabalho.
Seguidamente referem-se as cavidades mais importantes assinaladas,
mencionando o nome, as coordenadas militares e algumas referências.
-66-
Algarão do Escarpão (M 193,05 P 20,40)
Situado no planalto calcário da Quinta do Escarpão. A entrada situada numa
antiga pedreira, dá acesso a um conjunto de galerias e poços que termina
numa zona com circulação activa.
Algarão da Lage Gorda (M 204,80 P 22,18)
Situado numa zona muito carsificada, 400 m a Norte da povoação de
Varejota.
Algarão da Cerca dos Santos (M 205,02 P 22,54)
A entrada desta cavidade situa-se no fundo de uma dolina e dá acesso a
poços e salas que atingem uma profundidade máxima de 34 m (Fig. 3.7).
Algarão da Pia Silveira (M 205,13 P 22,82)
Algar com entrada de grandes dimensões mas pouco profundo.
Algarão do Penedo da Carreira (M 205,49 P 22,48)
Uma das cavidades mais importantes do Algarve, constituída por várias
verticais e salas, escavadas em dolomitos arenizados. No interior existe
grande quantidade de areias dolomíticas (Fig. 3.8).
Algarão da Pia Troncão (M 205,45 P 22,45)
Cavidade constituída por uma sala cujo acesso se faz através de uma rampa.
Algarão da Monteira (M 207,28 P 22,94)
Sinonímia: Algarão do Algarve, A. do Manuel Murta.
Actualmente encontra-se obstruído. Segundo informação dos habitantes do
local era muito fundo.
Algarão Pisco (M 206,40 P 20,85)
Muito obstruído. Funciona como sumidouro.
-67-
Fig. 3.7 – Algarão da Cêrca dos Santos. Corte desenvolvido, segundo
Maurin et al. (1982)
-68-
Fig. 3.8 – Algarão do Penedo da Carreira. Planta e Corte, segundo
Maurin et al. (1982)
CAPITULO 4
C L I M A T O L O G I A
Um dos objectivos práticos de qualquer estudo de hidrogeologia regional deve
ser a avaliação dos recursos hídricos da zona a que se refere. Para tal é necessário
dispor de dados climáticos, tais como precipitação e temperatura, provenientes de
estações de observação apropriadas.
Em Portugal essas observações estão a cargo, fundamentalmente, do
Instituto Nacional de Meteorologia e Geofísica e da Direcção Geral dos Recursos e
Aproveitamentos Hidráulicos, dispondo esta última da maioria dos postos
udométricos existentes.
Existem, ainda, alguns postos de observação pertencentes a entidades
estatais, nomeadamente aos Serviços Regionais de Agricultura, ou privados,
mas os períodos de observação são, geralmente, curtos e os dados de difícil
acesso.
A maioria dos elementos climáticos usados neste trabalho foram colhidos
numa publicação periódica especializada o Anuário Climatológico de Portugal.
Porém, os dados referentes aos últimos seis anos foram obtidos por consulta
directa dos registos da Direcção Geral dos Recursos e Aproveitamentos Hidráulicos,
a quem agradecemos a pronta colaboração.
Normalmente as séries disponíveis não são utilizáveis de modo imediato por
duas razões: por vezes apresentam lacunas e outras vezes estão eivadas de erros
de diversos tipos. Por isso torna-se necessário proceder a tratamento apropriado
com o fim de preencher as lacunas que possam existir e detectar, e corrigir,
possíveis erros.
-70-
Esse tratamento foi feito, no caso presente, recorrendo a programas feitos
para o efeito e destinados a ser corridos em microcomputador.
As estações meteorológicas e postos udométricos utilizados constam do
Quadro 4-I, onde também se indicam as respectivas coordenadas e os dados
disponíveis.
Alguns registam dados desde 1895 enquanto que outros só recentemente
foram criados. Alguns postos foram extintos com o decorrer dos anos.
QUADRO 4-I
COORDENADAS E CARACTERÍSTICAS DAS ESTAÇÕES METEOROLÓGICAS
(EM) E POSTOS UDOMÉTRICOS (PU) USADOS
Tipo Nº Localidade Latitude Longitude Hs Período
PU 418 S. Bartolomeu de Messines 37º 15’ 8º 18’ 150 1933-1979
PU 418a Barragem do Arade 37º 14’ 8º 23’ 70 1950-1979
PU 419 Sobreira (Salir) 37º 18’ 8º 04’ 475 1942-1979
PU 419a S. Barnabé 37º 22’ 8º 10’ 250 1964-1979
PU 419b Foz do Ribeiro 37º 19’ 8º 14’ 150 1964-1979
PU 419c Vale de Barriga 37º 17’ 8º 18’ 110 1964-1979
PU 419d Monte Ruivo 37º 17’ 8º 09’ 240 1964-1979
PU 419e Santa Margarida 37º 15’ 8º 11’ 250 1964-1979
PU 420 Catraia 37º 18’ 7º 50’ 420 1932-1973*
EM 430 Faro 37º 01’ 7º 55’ 36 1895-1979
EM 431 S. Braz de Alportel 37º 10’ 7º 54’ 325 1941-1979
PU 431a Santa Catarina (Tavira) 37º 09’ 7º 47’ 182 1959-1979
PU 432 Barranco do Velho 37º 14’ 7º 56’ 475 1935-1979
PU 433 Loulé 37º 08’ 8º 01’ 173 1931-1979
PU 433a Paderne 37º 10’ 8º 12’ 80 1958-1978*
EM 433b Quarteira 37º 04’ 8º 06’ 4 1958-1973*
* Extintas
-71-
4.1 Precipitações
4.1.1 Tratamento dos dados
A fim de se usar, para o cálculo das precipitações médias, séries de 30 anos,
como recomenda a Organização Meteorológica Mundial, houve que completar
algumas séries.
Para tal utilizou-se o modelo de regressão linear:
y = a0 + a1 x
onde: y = valor a completar
x = valor correspondente, da série completa.
Os parâmetros a0 e a1 foram estimados pelo método dos mínimos quadrados:
xaya l0 −=
n/)x(-xn/)yx(yxa 2
i2i
iiii1 ΣΣ
ΣΣ−Σ=
onde: yi = valores disponíveis da série a completar
xi = valores correspondentes aos yi, da série completa
n/yy iΣ=
n/xx iΣ=
O Quadro 4-II mostra os valores disponíveis antes de completados e
corrigidos.
A escolha da estação, com série completa, a usar para completar outra série,
foi feita com base na matriz de correlações entre estações (Quadro 4-III).
Assim, para completar uma estação, escolheu-se a estação com série
completa que com ela apresenta maior coeficiente de correlação.
O coeficiente de correlação foi calculado a partir dos dados homólogos das
duas estações:
n)/)y(-y/n)()x(-x(
n/)yx(yxr2
i2i
2i
2i
iiii
ΣΣΣΣ
ΣΣ−Σ=
-72-
QUADRO 4-II
DADOS DE PRECIPITAÇÃO DISPONÍVEIS
ANO 418 418a 419 419a 419b 419c 419d 419e 420 430 431 431a 432 433 433a 433b
1950 496,2 - 600,2 - - - - - 622,6 388,1 595,4 466,0 938,6 428,6 - -
1951 711,0 - 998,8 - - - - - 695,6 297,2 710,5 552,0 1209,2 537,8 - -
1952 726,2 - 1002,0 - - - - - 1003,2 395,3 865,6 667,8 1237,3 553,4 - -
1953 749,8 - 950,5 - - - - - 969,6 488,8 836,1 645,8 1212,3 751,8 - -
1954 339,0 - 526,0 - - - - - 320,8 256,6 436,0 346,9 655,0 323,3 - -
1955 918,4 - 1222,1 - - - - - 1165,8 666,2 1020,5 783,6 1300,2 885,8 - -
1956 754,2 775,6 917,8 - - - - - 768,8 464,5 773,4 599,0 724,2 598,6 - -
1957 514,0 586,5 657,0 - - - - - 641,4 347,8 713,4 554,1 840,9 473,0 - -
1958 734,0 556,4 930,2 - - - - - 835,6 498,5 912,2 702,7 881,3 746,4 - -
1959 902,2 - 840,0 - - - - - 853,2 507,2 843,6 651,4 1278,9 763,6 740,0 501,1
1960 763,0 824,5 1155,4 - - - - - 983,4 624,5 1206,5 888,4 1202,1 1043,3 889,8 548,5
1961 635,0 526,0 916,4 - - - - - 889,5 426,2 810,5 585,9 756,9 525,2 570,4 445,0
1962 821,8 631,3 1046,8 - - - - - 1069,4 612,4 983,7 810,4 937,6 765,6 808,2 560,3
1963 1100,9 1096,3 1505,0 - - - - - 1474,1 819,8 1502,5 1114,1 1585,3 1171,7 1309,2 834,4
1964 558,8 520,0 769,1 - - - - - 730,0 383,1 797,7 524,2 599,6 623,7 523,1 377,3
1965 690,1 662,8 970,8 886,5 652,1 646,6 863,8 740,9 984,6 542,3 1031,5 738,5 760,6 717,2 668,2 441,2
1966 495,7 454,5 738,2 662,1 460,8 442,2 609,0 475,5 664,0 285,7 696,2 423,2 760,7 531,6 489,1 294,2
1967 554,8 434,2 853,8 747,7 585,5 616,0 788,7 539,7 791,5 402,0 737,0 537,7 849,0 572,3 484,4 441,1
1968 845,4 732,6 1000,9 761,8 696,6 778,3 723,9 600,9 861,7 414,2 823,0 593,8 997,3 711,7 609,0 482,7
1969 1056,0 955,4 1375,6 885,1 938,9 926,4 1098,5 909,8 1290,2 687,2 1283,9 1020,6 1418,2 961,5 802,9 601,8
1970 668,8 669,3 924,5 636,9 637,6 634,6 692,1 678,1 756,0 642,7 874,4 633,0 868,3 652,7 611,0 413,3
1971 544,5 431,1 795,1 526,4 492,7 455,3 597,6 509,9 598,2 530,2 718,3 569,8 928,3 577,5 130,7 318,1
1972 1081,9 745,5 1377,8 903,8 924,0 916,3 898,3 1033,4 1181,0 720,6 1287,3 983,0 1199,2 1008,4 969,4 623,3
1973 498,3 288,4 693,6 405,4 452,3 400,0 356,3 452,6 513,9 212,5 520,9 435,4 397,9 372,5 377,6 174,9
1974 437,7 238,7 707,8 383,8 438,7 426,8 259,9 405,6 - 266,5 537,0 456,7 508,5 424,7 394,3 -
1975 697,9 490,3 808,5 284,8 708,6 622,2 587,4 585,7 - 676,0 848,7 727,3 980,3 725,7 642,0 -
1976 727,5 481,6 1138,4 532,7 746,4 715,8 765,3 747,3 - 586,7 992,5 814,8 1115,3 1140,5 708,3 -
1977 1081,0 713,0 1447,2 955,4 987,9 1035,9 928,1 924,5 - 722,8 1312,9 945,4 1524,6 1000,2 967,5 -
1978 731,7 516,1 1189,4 789,5 598,0 767,5 631,9 671,7 - 467,6 847,1 658,2 1215,0 714,9 801,8 -
1979 763,7 703,0 1212,5 679,0 528,9 - 723,3 795,0 - 539,3 959,3 986,2 1155,0 732,0 - -
QUADRO 4-III
CORRELAÇÃO ENTRE ESTAÇÕES
418 418a 419 419a 419b 419c 419d 419e 420 430 431 431a 432 433 433a 433b
418 1
418a 0,824 1
419 0,905 0,760 1
419a 0,698 0,742 0,745 1
419b 0,937 0,755 0,834 0,608 1
419c 0,963 0,825 0,962 0,746 0,950 1
419d 0,808 0,876 0,790 0,810 0,813 0,821 1
419e 0,927 0,825 0,943 0,717 0,866 0,908 0,834 1
420 0,905 0,854 0,936 0,911 0,961 0,941 0,945 0,927 1
430 0,814 0,733 0,787 0,414 0,820 0,757 0,739 0,823 0,841 1
431 0,893 0,844 0,917 0,733 0,923 0,916 0,896 0,970 0,936 0,889 1 -
431a 0,870 0,787 0,914 0,539 0,794 0,888 0,772 0,938 0,933 0,884 0,947 1
432 0,821 0,740 0,803 0,625 0,805 0,907 0,788 0,814 0,762 0,704 0,761 0,763 1
433 0,838 0,702 0,863 0,509 0,864 0,840 0,774 0,861 0,890 0,877 0,919 0,890 0,751 1
433a 0,852 0,812 0,864 0,647 0,853 0,894 0,675 0,869 0,903 0,743 0,886 0,862 0,788 0,830 1
433b 0,890 0,910 0,913 0,902 0,947 0,969 0,925 0,837 0,955 0,862 0,921 0,903 0,877 0,917 0,910 1
-73-
No Quadro 4-IV apresentam-se as séries que foram completadas, assim como
as que, para tal, se utilizaram e os valores dos parâmetros a0 e a1.
QUADRO 4-IV Estação a completar
Y
Estação Usada
X
Nº de Anos
N
Correlação r
Recta de Regressão
418a 420 18 0,854 Y = 0,6792 X + 39,94 419a 419 15 0,745 Y = 0,5962 X + 63,87 419b 418 15 0,938 Y = 0,7929 X + 81,72 419c 418 14 0,963 Y = 0,8747 X + 38,51 419d 431 15 0,896 Y = 0,7603 X + 18,86 419e 431 15 0,970 Y = 0,7220 X + 23,03 420 419 24 0,936 Y = 0,9921 X - 80,11 433a 431 20 0,886 Y = 0,8546 X - 122,29 433b 433 15 0,917 Y = 0,6422 X- 0,4
No Quadro 4-V apresentam-se os valores depois de completadas as lacunas
pelo processo mencionado.
Em seguida, todas as séries foram testadas pelo método da dupla
acumulação. Este método consiste na comparação da série a testar com a série
correspondente de uma estação-tipo, média aritmética de um número variável de
estações situadas à volta da estação a testar.
Para a selecção das estações que constituiram a estação-tipo usaram-se os
critérios recomendados, por Heras (1976), p. 3-12:
- o desnível entre as estações que constituem a estação-tipo e a estação a
testar não deve ultrapassar 300 m;
- a distância entre as mesmas não deve ultrapassar 50 km;
- sempre que possível não se deve ultrapassar metade dos valores
apontados.
-74-
QUADRO 4-V
DADOS DE PRECIPITAÇÃO COMPLETADOS
ANO 418 418a 419 419a 419b 419c 419d 419e 420 430 431 431a 432 433 433a 433b
1950 496,2 417,7 600,2 421,7 475,2 418,2 471,5 452,9 622,6 388,1 595,4 466,0 938,6 428,6 386,5 274,8
1951 711,0 595,6 998,8 659,4 645,5 660,4 559,1 536,0 695,6 297,2 710,5 552,0 1209,2 537,8 484,9 345,0
1952 726,2 608,2 1002,0 661,3 657,5 673,7 677,0 648,0 1003,2 395,8 865,6 667,8 1237,3 553,4 617,5 355,0
1953 749,8 627,7 950,5 630,6 676,3 694,4 654,5 626,7 969,6 488,8 836,1 645,8 1212,3 751,8 592,2 482,4
1954 339,0 287,5 526,0 337,5 350,5 335,0 350,4 337,8 320,8 256,6 436,0 346,9 655,0 323,3 250,3 207,2
1955 918,4 767,4 1222,1 792,5 809,9 841,9 794,7 759,8 1165,8 666,2 1020,5 783,6 1300,2 885,8 749,8 568,5
1956 754,2 775,6 917,8 611,1 679,8 698,2 606,9 581,4 768,8 464,5 773,4 599,0 724,2 598,6 538,6 384,0
1957 514,0 586,5 657,0 455,6 489,3 488,1 561,3 538,1 641,4 347,8 713,4 554,1 840,9 473,0 487,4 303,4
1958 734,0 556,4 930,2 618,5 663,7 680,6 712,4 681,6 835,6 498,5 912,2 702,7 881,3 746,4 657,3 478,9
1959 902,2 753,9 840,0 564,7 797,1 827,7 660,2 632,1 853,2 507,2 843,6 651,4 1278,9 763,6 740,0 501,1
1960 763,0 824,5 1155,4 752,7 686,7 705,9 936,2 894,1 983,4 624,5 1206,5 888,4 1202,1 1043,3 889,8 548,5
1961 635,0 526,0 916,4 610,2 585,2 594,0 635,1 608,2 889,6 426,2 810,5 585,9 756,9 525,2 570,4 445,0
1962 821,8 631,3 1046,8 688,0 733,4 757,4 766,8 733,2 1069,4 612,4 983,7 810,4 937,6 765,6 808,2 560,3
1963 1100,9 1096,3 1505,0 961,2 954,6 1001,5 1161,2 1107,8 1474,1 819,8 1502,5 1114,1 1585,3 1171,7 1309,2 834,4
1964 558,8 520,0 769,1 522,4 524,8 527,3 625,4 599,0 730,0 383,1 797,7 524,2 599,6 623,7 523,1 377,3
1965 690,1 662,8 970,8 886,5 652,1 646,6 863,8 740,9 984,6 542,3 1031,5 738,5 760,6 717,2 668,2 441,2
1966 495,7 454,5 738,2 662,1 460,8 442,2 609,0 475,5 664,0 285,7 696,2 423,2 760,7 531,6 489,1 294,2
1967 554,8 434,2 853,8 747,7 585,5 616,0 788,7 539,7 791,5 402,0 737,0 537,7 849,0 572,3 484,4 441,1
1968 845,4 732,6 1000,9 761,8 696,6 778,3 723,9 600,9 861,7 414,2 823,0 593,8 997,3 711,7 609,0 482,7
1969 1056,0 955,4 1375,6 885,1 938,9 926,4 1098,5 909,8 1290,2 687,2 1283,9 1020,6 1418,2 961,5 802,9 601,8
1970 668,8 669,3 924,5 636,9 637,6 634,6 692,1 678,1 756,0 642,7 874,4 633,0 868,3 652,7 611,0 413,3
1971 544,5 431,1 795,1 526,4 492,7 455,3 597,6 509,9 598,2 530,2 718,3 569,8 928,3 577,5 130,7 318,1
1972 1081,9 745,5 1377,8 903,8 924,0 916,3 898,3 1033,4 1181,0 720,6 1287,3 983,0 1199,2 1008,4 969,4 623,3
1973 498,3 288,4 693,6 405,4 452,3 400,0 356,3 452,6 513,9 212,5 520,9 435,4 397,9 372,5 377,6 174,9
1974 437,7 238,7 707,8 383,8 438,7 426,8 259,9 405,6 622,1 266,5 537,0 456,7 508,5 424,7 394,3 272,3
1975 697,9 490,3 808,5 284,8 708,6 622,2 587,4 585,7 722,0 676,0 848,7 727,3 980,3 725,7 642,0 465,6
1976 727,5 481,6 1138,4 532,7 746,4 715,8 765,3 747,3 1049,3 586,7 992,5 814,8 1115,3 1140,5 708,3 732,0
1977 1081,0 713,0 1447,2 955,4 987,9 1035,9 928,1 924,5 1355,6 722,8 1312,9 945,4 1524,6 1000,2 967,5 641,9
1978 731,7 516,1 1189,4 789,5 598,0 767,5 631,9 671,7 1099,9 467,6 847,1 658,2 1215,0 714,9 801,8 458,7
1979 763,7 703,0 1212,5 679,0 528,9 706,5 723,3 795,0 1122,8 539,3 959,3 986,2 1155,0 732,0 697,5 469,7
x 720,0 603,0 975,7 645,6 652,6 666,5 689,9 660,2 887,9 495,8 882,6 680,5 1001,3 701,2 632,0 449,9
s 198,0 191,3 252,8 178,7 162,9 179,2 199,4 181,5 263,7 157,8 247,5 195,2 293,4 223,2 232,6 149,8
Inflexões na recta que se obtém acumulando as precipitações da estação a
testar e da estação-tipo, denunciam erros sistemáticos.
A existência de desvios bruscos, quer em ordenadas, quer em abcissas,
mantendo a recta o seu paralelismo, denuncia a ocorrência de erros acidentais.
Os erros sistemáticos, muitas vezes, são motivados por mudanças de local
do aparelho de medida, mudanças de tipo do aparelho, etc., enquanto que os
erros acidentais poderão ser devidos a leituras incorrectas, transcrições de dados
erradas, ou, ainda, a causas naturais como por exemplo, uma forte chuvada local.
-75-
Na correcção dos erros sistemáticos usou-se o princípio prático de que, em
80% dos casos, o período mais moderno é o que está correcto (Heras, 1976, p. 7-8),
corrigindo-se portanto, o período anterior à inflexão da recta de dupla acumulação.
Observaram-se erros sistemáticos nas estações de Paderne, Barranco do
Velho e Monte Ruivo, e erros acidentais nas estações de Quarteira e Sobreira (Salir)
(Fig. 4.1 e 4.2).
O valor das médias, a 30 anos, após correcção, constam do Quadro 4-VI.
Fig. 4.1 – Curva de dupla acumulação da estação de Barranco do Velho. Exemplo de erro
sistemático.
-76-
Fig. 4.2 – Curva de dupla acumulação da estação de Sobreira (Salir). Exemplo de erro
acidental.
QUADRO 4-VI
MÉDIAS PLUVIOMÉTRICAS (VALORES CORRIGIDOS) 1950-1979
EM ou PU Nº Média (mm)
419 987
419d 626
419e 660
431 883
432 956
433 701
433a 649
433b 450
-77-
4.1.2 Cálculo da precipitação média caída na bacia
Para o cálculo da precipitação média caída na Bacia Hidrográfica da Ribeira
de Quarteira usaram-se dois métodos: método dos polígonos (Thiessen, 1911) e
método das isoietas.
Método dos polígonos (método de Thiessen)
Na Fig. 4.3 desenharam-se os polígonos de influência de cada estação.
As áreas de cada polígono constam do Quadro 4-VII.
QUADRO 4-VIII
ÁREAS DE INFLUÊNCIA DAS ESTAÇÕES METEREOLOGICAS E POSTOS
UDOMÉTRICOS NA BACIA HIDROGRÁFICA DA RIBEIRA DE QUARTEIRA
(POLÍGONOS DE THIESSEN)
433a Paderne 105,8 km2
433b Quarteira 35,8 km2
433 Loulé 78,9 km2
432 Barranco do Velho 57,4 km2
431 S. Brás de Alportel 16,4 km2
419e Santa Margarida 51,7 km2
419d Monte Ruivo 19,3 km2
419 Sobreira 50,8 km2
A lâmina média caída na bacia é dada pela expressão:
P = Σ Pi × Si / S
onde: P = precipitação média caída na bacia (mm)
Pi = precipitação média da estação i (mm)
Si = área do polígono de influência da estação i (km2)
S = área total da bacia (km2).
Depois de efectuados os cálculos obteve-se o valor de 735 mm para a
precipitação média caída na bacia.
-78-
Método das isoietas
Para o traçado das isoietas procurou-se, em primeiro lugar, verificar a
correlação entre a precipitação e a altitude. Esta é bastante elevada (r = 0,973)
relacionando-se a precipitação com a altitude através da expressão:
p = 513 + 1,0125 × h
onde: p = precipitação (mm)
h = altitude (m)
Verifica-se, portanto, que há um acréscimo de 1 mm de precipitação por
cada aumento de 1 m de altitude (Fig. 4.4).
Fig. 4.4
Esta expressão pode ser utilizada para estimar pontos intermédios que
ajudem o traçado das curvas isoietas.
A análise da matriz de correlações, referida em 4.1.1, pode também
contribuir para um melhor desenho daquelas curvas.
-79-
De facto, aquela matriz pode ser aproveitada para fazer análise grupal que
permite ver as afinidades entre estações, logo, seleccionar zonas.
A observação do fenograma resultante daquela análise (Fig. 4.5) permite
verificar a existência de três grupos fundamentais de estações:
- um grupo ocidental constituído pelas estações de Barragem do Arade, Monte
Ruivo e S. Barnabé, que mostram uma afinidade relativamente baixa, entre
si;
- um grupo oriental que inclui as estações de Faro, Barranco do Velho e Loulé
que apresentam igualmente escassa afinidade entre si;
- um grupo de homogeneidade bastante elevada, constituído pelas restantes
estações.
Fig. 4.5
-80-
Assinale-se que a estação de Quarteira mostra afinidade muito forte com
estações que se encontram relativamente afastadas, assim como as estações de
Faro e Santa Catarina (Tavira) mostram mais afinidade com as estações centrais do
que com as que se encontram mais próximo.
No entanto o coeficiente de correlação da estação de Quarteira deve ser
tomado com reservas pois baseia-se num número reduzido de dados.
Foi também tentada a regressão multilinear da precipitação em função da
altitude e da distância ao litoral, mas o resultado não foi muito significativo pelo que
não se reteve.
Tendo em conta os factos mencionados, traçaram-se as isoietas (Fig. 4.6). O
valor da precipitação média caída na bacia, calculada a partir das isoietas
traçadas, foi de 700 mm.
4.2 Temperatura
Do conjunto das estações utilizadas, apenas 3 (Faro, Quarteira e S. Brás de
Alportel) registaram temperaturas, uma delas (Quarteira) apenas durante doze
anos.
Assim, o cálculo das temperaturas médias mensais, necessárias para o
cálculo da evapotranspiração potencial, oferece grandes dificuldades.
Procurou-se obviar tal facto utilizando algumas estações com registo de
temperatura, embora mais afastadas da zona, como Tavira, Vila Real de Santo
António e Picota.
Dado que não se verificava uma nítida influência da altitude sobre a
temperatura, teve que se abandonar o modelo usado para as precipitações.
Experimentou-se então um modelo de regressão multilinear, em função das
variáveis altitude (x1) e distância ao litoral (x2) que se revelou bastante satisfatória:
y = a0 + a1 x1 + a2 x2 (Quadro 4-VIII).
Os parâmetros a a0, a1 e a2 foram estimados pelo método dos mínimos
quadrados a partir da equação matricial seguinte:
=
×
∑∑∑
∑∑∑∑∑∑
∑
yxyx
y
aaa
xxxxxxxx
xxN
2
1
2
1
0
22212
21211
21
-81-
QUADRO 4-VIII
COMPARAÇÃO ENTRE OS VALORES REAIS (1ª linha) E VALORES
ESTIMADOS POR REGRESSÃO MULTILINEAR (2ª linha)
Nº Localidade Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez
426 Vila Real de Sto António 10,9 11,9 13,5 15,4 18,4 21,0 23,8 24,0 21,9 18,5 14,4 11,5 11,6 12,1 13,5 15,3 18,3 20,9 23,7 23,8 21,7 18,5 14,7 12,0
428 Picota 10,9 11,5 12,7 14,6 17,7 20,6 24,1 24,1 22,0 18,0 14,0 11,3 11,1 11,7 12,8 14,7 17,7 20,6 24,0 24,1 22,0 18,1 14,1 11,5
429 Tavira 11,7 11,8 13,1 15,0 18,0 20,8 23,7 23,6 21,5 18,2 14,5 11,9 11,4 12,0 13,3 15,2 18,1 20,9 23,7 23,7 21,7 18,4 14,5 11,9
430 Faro 12,2 12,5 13,7 15,5 18,3 20,9 23,7 23,8 21,9 18,8 15,1 12,7 11,6 12,1 13,5 15,3 18,3 20,9 23,9 23,9 21,9 18,6 14,7 12,1
431 S. Brás de Alportel 10,0 10,7 11,8 13,9 16,8 20,1 23,4 23,3 21,1 17,2 12,9 10,5 9,9 10,6 11,8 13,9 16,8 20,1 23,4 23,3 21,1 17,1 12,8 10,4
A ausência de estações com registos de temperatura situadas mais para o
interior, que pudessem confirmar a validade do modelo proposto, faz com que
este seja aceite com algumas reservas. No entanto, dado que os gradientes de
temperatura são bastante suaves, pensa-se que o erro que se possa cometer
não seja excessivo.
Na Figura 4.7 encontram-se desenhadas as isotérmicas correspondentes à
região estudada.
4.3 Evapotranspiração
A evapotranspiração foi calculada com base nos métodos de Thornthwaite
(1948), Turc (1955) e Coutagne (1954).
As fórmulas usadas foram as seguintes (Castany, 1967):
a) Evapotranspiração potencial - Thornthwaite
EVP = K.ε , evapotranspiração potencial, mensal, corrigida;
360dNK
2⋅= , factor de correcção;
ε = 16/30.(10T/I)a , evapotranspiração potencial diária, não corrigida (mm);
-82-
a = 6,75 × 10-7 × I3-7,71 × 10-5 × I2 + 0,01792 × I + 0,49239;
I = Σ i, índice térmico anual;
i = (T/5)1,514, índice térmico mensal ;
b) Evapotranspiração real – Turc
2/1
2
2i
i
L)P(0,9
PEVR
Σ+
Σ=
L = 300 + 25 × Tp + 0,05 × Tp3
i
iip P
TPTΣ
⋅Σ= , temperatura média anual, ponderada (ºC).
c) Evapotranspiração real - Coutagne
EVR = P - λP2, evapotranspiração real anual (m);
λ = 1/(0,8 + 0,14 T)
P = precipitação anual (m)
T = temperatura média anual (ºC)
Esta fórmula é válida para valores de P compreendidos no intervalo (1/λ,
1/8λ).
d) Evapotranspiração real - Thornthwaite
Os valores da evapotranspiração real foram calculados por um processo de
balanço sequencial mensal.
Neste método é efectuado o balanço, mês a mês, considerando como valores
iniciais os que foram calculados para o final do mês anterior (Castany, 1975,
p. 591-594).
As variáveis e parâmetros que intervêm neste processo são as seguintes:
- precipitação (P), obtida a partir dos respectivos registos;
- evapotranspiração potencial (EVP), calculada pela fórmula de
Thornthwaite;
-83-
- reserva de água no solo (AS), considerada nula no início do ano
hidrológico;
- capacidade de campo (CP);
- reserva de água útil (RU);
- escoamento + infiltração profunda (R);
A sequência de cálculos, para cada mês, pode-se esquematizar como segue:
- verifica-se se a precipitação mensal é superior à evapotranspiração
potencial;
- no caso afirmativo a evapotranspiração real iguala a potencial e o excesso
de precipitação (P-EVP) vai aumentar a reserva de água no solo. Verifica-se
seguidamente se o referido excesso de precipitação adicionado à reserva herdada
do mês anterior excede a capacidade de campo. Se tal ocorrer, o excedente vai
alimentar o escoamento (superficial e subterrâneo) passando para o mês seguinte
a reserva de água no solo, com o seu valor máximo (AS=CP);
- se a precipitação no mês for inferior à evapotranspiração potencial verifica-
-se em seguida se aquela, juntamente com a reserva herdada do mês anterior, a
igualam, ou excedem. Se isso se verificar, a evapotranspiração real iguala a
evapotranspiração potencial passando como reserva para o mês seguinte a
diferença: AS+P-EVP;
- se a precipitação juntamente com a reserva herdada for inferior à
evapotranspiração potencial, então EVR=AS+P e fica esgotada a reserva de
água no solo (AS=0).
Este procedimento pode ser resumido no fluxograma seguinte (Almeida,
1979):
-84
Os cálculos de evapotranspiração potencial e de evapotranspiração real foram
efectuados no Centro de Geologia da Universidade de Lisboa utilizando uma versão
para microcomputador do programa CEGEVAP (Almeida, 1979).
Nos cálculos efectuados considerou-se como reserva útil os valores de 100 e
150 mm.
Os valores obtidos para cada estação, bem como um resumo geral, constam
dos Quadros 4-IX a 4-XX.
-85-
QUADRO 4-IX
418 – S. B. MESSINES
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 16.6 85.9 65.0 65.0 0.0
NOV 12.1 86.9 33.6 33.6 0.0
DEZ 9.8 112.8 24.4 24.4 12.5
JAN 9.3 116.4 23.3 23.3 93.1
FEV 10.0 98.8 23.0 23.0 75.8
MAR 11.4 98.6 38.6 38.6 60.0
ABR 13.8 48.2 53.5 53.5 0.0
MAI 16.4 36.2 80.6 80.6 0.0
JUN 19.9 14.4 106.1 106.1 0.0
JUL 22.4 1.0 133.4 9.6 0.0
AGO 22.2 3.3 123.5 3.3 0.0
SET 19.8 17.5 88.7 17.5 0.0
15.3 720.0 793.8 478.6 241.4
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=241
EVR(TURC)=512 EVR(COUTAGNE)=543
418 – S. B. MESSINES
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 16.6 85.9 65.0 65.0 0.0
NOV 12.1 86.9 33.6 33.6 0.0
DEZ 9.8 112.8 24.4 24.4 62.5
JAN 9.3 116.4 23.3 23.3 93.1
FEV 10.0 98.8 23.0 23.0 75.8
MAR 11.4 98.6 38.6 38.6 60.0
ABR 13.8 48.2 53.5 53.5 0.0
MAI 16.4 36.2 80.6 80.6 0.0
JUN 19.9 14.4 106.1 64.7 0.0
JUL 22.4 1.0 133.4 1.0 0.0
AGO 22.2 3.3 123.5 3.3 0.0
SET 19.8 17.5 88.7 17.5 0.0
15.3 720.0 793.8 428.6 291.4
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=291
EVR(TURC)=512 EVR(COUTAGNE)=543
-86-
QUADRO 4-X
419A – S. BARNABÉ
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 15.8 97.5 62.6 62.6 0.0
NOV 11.0 86.1 30.9 30.9 0.0
DEZ 8.8 83.1 22.4 22.4 0.7
JAN 8.3 126.6 21.3 21.3 105.3
FEV 9.1 104.5 21.5 21.5 83.0
MAR 10.3 52.3 35.3 35.3 17.0
ABR 12.8 46.0 50.3 50.3 0.0
MAI 15.5 36.1 77.0 77.0 0.0
JUN 19.4 16.1 104.5 104.5 0.0
JUL 22.2 0.1 133.6 16.5 0.0
AGO 21.9 4.0 122.8 4.0 0.0
SET 19.4 16.9 88.0 16.9 0.0
14.5 669.3 770.3 463.3 206.0
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=205
EVR(TURC)=482 EVR(COUTAGNE)=511
419A – S. BARNABÉ
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R OUT 15.8 97.5 62.6 62.6 0.0
NOV 11.0 86.1 30.9 30.9 0.0
DEZ 8.8 83.1 22.4 22.4 50.7
JAN 8.3 126.6 21.3 21.3 105.3
FEV 9.1 104.5 21.5 21.5 83.0
MAR 10.3 52.3 35.3 35.3 17.0
ABR 12.8 46.0 50.3 50.3 0.0
MAI 15.5 36.1 77.0 77.0 0.0
JUN 19.4 16.1 104.5 71.0 0.0
JUL 22.2 0.1 133.6 0.1 0.0
AGO 21.9 4.0 122.8 4.0 0.0
SET 19.4 16.9 88.0 16.9 0.0
14.5 669.3 770.3 413.3 256.0
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=255
EVR(TURC)=482 EVR(COUTAGNE)=511
-87-
QUADRO 4-XI
419C – VALE BARRIGA
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 16.2 78.4 63.9 63.9 0.0
NOV 11.5 84.6 32.1 32.1 0.0
DEZ 9.4 98.5 23.9 23.9 0.0
JAN 8.8 110.0 22.4 22.4 79.2
FEV 9.6 108.8 22.5 22.5 86.3
MAR 11.0 75.8 37.8 37.8 38.0
ABR 13.4 46.3 52.5 52.5 0.0
MAI 16.1 30.3 80.0 80.0 0.0
JUN 19.7 17.2 105.7 105.7 0.0
JUL 22.1 0.5 131.7 6.1 0.0
AGO 21.8 2.6 121.1 2.6 0.0
SET 19.4 17.1 87.0 17.1 0.0
14.9 670.1 780.7 466.6 203.5
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=203
EVR(TURC)=488 EVR(COUTAGNE)=514
419C – VALE BARRIGA
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 16.2 78.4 63.9 63.9 0.0
NOV 11.5 84.6 32.1 32.1 0.0
DEZ 9.4 98.5 23.9 23.9 41.6
JAN 8.8 110.0 22.4 22.4 87.6
FEV 9.6 108.8 22.5 22.5 86.3
MAR 11.0 75.8 37.8 37.8 38.0
ABR 13.4 46.3 52.5 52.5 0.0
MAI 16.1 30.3 80.0 80.0 0.0
JUN 19.7 17.2 105.7 61.3 0.0
JUL 22.1 0.5 131.7 0.5 0.0
AGO 21.8 2.6 121.1 2.6 0.0
SET 19.4 17.1 87.0 17.1 0.0
14.9 670.1 780.7 416.6 253.5
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=253
EVR(TURC)=488 EVR(COUTAGNE)=514
-88-
QUADRO 4-XII
419D – MONTE RUIVO
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R OUT 16.7 93.8 65.0 65.0 0.0
NOV 12.2 69.1 33.5 33.5 0.0
DEZ 9.9 77.3 24.3 24.3 0.0
JAN 9.4 113.3 23.2 23.2 57.5
FEV 10.1 104.6 22.9 22.9 81.7
MAR 11.3 58.2 37.3 37.3 20.9
ABR 13.5 45.2 50.9 50.9 0.0
MAI 16.4 32.7 79.8 79.8 0.0
JUN 19.9 14.1 105.4 105.4 0.0
JUL 23.0 1.7 138.6 7.5 0.0
AGO 22.8 2.8 128.4 2.8 0.0
SET 20.5 13.2 93.1 13.2 0.0
15.5 626.0 802.5 465.9 160.1
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=160
EVR(TURC)=482 EVR(COUTAGNE)=493
419D – MONTE RUIVO
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R OUT 16.7 93.8 65.0 65 0.0
NOV 12.2 69.1 33.5 33.5 0.0
DEZ 9.9 77.3 24.3 24.3 17.4
JAN 9.4 113.3 23.2 23.2 90.1
FEV 10.1 104.6 22.9 22.9 81.7
MAR 11.3 58.2 37.3 37.3 20.9
ABR 13.5 45.2 50.9 50.9 0.0
MAI 16.4 32.7 79.8 79.8 0.0
JUN 19.9 14.1 105.4 61.3 0.0
JUL 23.0 1.7 138.6 1.7 0.0
AGO 22.8 2.8 128.4 2.8 0.0
SET 20.5 13.2 93.1 13.2 0.0
15.5 626.0 802.5 415.9 210.1
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=210
EVR(TURC)=482 EVR(COUTAGNE)=493
-89-
QUADRO 4-XIII
419E – SANTA MARGARIDA
1949/1980 MÊS T P EVP EVR R OUT 17.3 87.8 66.7 66.7 0.0
NOV 13.1 69.6 35.6 35.6 0.0
DEZ 10.6 81.8 25.4 25.4 0.0
JAN 10.1 126.6 24.3 24.3 63.8
FEV 10.8 114.4 23.9 23.9 90.5
MAR 11.9 65.2 38.3 38.3 26.9
ABR 14.0 47.1 51.5 51.5 0.0
MAI 16.9 33.3 81.1 81.1 0.0
JUN 20.2 16.8 105.8 105.8 0.0
JUL 23.6 0.0 143.1 8.8 0.0
AGO 23.5 3.9 133.4 3.9 0.0
SET 21.3 13.5 97.4 13.5 0.0
16.1 660.0 826.5 478.8 181.2
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=181
EVR(TURC)=504 EVR(COUTAGNE)=517
419E – SANTA MARGARIDA
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 17.3 87.8 66.7 66.7 0.0
NOV 13.1 69.6 35.6 35.6 0.0
DEZ 10.6 81.8 25.4 25.4 11.5
JAN 10.1 126.6 24.3 24.3 102.3
FEV 10.8 114.4 23.9 23.9 90.5
MAR 11.9 65.2 38.3 38.3 26.9
ABR 14.0 47.1 51.5 51.5 0.0
MAI 16.9 33.3 81.1 81.1 0.0
JUN 20.2 16.8 105.8 64.6 0.0
JUL 23.6 0.0 143.1 0.0 0.0
AGO 23.5 3.9 133.4 3.9 0.0
SET 21.3 13.5 97.4 13.5 0.0
16.1 660.0 826.5 428.8 231.2
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=231
EVR(TURC)=504 EVR(COUTAGNE)=517
-90-
QUADRO 4-XIV
430 – FARO
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R OUT 18.8 55.6 72.7 55.6 0.0
NOV 15.1 59.8 41.5 41.5 0.0
DEZ 12.6 90.6 30.3 30.3 0.0
JAN 12.2 85.6 29.7 29.7 0.0
FEV 12.5 68.8 27.2 27.2 26.1
MAR 13.7 60.0 43.8 43.8 16.2
ABR 15.5 30.6 56.3 56.3 0.0
MAI 18.3 21.5 87.4 87.4 0.0
JUN 20.9 10.9 107.9 69.4 0.0
JUL 23.7 0.2 141.5 0.2 0.0
AGO 23.8 2.7 133.9 2.7 0.0
SET 21.9 9.6 99.0 9.6 0.0
17.4 495.9 871.2 453.7 42.2
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=42
EVR(TURC)=440 EVR(COUTAGNE)=419
430 – FARO
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 18.8 55.6 72.7 55.6 0.0
NOV 15.1 59.8 41.5 41.5 0.0
DEZ 12.6 90.6 30.3 30.3 0.0
JAN 12.2 85.6 29.7 29.7 34.5
FEV 12.5 68.8 27.2 27.2 41.6
MAR 13.7 60.0 43.8 43.8 16.2
ABR 15.5 30.6 56.3 56.3 0.0
MAI 18.3 21.5 87.4 87.4 0.0
JUN 20.9 10.9 107.9 19.4 0.0
JUL 23.7 0.2 141.5 0.2 0.0
AGO 23.8 2.7 133.9 2.7 0.0
SET 21.9 9.6 99.0 9.6 0.0
17.4 495.9 871.2 403.7 92.2
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=92
EVR(TURC)=440 EVR(COUTAGNE)=419
-91-
QUADRO 4-XV
431 – S. B. ALPORTEL
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 17.2 95.7 66.5 66.5 0.0
NOV 12.9 101.7 35.2 35.2 0.0
DEZ 10.5 141.2 25.4 25.4 61.5
JAN 10.0 152.4 24.3 24.3 128.1
FEV 10.7 132.9 23.9 23.9 109.0
MAR 11.8 113.5 38.3 38.3 75.2
ABR 13.9 58.6 51.4 51.4 7.2
MAI 16.8 41.0 80.8 80.8 0.0
JUN 20.1 20.9 105.4 105.4 0.0
JUL 23.4 1.2 141.3 26.9 0.0
AGO 23.3 4.0 131.8 4.0 0.0
SET 21.1 19.5 96.2 19.5 0.0
16.0 882.6 820.5 501.5 381.1
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=381
EVR(TURC)=569 EVR(COUTAGNE)=626
431 – S. B. ALPORTEL
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 17.2 95.7 66.5 66.5 0.0
NOV 12.9 101.7 35.2 35.2 0.0
DEZ 10.5 141.2 25.4 25.4 111.5
JAN 10.0 152.4 24.3 24.3 128.1
FEV 10.7 132.9 23.9 23.9 109.0
MAR 11.8 113.5 38.3 38.3 75.2
ABR 13.9 58.6 51.4 51.4 7.2
MAI 16.8 41.0 80.8 80.8 0.0
JUN 20.1 20.9 105.4 81.1 0.0
JUL 23.4 1.2 141.3 1.2 0.0
AGO 23.3 4.0 131.8 4.0 0.0
SET 21.1 19.5 96.2 19.5 0.0
16.0 882.6 820.5 451.5 431.1
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=431
EVR(TURC)=569 EVR(COUTAGNE)=626
-92-
QUADRO 4-XVI
432 – BARRANCO DO VELHO
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 17.5 107.7 66.8 66.8 0.0
NOV 13.3 117.4 35.5 35.5 0.0
DEZ 10.8 155.2 25.2 25.2 102.7
JAN 10.3 167.8 24.1 24.1 143.7
FEV 11.0 156.1 23.7 23.7 132.4
MAR 11.7 127.6 36.0 36.0 91.6
ABR 13.6 70.3 47.8 47.8 22.5
MAI 16.8 50.4 78.7 78.7 0.0
JUN 20.1 27.3 103.7 103.7 0.0
JUL 24.7 1.6 153.8 46.8 0.0
AGO 24.6 2.2 143.4 2.2 0.0
SET 22.0 17.7 105.9 17.7 0.0
16.4 1001.3 844.8 508.4 492.9
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=492
EVR(TURC)=600 EVR(COUTAGNE)=677
432 – BARRANCO DO VELHO
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 17.5 107.7 66.8 66.8 0.0
NOV 13.3 117.4 35.5 35.5 22.8
DEZ 10.8 155.2 25.2 25.2 130.0
JAN 10.3 167.8 24.1 24.1 143.7
FEV 11.0 156.1 23.7 23.7 132.4
MAR 11.7 127.6 36.0 36.0 91.6
ABR 13.6 70.3 47.8 47.8 22.5
MAI 16.8 50.4
844.8 458.4
78.7 78.7 0.0
JUN 20.1 27.3 103.7 99.0 0.0
JUL 24.7 1.6 153.8 1.6 0.0
AGO 24.6 2.2 143.4 2.2 0.0
SET 22.5 17.7 105.9 17.7 0.0
16.4 1001.3 542.9
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=542
EVR(TURC)=600 EVR(COUTAGNE)=677
-93-
QUADRO 4-XVII
433 – LOULÉ
1949/1980
MÊS T P EVP
DEZ
24.9
17.6
0.0
12.7
0.0
EVR R
OUT 18.0 80.8 69.2 69.2 0.0
NOV 14.8 80.5 38.0 38.0 0.0
11.4 118.8 27.0 27.0 0.0
JAN 11.0 126.8 26.3 26.3 96.4
FEV 11.5 93.8 24.9 68.9
MAR 12.7 88.6 40.4 40.4 48.2
ABR 14.6 47.4 52.9 52.9 0.0
MAI 31.2 84.1 84.1 0.0
JUN 20.6 15.1 107.2 106.8 0.0
JUL 23.9 1.0 144.9 1.0
AGO 23.9 3.7 136.0 3.7 0.0
SET 21.8 13.7 99.7 13.7 0.0
16.8 701.4 850.6 487.9 213.5
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=213
EVR(TURC)=531 EVR(COUTAGNE)=544
433 – LOULÉ
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 18.0 80.8 69.2 69.2 0.0
NOV 14.0 80.5 38.0 38.0 0.0
DEZ 11.4 118.8 27.0 27.0 45.9
JAN 11.0 126.8 26.3 26.3 100.5
FEV 11.5 93.8 24.9 24.9 68.9
MAR 88.6 40.4 40.4 48.2
ABR 14.6 47.4 52.9 52.9 0.0
MAI 17.6 31.2 84.1 84.1
JUN 20.6 15.1 107.2 56.8 0.0
JUL 23.9 1.0 144.9 1.0 0.0
AGO 23.9 3.7 136.0 3.7 0.0
SET 21.8 13.7 99.7 13.7 0.0
16.8 701.4 850.6 437.9 263.5
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=263
EVR(TURC)=531 EVR(COUTAGNE)=544
-94-
QUADRO 4-XVIII
433A – PADERNE
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 17.7 73.8 68.4 68.4 0.0
NOV 13.6 77.1 37.2 37.2 0.0
DEZ 11.1 113.3 26.7 26.7 0.0
JAN 10.6 104.1 25.6 25.6 60.4
FEV 11.2 103.7 24.7 24.7 79.0
MAR 12.5 72.6 40.6 40.6 32.0
ABR 14.6 41.1 54.2 54.2 0.0
MAI 17.5 29.0 84.7 84.7 0.0
JUN 20.5 14.3 107.5 95.4 0.0
JUL 23.3 1.8 139.5 1.8 0.0
AGO 23.2 3.5 130.0 3.5 0.0
SET 21.1 14.6 95.2 14.6 0.0
16.4 648.9 834.5 477.6 171.3
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=171
EVR(TURC)=505 EVR(COUTAGNE)=512
433A – PADERNE
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 17.7 73.8 68.4 68.4
834.5 221.3
0.0
NOV 13.6 77.1 37.2 37.2 0.0
DEZ 11.1 113.3 26.7 26.7 31.9
JAN 10.6 104.1 25.6 25.6 78.5
FEV 11.2 103.7 24.7 24.7 79.0
MAR 12.5 72.6 40.6 40.6 32.0
ABR 14.6 41.1 54.2 54.2 0.0
MAI 17.5 29.0 84.7 84.7 0.0
JUN 20.5 14.3 107.5 45.4 0.0
JUL 23.3 1.8 139.5 1.8 0.0
AGO 23.2 3.5 130.0 3.5 0.0
SET 21.1 14.6 95.2 14.6 0.0
16.4 648.9 427.6
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=221
EVR(TURC)=505 EVR(COUTAGNE)=512
-95-
QUADRO 4-XIX
433B – QUARTEIRA
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 18.7 51.3 72.2 51.3 0.0
NOV 14.9 65.0 40.7 40.7
58.5
62.6
MAR 3.4
0.2 142.7 0.2
14.2
RES.UT. = 150 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=3
0.0
0.0
DEZ 12.2 28.7 28.7 0.0
JAN 11.8 88.3 28.0 28.0 0.0
FEV 12.3 26.6 26.6 0.4
13.7 47.4 44.0 44.0
ABR 15.5 21.5 56.4 56.4 0.0
MAI 18.4 28.4 88.4 88.4 0.0
JUN 21.0 10.4 109.0 65.4 0.0
JUL 23.8 0.0
AGO 24.0 2.1 136.0 2.1 0.0
SET 21.9 99.2 14.2 0.0
17.4 449.9 872.0 446.1 3.8
EVR(TURC)=410 EVR(COUTAGNE)=387
433B – QUARTEIRA
1949/1980
MÊS T P EVP EVR R
OUT 18.7 51.3 72.2 51.3 0.0
NOV 14.9 65.0 40.7 40.7 0.0
DEZ 12.2 58.5 28.7 28.7 0.0
JAN 11.8 88.3 28.0 28.0 14.3
FEV 12.3 62.6 26.6 26.6 36.0
MAR 13.7 47.4 44.0 44.0 3.4
ABR 15.5 21.5 56.4 56.4 0.0
MAI 18.4 28.4 88.4 88.4
JUN 21.0 10.4 109.0 15.4 0.0
JUL 23.8 0.2 142.7 0.2 0.0
AGO 24.0 2.1 136.0 2.1 0.0
SET 21.9 14.2 99.2 14.2 0.0
17.4 449.9 872.0 396.1 53.8
RES.UT. = 100 ; RES. INIC.=0; RES. FIN. =0; ESC. TOTAL=53
EVR(TURC)=410 EVR(COUTAGNE)=387
-96-
QUADRO 4-XX
EVAPOTRANSPIRAÇAO REAL (RESUMO)
Thornthwaite Escoamento+Infiltração N° Estação
100 150 Turc Coutagne
100 150
418 S.B.de Messines 429 479 512 543 291 241
419a S. Barnabé 413 463 482 511 255 205
419c Vale de Barriga 417 467 488 514 253 203
419d Monte Ruivo 416 466 482 493 210 160
419e Sta Margarida 429 479 504 517 231 181
430 Faro 404 454 440 419 92 42
431 S. Brás Alportel 452 502 569 626 431 381
432 Barranco do Velho 458 508 600 677 542 492
Paderne
433 Loulé 438 488 531 544 263 213
433a 428 478 505 512 221 171
433b Quarteira 396 446 410 387 53 3
Conclusões
Verifica-se que os valores calculados pelo método de Coutagne são os
mais elevados, seguindo-se os valores calculados pelo método de Turc.
Os valores obtidos por balanço sequencial mensal aproximam-se bastante
dos que são fornecidos pelo método de Turc, se se considerar como reserva útil
150 mm.
No entanto, este facto não significa uma maior aproximação com a realidade.
Com efeito, tem-se verificado que a utilização destes métodos empíricos em regiões
de clima mediterrânico e com grandes extensões de rochas carbonatadas, conduz
em geral, a uma sobrevalorização da evapotranspiração.
Na realidade, no caso presente, além de existirem extensas manchas de
rochas destituídas de cobertura de solo, o que falseia a hipótese inicial em que se
linebreack
-97-
admitiu uma reserva utilizável de 100 ou 150 mm, grande parte da precipitação,
especialmente a que ocorre no semestre húmido, infiltra-se através dos dispositivos
cársicos superficiais, furtando-se à acção da evapotranspiração.
Outro factor de imprecisão deve-se ao carácter semitorrencial de grande parte
das precipitações que ocorrem no Algarve. De facto, as precipitações não se
distribuem uniformemente ao longo do mês, o que é pressuposto no método
sequencial que utilizámos, mas pelo contrário concentram-se em períodos
geralmente curtos.
A utilização do método de balanço sequencial diário poderia melhorar
bastante o cálculo mas iria acarretar uma enorme sobrecarga em tempo de
computação. Com o objectivo de melhorar o cálculo utilizou-se um processo misto
que será descrito no ponto seguinte.
4.4 Infiltração
Método de Kessler
Este método foi desenvolvido por Kessler (1957,1965) para uma região
cársica da Hungria, tendo sido cuidadosamente ajustado e comprovado por
observações experimentais.
Embora as condições mesológicas da região, para a qual o método foi
estudado, sejam muito particulares (relevo montanhoso, cobertura vegetal,
neve, etc.) a sua aplicação a outras regiões mediterrânicas tem sido tentada
conhecendo actualmente este método certa popularidade (Burdon, 1961,
Fernandez-Rubio, informação oral).
Para aplicar o referido método começa-se por calcular a razão (em %) entre a
precipitação dos quatro primeiros meses do ano civil e a precipitação total anual. A
essa razão chamou o autor "determinative precipitation rate". Esta razão deve no
entanto, ser ajustada por um factor de correcção (κ).
Para determinar o factor de correcção κ, calcula-se a precipitação média
caída nos últimos quatro meses de cada ano, ao longo de toda a série em estudo
( 129−P ). Seguidamente determina-se a precipitação caída nos quatro últimos meses
do ano anterior ao ano em estudo (P9-12). O valor de κ é lido numa tabela
(Quadro 4-XXI) sendo χ a razão:
-98-
129
129129
−
−− −=
PPP
χ × 100% (Corrective precipitation rate)
Quadro 4-XXI
TABELA PARA DETERMINAÇÃO DO FACTOR DE CORRECÇÃO (κ)
Segundo Kessler (1965)
χ κ
0-5 0
6-15 1
16-25 2
26-35 3
36-45 4
46-55 5
56-60 7
61-65 10
66-70 13
>70 15
O factor κ deve tomar o sinal de P9-12 - 129−P . O valor da infiltração, em %, lê-
-se num gráfico (fig. 4.8).
Fig. 4.8
-99-
A aplicação do método de Kessler às estações do Algarve que estudámos,
forneceu os resultados que constam dos Quadros 4-XXII a 4-XXXII.
QUADRO 4-XXII
ESTAÇÃO 418 – S. B. MESSINES
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF
1973
71.5
1975
ANO DPR% %INF
1950 59.5 73.1 1965 34.0 46.5
1951 40.3 53.3 1966 71.6 84.9
1952 51.3 64.8 1967 32.3 44.6
1953 38.2 51.1 1968 52.6 66.1
1954 72.2 85.5 1969 62.6 76.1
1955 31.3 43.4 1970 63.4 76.9
1956 81.8 94.5 1971 50.1 63.6
1957 39.6 52.6 1972 46.0 59.3
1958 32.3 44.6 50.8 64.3
1959 55.5 69.1 1974 84.8
1960 51.1 64.6 43.8 57.0
1961 30.4 42.4 1976 38.7 51.6
1962 36.4 49.1 1977 33.6 46.0
1963 61.3 74.9 1978 56.6 70.2
1964 73.1 86.3 1979 63.8 77.3
QUADRO 4-XXIII
ESTAÇÃO 419A – S. BARNABÉ
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1966 79.1 92.0 1973 43.6 56.8
1967 30.0 42.0 1974 60.2 73.8
1968 52.5 66.1 1975 56.4 70.0
1969 62.2 75.8 1976 0.8 0.2
1970 62.6 76.2 1977 36.8 49.5
1971 48.1 61.6 1978 58.6 72.2
1972 47.1 60.5 1979 61.5 75.0
-100-
QUADRO 4-XXIV
ESTAÇÃO 419C – VALE DE BARRIGA
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1966 64.3 77.8 1973 40.4 53.4
1967 32.2 44.5 1974 69.7 83.1
1968 53.9 67.5 1975 42.7 55.9
1969 65.9 79.4 1976 38.4 51.3
1970 63.5 77.1 1977 37.4 50.2
1971 50.3 63.8 1978 58.9 72.5
1972 48.0 61.4
QUADRO 4-XXV
ESTAÇÃO 419C – MONTE RUIVO
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO
1971
%INF
DPR% %INF ANO DPR% %INF
1966 84.5 97.1 1973 40.8 53.9
1967 32.1 44.4 1974 69.3 82.7
1968 50.0 63.5 1975 36.5 49.2
1969 70.7 84.1 1976 34.7 47.2
1970 59.9 73.5 1977 36.1 48.8
52.7 66.3 1978 59.9 73.5
1972 46.5 59.9 1979 61.9 75.5
QUADRO 4-XXVI
ESTAÇÃO 419E – S. MARGARIDA
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% ANO DPR% %INF
1966 91.1 103.1 1973 55.2 68.7
1967 24.1 35.9 1974 67.8 81.2
1968 47.0 60.4 1975 33.2 45.6
1969 70.1 83.5 1976 39.7 52.7
1970 58.4 72.0 1977 42.8 56.0
1971 61.4 74.9 1978 61.7 75.3
1972 42.0 55.1 1979 71.0 84.3
-101-
QUADRO 4-XXVII
ESTAÇÃO 430 – FARO
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1951 42.7 55.8 1966 75.3 88.5
1952 68.4 81.8 1967 18.6 29.1
1953 30.4 42.4 1968 55.3 68.9
1954 64.3 77.8 1969 58.5 72.1
1955 43.1 56.3 1970 65.3 78.8
1956 70.6 84.0 1971 51.3 64.8
1957 40.6 53.7 1972 47.6 61.0
1958 27.5 40.0 1973 49.7 63.2
1959 62.7 76.3 1974 66.8 80.3
1960 55.5 69.1
33.3
1975 25.6 37.7
1961 22.5 34.1 1976 41.5 54.6
1962 37.8 50.6 1977 42.7 55.9
1963 65.8 79.3 1978 61.8 75.4
1964 72.6 85.9 1979 68.9 82.3
1965 28.9 41.6
QUADRO 4-XXVIII
ESTAÇÃO 431 – S. B. ALPORTEL
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1951 45.0 58.3 1966 89.5 101.7
1952 56.5 70.1 1967 27.6 40.1
1953 48.5 62.0 1968 46.3 59.7
1954 72.9 86.1 1969 66.3 79.8
1955 45.7 1970 63.7 77.2
1956 71.2 84.6 1971 57.3 70.9
1957 40.1 53.1 1972 48.9 62.4
1958 35.8 48.5 1973 45.8 59.1
1959 56.7 70.3 1974 63.5 77.1
1960 55.6 69.2 1975 38.8 51.7
1961 27.7 40.2 1976 33.6 46.1
1962 50.3 63.8 1977 43.3 56.5
1963 59.3 72.9 1978 57.1 70.7
1964 79.4 92.3 1979 72.2 85.4
1965 30.7 42.8
-102-
QUADRO 4-XXIX
ESTAÇÃO 432 – BARRANCO DO VELHO
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1950 65.4 79.0 1965 19.2 29.9
1951
56.2
43.4 56.6 1966 73.7 86.9
1952 57.4 71.0 1967 34.7 47.3
1953 43.4 56.6 1968 36.8 49.6
1954 75.5 88.6 1969 61.3 74.9
1955 45.5 58.8 1970 63.7 77.3
1956 75.9 89.0 1971 47.9 61.4
1957 44.7 58.0 1972 54.6 68.2
1958 36.6 49.3 1973 49.5 63.0
1959 41.0 54.1 1974 54.2 67.7
1960 61.8 75.3 1975 35.0 47.6
1961 43.7 56.9 1976 29.3 42.1
1962 43.0 1977 50.5 64.0
1963 61.5 75.0 1978 63.7 77.3
1964 88.7 101.0 1979 69.1 82.5
QUADRO 4-XXX
ESTAÇÃO 433 – LOULÉ
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1950 55.6 69.1 1965 31.6 43.8
1951 44.2 57.4 1966 74.5 87.7
1952 52.5 66.0 1967 29.2 42.0
1953 37.0 49.7 1968 43.8 57.1
1954 70.2 83.6 1969 64.5 78.0
1955 33.1 45.5 1970 66.3 79.8
1956 75.1 88.2 1971 48.9 62.3
1957 42.5 55.7 1972 49.4 62.9
1958 29.2 42.0 1973 44.7 58.0
1959 59.0 72.6 1974 70.1 83.5
1960 54.9 68.5 1975 30.5 42.5
1961 23.6 35.4 1976 52.6 66.2
1962 41.6 54.7 1977 42.0 55.1
1963 58.0 71.6 1978 57.1 70.7
1964 73.2 86.4 1979 74.1 87.3
-103-
QUADRO 4-XXXI
ESTAÇÃO 433A – PADERNE
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1960 57.7 71.3 1970 74.7 87.8
1961 32.2 44.5 1971 26.4 38.7
1962 32.5 44.8 1972 36.6 49.3
1963 72.0 85.2 1973 45.2 58.5
1964 80.5 93.3 1974 64.8 78.4
1965 34.8 47.3 1975 35.4 48.1
1966 69.8 83.2 1976 38.1 51.0
1967 31.2 43.4 1977 28.9 41.7
1968 49.9 63.4 1978 51.0 64.5
1969 61.9 75.5
QUADRO 4-XXXII
ESTAÇÃO 433B – QUARTEIRA
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER
ANO DPR% %INF ANO DPR% %INF
1960 62.6 76.1 1967 22.1 33.5
1961 20.3 31.4 1968 51.1 64.7
1962 35.6 48.2 1969 57.4 71.0
1963 62.6 76.2 1970 69.5 82.9
1964 66.9 80.4 1971 53.9 67.5
1965 30.2 42.2 1972 45.6 58.9
1966 66.7 80.2 1973 49.1 62.6
Observam-se alguns casos de valores de infiltração que parecem
excessivamente baixos como por exemplo o que se refere ao ano de 1976 para a
estação de S. Barnabé (0,2%) e alguns excessivamente altos, excedendo mesmo
nalguns casos, os 100%. Este intervalo de valores excede o que é citado por
Kessler (1965) para a Hungria, referente a um período de observação de algumas
décadas: 7 a 70% . Os valores superiores a 100%, que se verificam quando a
linebreack
-104-
precipitação dos quatro últimos meses do ano excede muito o valor médio, embora
pareça paradoxal é fisicamente possivel, pois neste caso a infiltração começa a
processar-se antes de se iniciar o ano civil.
As médias referentes a cada estação (Quadro 4-XXXIII) apresentam grande
homogeneidade, situando-se perto dos 60%.
QUADRO 4-XXXIII
INFILTRAÇÃO – MÉTODO DE KESSLER – (MÉDIAS)
Nº Estação % Inf. Período
418 S. B. Messines 64 1950-1979
419a S. Barnabé 62 1966-1979
419c Vale de Barriga
1966-1979
430 Faro 64
1950-1979
433a Paderne
64 1966-1978
419d Monte Ruivo 66
419e Santa Margarida 68 1966-1979
1951-1979
431 S. Brás de Alportel 65 1951-1979
432 Barranco do Velho 66
433 Loulé 64 1950-1979
62 1960-1978
433b Quarteira 63 1960-1973
Embora nos pareça que o método de Kessler só deva ser utilizado após a
comprovação da sua eficácia a cada região, os valores médios que se obtiveram
não se afastam dos que são normalmente apontados para as regiões cársicas
mediterrânicas, como se pode comprovar consultando o Quadro 4-XXXIV onde são
referidos alguns valores de capacidade de infiltração para a bacia mediterrânica.
-105-
QUADRO 4-XXXIV
% Inf. Região Autor
46 Sul de França Bosch, A. P. (1975)
50±5 Sul de França (Saugras) Chemin et al. (1974)
70,5 Dyr del Kef (Tunísia) Scholler, H. (1948)
42 Chennata (Tunísia) Tixeront e Berkaloff (1948)
21,5
23 Bent Saïdame (Tunísia) Ibidem
36 Zaghouan (Tunísia) Ibidem
43-70 Arbailles, Baixos Pirinéus Napias (1963), in Drogue (1971)
Anticlinal de Saintonge Lafosse (1964), in Drogue (1971)
45,2 Parnasso (Grécia) Burdon (1965)
60-70 SE de Espanha Navarro e Samper, in Drogue (1971)
35-70 Jugoslávia Vilimonovic (1965)
50-53 Causses Drogue (1971)
Tendo em consideração que as formas de absorção do carso algarvio são
relativamente pouco desenvolvidas, que extensas zonas estão semi-imper-
meabilizadas por terra rossa e, ainda, o carácter extremamente torrencial de
grande parte da precipitação no Algarve, parece ser mais prudente considerar uma
infiltração média da ordem dos 40%.
Por aplicação do método dos cloretos (Custodio e LIamas, 1976) obteve-se
para o Barrocal Algarvio uma capacidade de infiltração situada entre 30 e 50% (ver
capitulo 5).
4.5 Balanço hídrico e recursos hídricos totais
O estabelecimento do balanço hídrico duma região é fundamental para
avaliar os recursos em água que a mesma encerra.
-106-
Na sua forma mais geral o balanço hídrico, para dada região, é expresso pela
seguinte equação (Custodio e Llamas, 1976, p. 2240-2243):
Qss = caudal superficial saído
Q
P + Qse + Qte – Qss – Qts – E ± S = ε
onde: P = precipitação
Qse = caudal superficial entrado
Qte = caudal subterrâneo entrado
ts = caudal subterrâneo saído
E = evapotranspiração real
S = variação das reservas
ε = erro de balanço
Habitualmente efectuam-se simplificações com base em alguns pressupostos.
Assim, se o balanço for estabelecido para uma bacia hidrográfica pode-se
eliminar o termo Qse. Quando a bacia hidrográfica considerada é bastante grande é
habitual desprezarem-se, igualmente, os termos Qte e Qts.
Finalmente quando se considera, para o estabelecimento do balanço, um
período grande de tempo, por exemplo 30 anos, pode ser considerada nula a
variação de reservas e, consequentemente, eliminar do balanço o termo
correspondente. No entanto, tal não deve ser feito em regiões com descidas
contínuas de niveis piezométricos, que revelam a progressiva deplecção dos
aquíferos.
No caso presente essa simplificação parece lícita, i. é., pode considerar-se
nula a variação de reservas, por três motivos:
- não existirem na bacia reservas superficiais apreciáveis;
- os aquíferos, em anos hidrológicos médios, atingirem a máxima
capacidade de armazenamento, facto que é testemunhado pela existência de
numerosas exsurgências temporárias (trop pleins) que actuam como
descarregadores do excesso de recarga;
-107-
- poderem considerar-se constantes as reservas de água no solo, dado que se
utilizou um período longo de observação e, ainda, porque os cálculos se iniciam e
findam em meses em que a reserva de água no solo é praticamente nula.
Apenas num sistema aquífero (Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira) foi
verificada uma situação de desiquilíbrio, com tendência para descida do nível
piezométrico.
Todavia, como essa tendência é relativamente recente e como o referido
sistema apenas representa uma pequena fracção do total da bacia, o facto
não foi tomado em consideração.
Chega-se, portanto, à equação simplificada do balanço hídrico (Custodio &
Llamas, 1976, pp. 2240-2243, Castany, 1975, pp. 576-617):
P = R + E
Em geral não se dispõe de dados suficientes que permitam quantificar todos
os termos da equação, usando-se esta para determinar um deles, conhecidos os
restantes.
Neste caso, é óbvio que se torna impossível calcular o erro de fecho ε, pelo
que este termo não é incluído na equação.
O mais frequente é conhecer-se a precipitação e o escoamento superficial
determinando-se, a partir destes, a evapotranspiração.
Outras vezes, calcula-se o valor deste termo usando-se fórmulas empíricas e
procura-se determinar o escoamento a partir dos valores calculados por
aquelas e do valor da precipitação.
No caso presente apenas se dispõe de valores referentes à precipitação em
estações incluídas na bacia e valores de temperatura de 2 estações, como já se
referiu.
Apenas se dispõe de valores significativos de escoamento superficial para o
ano hidrológico de 1976-1977.
Nestas circunstâncias procurou-se estabelecer um balanço hídrico
simplificado a partir da expressão R = P - E, de forma a poder avaliar os recursos de
água da região.
-108-
No Quadro 4-XXXV apresentam-se os valores de P - E referentes a cada
estação, bem como a contribuição parcial, para o escoamento total ((P-E).Si/S).
Os recursos totais naturais renováveis da bacia em estudo, de acordo com
Castany & Nikitin (1979), avaliados por este processo ascendem a 105,7 hm
(CP=150 mm) ou 126,5 hm
3 3 (CP=100 mm).
QUADRO 4-XXXV
RECURSOS TOTAIS
Obtidos a partir da fórmula P-E, considerando RU=100 mm e RU=150 mm
Estação Área do Polígono
(km2)
R (RU=150
mm)
R (RU=100
mm)
433a 105,8 43,5 56,2
433b 35,8 0,3 4,6
433 78,9 40,4 49,9
431 16,4 15,0 17,0
432 57,4 68,0 74,9
419 50,8 57,0 63,1
419d 19,3 7,4 9,7
419e 51,7 22,5 28,7
TOTAIS 416,1 254,1 304,1
Recursos totais: 416,1×254,1×103 m3 =105,7 hm3 = 3,35 m3/s (RU=150)
416,1×304,1×103 m3 126,5 hm3 = 4,01 m3/s (RU=100)
No entanto, se a fórmula R = P - E é relativamente válida para a maioria dos
terrenos e como tal, aceite por vários autores, ela é bastante incorrecta em terrenos
cársicos, sobretudo nos que se situam em regiões de clima mediterrânico, como é
o caso presente. Isto deve-se fundamentalmente a dois factos:
- o carácter irregular das precipitações que se concentram em períodos curtos,
o que, no caso das rochas carsificadas, favorece a infiltração e evita a
evapotranspiração, além de que as precipitações ocorrem em meses em que aquela
é mínima;
-109-
- a reconhecida capacidade de infiltração das rochas carsificadas que, como
foi referido anteriormente, nas regiões mediterrânicas apresentam valores de
infiltração que oscilam entre 30 a 60% da precipitação.
Assim, procedeu-se a nova avaliação de acordo com a seguinte metodologia
(Quadro 4-XXXVI):
- mediram-se as áreas ocupadas por rochas carbonatadas carsificadas, nos
polígonos de influência de cada estação;
- admitindo uma capacidade de infiltração de 40% foi calculado o volume de
água infiltrado;
- para as áreas restantes calculou-se o caudal escoado através da equação
R = P - E.
QUADRO 4-XXXVI
RECURSOS TOTAIS
Considerando uma infiltração eficaz nas rochas carbonatadas
De 40% da precipitação e nas áreas restantes P – E
Estação Área de r. carbonatadas Infiltração (P-E) ×(Área total – Área r. c.)
419 14,0 km2 5,5294 hm3 17,1856 hm3
419d 6,1 km2 1,5270 hm3 2,2904 hm3
419e 49,7 km2 13,1248 hm3 0,3620 hm3
431 7,5 km2 2,6478 hm3 3,3909 hm3
432 8,8 km2 3,3648 hm3 23,9598 hm3
433 60,9 km2 17,0788 hm3 3,8340 hm3
433a 50,0 km2 12,9740 hm3 9,5418 hm3
433b 4,8 km2 0,8638 hm3 0,1240 hm3
TOTAIS 201,8 km2 (48,5%) 57,1103 hm3 60,5101 hm3
Infiltração + (P-E) = 117,6 hm3 = 3,73 m3/s equivalente a uma lâmina média (mm) de
282,7 mm (38,5% da precipitação)
-110-
O valor obtido por este método aproxima-se do que é dado pela fórmula P-E
com RU=100 mm.
Quintela (1967) apresenta valores de escoamento para a Bacia do Rio Arade
(Casa Queimada) referentes ao intervalo entre 1935/36 e 1950/51, cuja média é de
30,7%. O mínimo observado é de 1,8% (1944/45) e o máximo de 54,7% (1935/36).
Loureiro (1981) indica como média geral de escoamento para o Algarve, o
valor de 23% da precipitação.
Este valor afasta-se consideravelmente do valor calculado por nós o que
deverá ser atribuído sobretudo à grande percentagem de área ocupada por rochas
carbonatadas carsificadas, na bacia hidrográfica da Ribeira de Quarteira (cerca
de 48,5%).
CAPÍTULO 5
H I D R O G E O L O G I A
5.1 Comportamento hidrogeológico das formações
A avaliação das características hidrogeológicas das diferentes unidades
descritas no capítulo 2, permite elaborar uma coluna hidrostratigráfica onde se tem,
da base para o topo:
5.1.1 Formação de Mira - impermeável
Trata-se de uma unidade com permeabilidade reduzida, apenas localmente
explorada por poços e furos, para pequenos regadios ou usos domésticos. Os poços
situam-se maioritariamente nas linhas de água, aproveitando as aluviões.
5.1.2 Formação dos grés de Silves - impermeável
O comportamento hidrogeológico dos diferentes membros que compõem a
Formação de Silves, não é rigorosamente igual. Os arenitos apresentam
permeabilidade mais elevada, dando origem a numerosas captações por poços e
furos. No entanto, enquadrados no contexto regional podemos considerá-los como
impermeáveis dada a sua fraca importância.
As margas e argilas hetangianas constituem o termo menos permeável como
se pode comprovar pelo facto de existirem numerosas nascentes situadas no
contacto, ou perto dele, daquelas rochas com o complexo vulcano-sedimentar.
Linebreack
-112-
Cite--se como exemplo as numerosas nascentes situadas na encosta da
Rocha da Pena. A água infiltrada nos calcários do topo atravessa as escoadas e
piroclastos do Complexo vulcano-sedimentar originando nascentes no contacto
com as argilas que estão na base deste (Fig. 5.1).
Fig. 5.1 – Esquema ilustrando a circulação subterrânea na Rocha da Pena
(1) argilitos; (2) complexo vulcano-sedimentar; (3) calcários e dolomitos da Picavessa;
(4) nascente perene; (5) nascente periódica.
O mesmo esquema é observável noutros locais por exemplo a 500 m a N de
Penedos Altos (Clareanes, Loulé).
Refira-se também que os dolomitos incluídos no termo AB3 (Palain, 1976)
embora não apresentem importância assinalável, à escala regional, poderão ter
interesse local. Esse interesse pode ultrapassar o que à primeira vista se pode
prever, dada a exiguidade dos afloramentos, pois aquelas rochas poderão actuar
como camada colectora recebendo recarga das camadas que as confinam
(drenância).
5.1.3 Calcários e dolomitos da Picavessa + calcários do Guilhim - aquíferos
Pela sua extensão constituem as formações mais importantes do ponto de
vista hidrogeológico.
-113-
5.1.4 Margas do Telheiro + Margas e calcários margosos do Peral - impermeável
Também nesta unidade se podem observar diferenças de comportamento nos
diversos termos que a compõe. As argilas e margas da Formação do Telheiro são
os termos mais impermeáveis. Os calcários margosos são explorados, em
geral por poços, para pequenos abastecimentos domésticos. A zona saturada
corresponde à parte superior, descomprimida, dos afloramentos, pelo que os níveis
freáticos acompanham a topografia.
5.1.5 Calcários e dolomitos do Escarpão - aquífero
Esta unidade apresenta, nalgumas regiões do Algarve, óptimas características
hidráulicas, sobretudo os termos mais dolomitizados.
A parte superior é pouco permeável.
5.1.6 Arenitos do Sobral + Arenitos do Troto + Margas e calcários margosos de S.
João da Venda - impermeável
Os arenitos e conglomerados das duas primeiras unidades são explorados
localmente por poços ou furos que têm, em geral, fraca produtividade. Às vezes a
água que deles se extrai tem problemas de qualidade, nomeadamente pela
presença excessiva de ferro.
As margas e calcários margosos também são explorados por poços de
produtividade ainda menor do que os da unidade anterior, aproveitando a zona
superficial descomprimida. A maioria seca no verão.
5.1.7 Calcários lumachélicos da Praia da Rocha - aquífero
Esta formação constitui o suporte de aquíferos de grande importância,
nalguns locais, não só devido às características hidráulicas, mas por se
situarem em zonas de densidade populacional elevada e de grande turismo.
5.1.8 Formações detríticas mio-plio-quaternárias - aquitardos
As várias formações detríticas que cobrem muitas vezes a formação anterior,
apresentam permeabilidade média, podendo actuar como aquitardos.
-114-
Foram explorados por poços, mas actualmente a maioria desses poços
explora sobretudo as camadas miocénicas subjacentes, através de furos feitos
no fundo.
Como se pode verificar todas as unidades consideradas como aquíferos são
constituídas fundamentalmente por rochas carbonatadas e estão separadas umas
das outras, por séries margo-calcárias, fracamente permeáveis, de espessura
considerável.
No entanto, em certos casos, por condicionalismos estruturais verifica-se a
ausência dessas camadas isoladoras, sendo possível a conexão hidráulica entre
diferentes aquíferos. Tais casos serão focados na devida altura.
Por outro lado, o conhecimento da geometria, estrutura e morfologia, conduz
à definição de diversos sistemas, em cada unidade litostratigráfica.
As formações aquíferas atrás referidas têm comportamento típico da maioria
dos aquíferos em rochas carbonatadas - aquíferos cársicos - pelo que se
justifica que se dedique algum espaço à caracterização do comportamento deste
tipo de aquíferos.
5.2 Aspectos particulares da circulação em aquíferos cársicos
As rochas carbonatadas, e outras rochas solúveis, apresentam
comportamento hidrogeológico muito especial que permite distingui-las das
restantes rochas fissuradas.
Este facto, aliado a características geomorfológicas especiais que, quase
sempre, os maciços constituídos por aquelas rochas apresentam, justificou a
constituição de disciplinas especiais como a hidrogeologia cársica e a geomorfologia
cársica.
A especificidade do comportamento hidrogeológico dos maciços cársicos e o
facto de algumas das regiões mais típicas (Itália, Grécia, Jugoslávia) se situarem
perto de sedes de importantes civilizações da antiguidade, fez com que, desde
há muito, tivessem surgido ideias, às vezes erróneas, sobre a circulação
subterrânea. A generalização dessas ideias ao que se passava nos restantes
terrenos teve, em geral, influência negativa na evolução dos conceitos sobre a
circulação subterrânea.
-115-
Herak e Stringfield (1972, p. 19-24) fazem um breve resumo de algumas
dessas ideias primordiais. Os mesmos autores, bem como outros (Thraikill, 1968,
Sweeting, 1972, etc.) passam em revista algumas das teorias de
investigadores modernos, sobre o mesmo problema, que procuram explicar a
circulação cársica.
O volume de trabalhos publicados referentes a hidrogeologia cársica é
muitíssimo grande. La Moreaux et al. (1970) cita 1462 referências bibliográficas
sobre o tema. Posteriormente publicaram-se volumes referentes a congressos,
simpósios e outras reuniões especializadas.
Uma das razões que explica o grande interesse que o tema tem suscitado é
as regiões cársicas encerrarem, em geral, importantes recursos hídricos, assumindo,
portanto, muitos daqueles trabalhos grande importância prática.
As teorias que procuram explicar a circulação em aquíferos cársicos podem
agrupar-se em dois conjuntos: um inclui as que se baseiam na hipótese da
existência de uma "toalha" de água subterrânea e consequente superficie freática;
outro agrupa as que se baseiam na hipótese de circulação através de condutas
independentes umas das outras, cada uma com potencial hidráulico próprio.
Os aquíferos cársicos constituem um caso particular dos aquiferos fissurados.
Estes são caracterizados por possuirem porosidade primária de poros
intergranulares e fissuras, contemporâneas da formação da rocha, e uma
porosidade secundária, por vezes muito mais importante, devida à existência
de uma rede de fracturas de vários tipos.
A presença de descontinuidades de diferentes dimensões conduziu ao
aparecimento do conceito de dupla porosidade: a existência de fracturas altamente
permeáveis (macrofracturas) faz com que o meio fissurado fique compartimentado
em blocos que, por sua vez, possuem uma porosidade de poros e microfracturas
(Fig. 5.2).
Os blocos caracterizam-se por armazenar, em geral, um maior volume de
água, sendo pouco permeáveis, enquanto que as fracturas são mais permeáveis
mas contribuem pouco para a porosidade total.
-116-
Fig. 5.2 - Representação esquemática de um aquífero cársico. (A) Zona superior alterada; (B)
Blocos com permeabilidade de microfracturas; (C) Macrofractura (segundo Drogue, 1982)
Conhecem-se exemplos em que a permeabilidade das fracturas é 1000 a
10000 vezes maior do que a dos blocos e a porosidade destes 10 a 100 vezes maior
do que a daquelas (Streltsova, T.D., 1976, Kiraly, 1973).
No caso de maciços com uma carsificação avançada essa relação diminui,
mas mesmo neste caso o volume ocupado pelas grandes fracturas e condutas
cársicas é sempre inferior ao que é ocupado pelas microfracturas (Schoeller, 1965).
Conclui-se, portanto, que o volume de água fornecido pelos aquíferos
fissurados provém fundamentalmente dos blocos, mas o fluxo é condicionado pelas
fracturas.
Do que acima se expôs pode concluir-se que a difusidade hidráulica (T/S) das
fracturas é muito maior do que a dos blocos e, assim, qualquer variação de
potencial hidráulico vai afectar rapidamente todo o conjunto de fracturas o que gera
uma diferença de potencial e, consequentemente, fluxo entre os dois meios.
Quando o tamanho dos blocos se reduz de tal forma que o volume de vazios
correspondente a cada um dos tipos de porosidade, se aproxima, o comportamento
hidrodinâmico aproxima-se do de um meio poroso. Se, pelo contrário, os blocos são
de grandes dimensões, e o volume relativo, ocupado pelas macrofracturas é
pequeno, então a circulação apresenta características muito especiais.
-117-
Assim, quando há uma descarga, ocorre fluxo dos blocos para as fracturas e
numa situação de recarga, estas alimentam os blocos.
Outra característica importante dos meios fissurados é a sua frequente
anisotropia, sobretudo devida à existência de direcções preferenciais de fracturação.
O que distingue fundamentalmente os aquíferos cársicos dos restantes
aquíferos fissurados é o facto da sua permeabilidade e porosidade evoluir com
relativa rapidez. De facto quando as rochas são solúveis a circulação vai produzir o
alargamento das fendas e consequentemente, o aumento de permeabilidade.
Há, portanto, uma retroacção do efeito sobre a causa muito característico das
rochas carbonatadas; a circulação aumenta a dissolução e esta aumenta a
permeabilidade, logo a circulação.
Este processo pode conduzir ao alargamento de sistemas mais favorecidos à
partida, quer por possuírem maiores dimensões, quer por se apresentarem mais
próximos do paralelismo com o vector gradiente hidráulico, levando, por vezes, à
formação de canais e condutas. Há, por consequência, um aumento de anisotropia
do meio.
E evidente que o facto de um maciço carbonatado possuir uma rede de
fracturas é condição indispensável, mas não suficiente, para que se produza a
evolução acima esboçada. De facto, para que tal se dê são necessárias outras duas
condições: a existência de uma zona de recarga e de uma zona de descarga. Na
realidade para que um maciço carbonatado possa evoluir no sentido de um
aquífero cársico é necessário que sejam evacuadas grandes quantidades de
carbonatos sob a forma de solução.
Barenblatt et al. (1960) foram os primeiros autores a estabelecer a
equação que, tendo em conta algumas das características atrás apontadas, tenta
descrever o fluxo em meios com dupla porosidade. A originalidade do trabalho
destes autores está em considerar, para cada ponto do espaço, dois potenciais
hidráulicos, o do fluido nas macrofracturas e o do fluido nos blocos, e ter em conta
as trocas de fluido entre os dois meios.
As equações propostas por Barenblatt et al. (1960) foram aplicadas para
linebreack
-118-
descrever o fluxo para uma captação de pequeno diâmetro, tornando assim
possível a interpretação de ensaios de bombeamento em rochas fracturadas (Rofail, 1965).
Na década de 70 a formulação teórica da circulação em meios com dupla
porosidade conheceu notável incremento, sendo sobretudo de destacar os
trabalhos de Streltsova (1976, 1978) e Boulton e Streltsova (1977).
A equação da difusividade aplicada a meios com dupla porosidade deve ter
em conta os aspectos particulares já referidos que caracterizam esses meios.
Na ausência de fontes e sumidouros a equação da difusividade pode ser
escrita deste modo:
Γ−∂∂
=∂∂
+∂∂
thSh
xhK
xhK )( 2
1
2
122
2
2 * (Streltsova, 1976, ligeiramente modificado) [1 ]
onde Γ representa o volume de fluido cedido pelo meio poroso, ao meio fissurado,
por unidade de área e de tempo (dimensões LT-1).
Γ é função da diferença de potencial hidráulico entre os dois meios (blocos e
fracturas), da viscosidade do fluido, da permeabilidade do meio poroso e do
tamanho dos blocos.
No caso de blocos cúbicos com lados de dimensões médias 2l, tinha-se,
aplicando a Lei de Darcy:
)'( hhlK
−−=Γ [2]
onde h' = potencial hidráulico do meio poroso
h = potencial hidráulico do meio fissurado
K = permeabilidade do meio poroso
Por outro lado, a aplicação da equação de balanço de massa, ao meio
poroso, conduz a:
Γ−=∂∂thS '' ou [3]
* Ver no final o significado dos símbolos usados.
-119-
0)'('
'=−+
∂∂ hh
Sp
th onde p = K/l [ 4 ]
5.3 Unidades hidrogeológicas
5.3.1 Unidade Tor - Silves
Esta unidade tem por suporte principal os Calcários e Dolomitos da
Picavessa (Liássico) e os Calcários do Guilhim (Dogger) sendo a que ocupa maior
extensão não só na área estudada, mas em todo o Algarve. Estende-se desde
Querença até Estômbar, desenvolvendo-se para N da flexura Sagres-Alportel-Vila
Real de Santo António até ao contacto com a Formação dos Grés de Silves,
ocupando um trapézio com mais de 40 km de largura por cerca de 7 km de altura. A
área da unidade é de cerca de 280 km2.
A base impermeável é constituída pela Formação dos Grés de Silves. A
existência de dobras e falhas, faz aflorar aquela formação dando origem a várias
subunidades:
Subunidade Fonte Grande (Alte)
Subunidade Fonte de Salir
Subunidade Fonte Benémola
Subunidade Fonte de Paderne
Subunidade Tor-Silves s.s.
Subunidade Fonte Grande (Alte)
A Fonte Grande a N de Alte, situa-se à cota aproximada de 195 m. A sua
posição é condicionada pela presença de rochas do Complexo vulcano-sedimentar
(Formação dos Grés de Silves) que constituem o núcleo de um anticlinal (Fig. 5.3).
Fig. 5.3 - Esquema geológico na região de Fonte Grande (Alte). (1) Dolerito; (2) Complexo
vulcano-sedimentar; (3) Conglomerado; (4) Calcários e Dolomitos da Picavessa
-120-
A referida fonte drena um conjunto de colinas calcárias situadas a N e
NE de Alte. A espessura dos Calcários e Dolomitos da Picavessa na região pode
ultrapassar 350 m.
A área de recarga é de cerca de 8 km sendo o desnível máximo entre essas
áreas e a exsurgência de 250 m. No entanto, a existência próxima da superfície, ou
mesmo aflorando, das rochas impermeáveis da base poderá ocasionar divisórias
de águas subterrâneas diminuindo, portanto, a superficie avaliada.
A presença das referidas rochas dá origem a pequenos aquíferos freáticos
explorados por poços (Benafim Pequeno, por exemplo). A alteração tão comum no
Algarve, os caliços, parece relacionar-se com a presença dos referidos aquíferos,
pois verifica-se uma correlação espacial muito estreita entre os dois, pelo menos
nesta região.
A carsificação, a avaliar pelos indicadores superficiais não parece muito
intensa. Apenas se referenciaram duas cavidades subterrâneas. Também se
detectou a presença de um sumidouro na Ribeira da Quinta do Freixo que
permite a entrada no sistema de águas provenientes de bacias situadas fora dele.
Subunidade Fonte de Salir
Esta subunidade tem por área de recarga as serranias calcárias existentes a
S de Almarginho (Cerro do Vieira, Cabeça de Areia e cota 356).
A área de descarga situa-se na região de Almarginho onde existe uma
exsurgência permanente, havendo além disso, numerosos poços e furos.
Subunidade Fonte Benémola
A área de recarga deste sistema situa-se a NE da Ribeira da Fonte Benémola,
não ultrapassando 4 km . A infiltração faz-se sobretudo, de forma difusa através dos
lapiás que cobrem mais ou menos intensamente a área de recarga. A W de
Cerro da Corte conhecem-se algumas depressões fechadas, uma das quais drenada
por um sumidouro.
Alguns factos levam a admitir que a Fonte Benémola drena uma área mais
vasta do que a que se pode supor numa primeira análise, e que a circulação se pode
fazer, em certos casos, muito rapidamente. Com efeito de todas as exsurgências
linebreack
-121-
estudadas, esta é a que reaje mais rapidamente às precipitações. Por
exemplo em 2 e 3/1/82 efectuaram-se medições de caudal e temperatura em
várias nascentes obtendo-se os seguintes valores:
Data Nome Caudal Temperatura
2/1/82 Fonte de Paderne 0 L/s -
2/1/82 Fonte de Estômbar 70 L/s 18,7º
3/1/82 Fonte de Alte Imperceptível 18,1º
3/1/82 Fonte Benémola 345 L/s 15º
Pode verificar-se que não só o caudal se apresenta significativamente
aumentado, como a temperatura da água se situa muito abaixo dos valores médios.
Portanto, a Fonte Benémola permite a evacuação rápida das águas de
precipitação não dando tempo a que estas atinjam o equilíbrio térmico.
Parece provável que haja captura de águas superficiais da Ribeira do Rio
Seco e da Ribeira Salgada. O local mais provável de captura é a 100 m a juzante da
confluência daquelas ribeiras. De facto nesse local observa-se uma depressão no
leito da Ribeira e para juzante desaparecem certos vestígios de poluição
superficial, nomeadamente de detergentes provenientes de um lavadouro publico
existente na Ribeira do Rio Seco.
Também o balanço hídrico desta unidade aponta a importação de águas de
outras bacias, como será referido adiante.
Subunidade Fonte de Paderne
A área de descarga desta subunidade situa-se numa zona complexa
onde vão convergir os limites de várias formações e onde a observação é
prejudicada pela presença de aluviões.
A área de recarga é provavelmente constituída por afloramentos dos
Calcários e dolomitos da Picavessa e dos Calcários e dolomitos do Escarpão
situados a E e NE da Fonte de Paderne. De facto não é provável que a área de
recarga se situe a Sul (Quinta do Escarpão) por dois motivos:
- ocorrência a S da Fonte, e muito perto desta, de rochas evaporíticas
-122-
(gesso e sal gema) provavelmente injectados numa falha e que deverão
actuar como barreira. Aliás a localização da nascente está certamente,
condicionada, pelo menos em parte, por este acidente;
- ligação provada, com uso de traçadores, entre a área de recarga da Quinta
do Escarpão e nascentes localizadas no leito da Ribeira de Quarteira, perto
de Amoreira, a jusante da Fonte de Paderne.
Voltar-se-á a este tema oportunamente.
Pode concluir-se que a referida barreira não só condiciona a localização das
duas zonas de descarga (Paderne e Amoreira) como impede a ligação hidráulica
entre os respectivos sistemas aquíferos.
Subunidade Tor-Silves s.s.
Esta subunidade estende-se de Tor a Estômbar, ocupando cerca de
260 km2.
O limite norte, constituído pelos afloramentos da Formação de Silves, tem
uma orientação geral E-W até S. Bartolomeu de Messines e para W desta localidade
inflecte para SW. A partir dali o aquífero vai estreitando progressivamente, pouco
ultrapassando 2 km perto de Monte Branco, a SW de Silves.
5.3.1.1 Inventário de pontos de água
Quando se iniciaram os nosso trabalhos sobre a hidrogeologia do Algarve não
existia nenhum inventário sistemático de pontos de água. Por isso uma das tarefas
prioritárias foi a de fazer um inventário que nos permitisse caracterizar as áreas
estudadas. Não era nosso objectivo realizar um inventário exaustivo, pois tal tarefa
deve caber a entidades vocacionadas para a gestão de recursos hídricos.
Mais tarde a Direcção-Geral dos Recursos e Aproveitamentos Hidráulicos iniciou um
inventário sistemático dos pontos de água do Algarve, encontrando-se actualmente
coberta grande parte daquela província.
Na unidade Tor-Silves inventariaram-se cerca de 100 pontos de água, dos
quais a maioria é representada por poços (cerca de 50%) e os restantes
representados por furos, nascentes e poços+furos.
-123-
Os pontos de água inventariados foram lançados em oitavos da carta militar
1:25 000 e a cada ponto de água foi atribuído um código em que figura em
primeiro lugar o número da folha, seguido do número do oitavo e finalmente do
número do ponto de água. Por exemplo o código 596.4.001 refere-se ao ponto nº 1
do quarto oitavo da folha 596 da carta militar 1:25 000.
Na figura 5.4 mostra-se um exemplo de um oitavo do inventário de pontos de
água do Centro de Geologia da Universidade de Lisboa.
Além das captações foram também lançados no inventário alguns acidentes
naturais com interesse hidrogeológico como sejam sumidouros, grutas e algares.
Em geral as informações obtidas para cada ponto inventariado são muito
escassas e foram prestadas pelos proprietários. Estes, a maior parte das vezes
desconhecem qual a sequência atravessada pelos furos e qual o caudal extraído.
Por isso muitas vezes os pontos inventariados apenas servem para a medição de
níveis e para a colheita de amostras, pouca utilidade tendo na definição da
geometria do aquífero.
5.3.1.2 Caudais
Os caudais produzidos pelas captações constituem um meio pouco fiável
de avaliação das características hidráulicas de um aquifero, sobretudo quando
se desconhecem os rebaixamentos que produzem. No entanto quando não se
dispõe de outros dados podem fornecer uma primeira indicação das referidas
características.
Os caudais produzidos pelas captações implantadas na Unidade Tor-Silves
mostram grande dispersão de valores evidenciando a heterogeneidade desta como,
aliás, é frequentemente observado noutros aquíferos cársicos.
Por exemplo, perto da Nascente de Salir (Almarginho) três sondagens de
prospecção situadas a curta distância entre si obtiveram os seguintes resultados:
Q( L/s) Rebaixamento
(m)
JK2 Salir 0
JK3 ″ 2,5 11,4
JK4 ″ 21 3,2
-124-
Fig. 5.4 – Exemplo de oitavo do Inventário de Pontos de Água
-125-
Outras três sondagens feitas a montante da Fonte Grande (Alte) e perto
desta, foram todas abandonadas por falta de produtividade. Este facto demonstra
que o aquifero possui uma organização de escoamentos com elevado grau de
hierarquização, existindo eixos de permeabilidade muito elevada e zonas de
permeabilidade muito baixa.
Na Carrasqueira 2 captações pertencentes à C.M. de Silves forneceram 13 l/s
e 23 l/s (JK Calvos e JK Calvos).
Uma captação perto de Paderne forneceu cerca de 40 l/s. Não se dispõe de
dados suficientes que permitam esboçar um quadro de frequência de caudais. No
entanto, pode-se afirmar com certa segurança que na maioria dos casos os
caudais obtidos não são inferiores a 10 l/s.
5.3.1.3 Parâmetros hidráulicos
Um dos processos mais válidos para determinação das características
hidráulicas dos aquíferos cársicos é o dos ensaios de bombeamento. Processos
laboratoriais ou ensaios de injecção em furos de pequeno diâmetro dão, em geral,
resultados não generalizáveis ao resto do maciço onde são executados. Por
exemplo, em numerosos ensaios de injecção efectuados no Malm do Jura de
Neuchâtel obtiveram-se valores de permeabilidade 1000 a 10000 vezes menores do
que os valores médios estimados para a mesma região (Kiraly, 1973).
Por outro lado, a caracterização hidráulica dos aquíferos cársicos feita através
da influência das marés oceânicas, fornece resultados médios de um volume do
aquífero muito maior do que é obtido por um ensaio de bombeamento, mas não
permite observar certas características que só são reveladas nos primeiros tempos
de extracção.
5.3.1.4 Ensaios de bombeamento
Pondo de lado os casos, relativamente raros, na região estudada, de poços
alimentados por uma única fenda, vertical ou horizontal, cujo tratamento se pode ver
em Greengarten & Whitherspoon (1972), em geral o comportamento dos aquíferos
cársicos pode ser reduzido a um dos casos seguintes:
-126-
- aquífero com comportamento semelhante ao de um aquífero poroso,
confinado ou semiconfinado podendo, portanto, o ensaio ser interpretado
por um processo adequado;
- aquífero com comportamento semelhante ao de um aquífero livre com
drenagem diferida. Neste caso a curva log s - log t aproxima-se das curvas
estabelecidas por Boulton (1954). Este comportamento é devido à
heterogeneidade do aquífero, preenchimento de fracturas com materiais
permeáveis ou deficiente conexão hidráulica entre fracturas (Custodio &
Llamas, 1976);
- aquífero com comportamento próprio dos meios fissurados com dupla
porosidade, afastando-se dos casos anteriormente citados.
No último caso o ensaio não pode ser interpretado pelos métodos clássicos
(Theis, Jacob, Boulton, etc.) dado que existe um período inicial em que os
rebaixamentos se afastam dos previstos pelas equações respectivas.
A característica fundamental deste comportamento é a existência de um
período em que os rebaixamentos são linearmente proporcionais aos tempos, dando
no gráfico log s - log t um troço recto com cerca de 45° de inclinação. Este
fenómeno deve-se ao facto de as variações do potencial hidráulico se propagarem
muito rapidamente a todo o sistema de fracturas devido a estas possuírem
uma permeabilidade muito maior do que a dos blocos, como já se referiu. Gera-
-se, assim, uma diferença de potencial entre os dois sistemas, com consequente
início de percolação dos blocos para as fracturas.
À medida que o ensaio prossegue o fluxo dos blocos torna-se predominante e
a curva log s - log t aproxima-se assimptoticamente da curva de Theis. Quando o
troço rectilíneo inicial é muito curto, a curva log s - log t é semelhante à que se
obteria num aquífero poroso.
Às vezes a existência de permeabilidade de macrofracturas apenas é
denunciada por um rebaixamento brutal no início do bombeamento.
Para interpretação de ensaios de bombeamento em aquíferos com dupla
porosidade dispõe-se de métodos propostos por Rofail, 1965, Streltsova, 1976,
Boulton & Streltsova, 1977, etc.
-127-
O método de Streltsova baseia-se na resolução da equação [1] para o caso
de uma captação de pequeno diâmetro, bombeada a caudal constante, em regime
transitório:
),,(4
ηεπ
tBrW
TQs f= onde:
Wf = xdx
aC
aA
qx
aC
aAx
BrJ∫
∞
+
−+
−−
+−
+−
0 21
2
210 )
11()1(
112)( η
ν
Onde:
A = exp(a1εt) + a1exp(-εt)
a1 = [q - η(1+x2)] / 2
C = exp(a2εt) + a2exp(-εt)
a2 = -[q + η(1+x2)] / 2
Construindo um conjunto de curvas-padrão para vários valores dos
parâmetros η e r/B, podem-se interpretar os ensaios pelo método de sobreposição
(W θ, s e t) e dos valores dos parâmetros r/B e η da curva usada, calculam-se as
características do aquífero, usando as seguintes expressões:
q = [η2(1+x2) - 4ηx2]1/2
η = S/S*+1
ν = [(η-1)/ η)1/2
x = variável de integração
J0 = função de Bessel de primeira espécie e de ordem zero
t = tempo desde o início do bombeamento
f,
fWsQTπ4
= ; 2
4rTtS
θ= ;
1*
−=
ηSS ; p = T/B2;
θ = 4εt(r/B)2 = 4Tt/Sr2
-128-
Para uma caracterização correcta dos aquíferos em relação aos parâmetros
hidráulicos seria necessário efectuar grande número de ensaios, tanto mais que com
o decorrer dos trabalhos se observou uma grande dispersão de resultados. No
entanto, esta tarefa esbarrou com grande número de dificuldades práticas.
Com efeito, dada a impossibilidade de se dispor de equipamento e
piezómetros para executar os ensaios nas condições desejáveis, houve que recorrer
às captações particulares e camarárias utilizando o próprio equipamento
montado. Sempre que possível usaram-se como piezómetros outras captações, em
repouso na altura do ensaio.
Assim, para se efectuar um ensaio cujos resultados fossem minimamente
fiáveis, houve que dispor de captações relativamente próximas, estando uma
em repouso, e tendo a outra equipamento de bombeamento e, se possível, de
medição de caudais.
Este conjunto de circunstâncias raramente se observa, o que é agravado
ainda pelo facto de muitas captações possuirem equipamento que impede a
medição de níveis.
Em nenhum caso foi possível dispôr-se de três piezómetros, não alinhados,
condição indispensável para obtenção dos valores para os diferentes tensores de
permeabilidade em aquiferos anisotrópicos. Por isso, os valores que adiante são
apresentados devem entender-se como a média geométrica dos dois tensores
principais: T = yyxx TT . (Papadopulos, 1965).
Em face do escasso número de resultados de que se pôde dispor, estes
devem ser considerados apenas indicativos, ponto de partida importante para uma
caracterização mais correcta que poderá ser obtida por outros meios,
nomeadamente por modelação matemática.
A figura 5.5 mostra a localização das três captações onde se fizeram ensaios
de bombeamento.
Ensaio nº 1
Este ensaio foi efectuado numa captação em 21/7/78 (n° de inventário
596.3.001).
-129-
Trata-se de um furo com 95 m de profundidade, de que não se conhece a
posição das zonas produtivas e o nível piezométrico.
Fig. 5.5 – Localização das captações onde se realizaram ensaios de bombeamento
As medições foram feitas em outra captação situada a 52,5 m da anterior.
O caudal extraído foi avaliado em 80 m3/hora.
Dado que a curva log s . log t se afastava consideravelmente da curva de
Theis, interpretou--se este ensaio pelo método de Streltsova (Fig. 5.6).
Os parâmetros obtidos são os seguintes:
T = 1700 m2/dia
S = 0,005
S* = 5 × 10-4
r/B = 0,5
η = 10
D = 340000 m2/dia
-130-
Fig. 5.6 – Curva log s-log t referente ao ensaio nº 1
Ensaio n° 2
Foi realizado em 17/7/80 numa captação (nº de inventário 596.8.002) com
52 m de profundidade, não entubada.
As zonas produtivas situam-se a pequena profundidade.
As observações fizeram-se numa captação (poço) situada a 52,5 m da
captação bombeada. O caudal extraído foi de 118 m3/hora.
A curva log s . log t (Fig. 5.7) afasta-se bastante da curva de Theis, nos
primeiros tempos de extracção, pelo que se empregou o método de Streltsova.
No entanto, como a parte final se ajusta bem à referida curva, os valores
obtidos foram comparados com os fornecidos pelo método de Jacob (Programa
Jacoop, Almeida, 1981).
Obtiveram-se os seguintes valores:
-131-
Método de Streltsova Programa Jacoop
T 1190 m2/dia 1230 m2/dia
S 5,4 × 10-3 5 × 10-3
S* 6× 10-4 −
r/B 3 −
η 10 −
D 352000 246000
Como se pode comprovar os valores de transmissividade e coeficiente de
armazenamento são semelhantes, pelo que se podem aceitar como representativos.
Fig. 5.7 – Curva log s – log t referente ao ensaio nº 2
-132-
Ensaio n° 3
Este ensaio foi feito em 22/1/82 numa captação com cerca de 60 m de
profundidade, não entubada, tendo as observações sido realizadas numa outra
situada a 70,5 m. O caudal extraído foi de 29 m/hora.
A curva log s . log t (Fig. 5.8) ajusta-se bem à curva de Theis pelo que o
ensaio foi interpretado recorrendo ao programa Sensitheis (Almeida, 1981).
Os valores obtidos são os seguintes:
T = 1340 m2/dia
S = 0,028
Fig. 5.8 – Curva log s – log t referente ao ensaio nº 3
-133-
Após a realização deste ensaio, fez-se outro trocando as posições, isto é,
fazendo as observações no que tinha sido ensaiado da primeira vez e
extraindo no que tinha servido como piezómetro.
O caudal extraído foi de 29 m3/hora.
A curva log s . log t obtida, apenas se ajusta a partir dos 100 minutos de
ensaio e os valores que se obtiveram foram os seguintes:
T = 1200 m2/dia
S = 0,024
Dado que estes valores se baseiam num período de observação menor,
consideramos os valores dados pelo primeiro ensaio mais representativos, embora
as diferenças não sejam muito acentuadas.
Síntese dos resultados
Dois dos ensaios realizados indicaram comportamento típico de aquífero
fissurado, apresentando a curva experimental log s . log t, um troço inicial
aproximadamente rectilíneo, e significativamente afastado da curva típica de
meios porosos.
O terceiro ensaio já não revelou o referido efeito.
Os valores de transmissividade que se obtiveram são bastante homogéneos,
situando-se entre 1200 m2/dia e 1700 m2/dia.
Os valores do coeficiente de armazenamento dos blocos apresenta maior
oscilação (entre 5 × 10-3 e 3 × 10-2).
A relação entre os coeficientes de armazenamento das fracturas e dos
blocos é de 1 para 10.
5.3.1.5 Curvas de esgotamento de nascentes cársicas
A análise do regime de esgotamento das nascentes cársicas fornece
importantes indicações sobre as características hidrogeológicas dos respectivos
sistemas.
Em geral o caudal das nascentes varia em função do tempo, podendo essa
variação ser expressa por uma equação do tipo:
-134-
Q = Q0 . e-αt (Maillet, 1905)
onde Q é o caudal, Q0, o caudal no início da contagem dos tempos, t o tempo em
dias e a uma constante [T -1].
Existem outras expressões para descrever o mesmo fenómeno, mas a de
Maillet é mais correntemente utilizada.
Se lançarmos num gráfico os logarítmos dos caudais contra o tempo obtém-
-se uma recta cujo pendor é α.
A curva de esgotamento das nascentes cársicas não obedece, em geral, a
formulação tão simples. No gráfico log Q-t verifica-se a existência de vários troços
rectilíneos, separados uns dos outros por inflexões bem marcadas (Schoeller, 1965, Forkasiewicz e Paloc, 1965).
A experiência mostra que em sistemas cársicos bem desenvolvidos, o gráfico
log Q-t mostra na maior parte dos casos três troços rectilíneos (Milanovic, P.,
1981).
Sendo assim, o caudal Qt, num determinado instante t, é dado pela
expressão:
∑ −⋅=N
tit
ieQQ1
0α
em que N toma o valor 3 na maior parte dos casos.
No entanto, acontece haver nascentes cársicas cujo regime de esgotamento
obedece a leis mais simples ou mais complexas do que as que foram apresentadas.
O coeficiente α1, caracteriza o fluxo através de canais e condutas cársicas. A
drenagem destes sistemas e rápida (α , elevado) pois a permeabilidade é grande e
o volume armazenado pequeno.
O coeficiente α2 caracteriza o conjunto de fracturas parcialmente carsificadas
e o coeficiente α3 caracteriza as propriedades dos blocos (porosidade de poros e
microfracturas).
O coeficiente de esgotamento α relaciona-se com as propriedades do
aquífero, segundo a expressão:
-135-
T/S × 2/L2 (Milanovic, P., 1981)
onde T é a transmissividade, S a porosidade eficaz e L o comprimento do aquífero.
A caracterização da curva de esgotamento de uma nascente exige
obviamente um grande número de medições de caudal ou, se possível, um registo
contínuo daquele.
Dado que nas nascentes que estudámos não existia nenhum dispositivo de
registo, nem sequer secção apropriada, não havendo tão pouco nenhuma
instituição que efectuasse medições sistemáticas, tivemos que programar um
conjunto de saídas que permitissem adquirir os dados mínimos indispensáveis à
caracterização das referidas nascentes.
Com o conjunto de medidas efectuadas foi possível calcular o coeficiente de
esgotamento de três nascentes. Uma delas - Fonte de Estômbar - situa-se fora da
área estudada, mas está na zona de descarga da Unidade Tor-Silves.
No Quadro 5-1 apresentam-se os resultados dessas medições:
QUADRO 5-I
DATA CAUDAL (L/s) OBS.
F.te de Paderne
16/04/1981 14,4
02/01/1982 nulo
F.te Benémola
16/04/1981 18,0
03/01/1982 345,0 Temp. 15,0 ºC
04/03/1983 95,2 ″ 15,9 º C
16/03/1983 55,0 ″ 16,2 ºC
04/04/1983 26,3 ″ 15,4 ºC
-136-
DATA CAUDAL (L/s) OBS.
F.te de Estômbar
16/04/1981 74,2 Temp. 18,7 ºC
02/01/1982 70,0 ″ 19,9 ºC
04/03/1983 150,0
17/03/1983 133,5
05/04/1983 114,8 ″ 18,3 ºC
F.te Alte
03/01/1982 Não mensurável
05/03/1983 38,8 Temp. 18,1 ºC
17/03/1983 28,3 ″ 17,8 º C
04/04/1983 21,8 ″ 17, ºC
*As medições foram feitas com micromolinete SeBA.
A partir dos caudais medidos em 1983 obteve-se os coeficientes de
esgotamento de cada nascente (Fig. 5.9):
Fonte de Estômbar α = 0,008
Fonte Benémola α = 0,05
Fonte Grande (Alte) α = 0,02
Segundo Schoeller (1965) valores de α > 10-2 caracterizam aquíferos onde
predomina a circulação em juntas e diaclases, enquanto que nos aquíferos onde as
condutas cársicas desempenham grande papel α pode ter valores entre 0,1 e 0,01.
De acordo com este critério, na primeira nascente predomina a drenagem de
blocos e nas outras duas a drenagem de condutas cársicas.
-137-
Fig. 5.9 – Curvas de esgotamento das nascentes cársicas
5.3.1.6 Características físico-químicas das águas
Amostragem e análises
Para a caracterização hidroquímica da unidade Tor-Silves, dispôs-se de
49 análises correspondentes a 30 pontos de água.
As colheitas foram realizadas em Setembro de 1978 (12), Outubro de 1981
(21) e Outubro de 1982 (16). As duas últimas colheitas foram feitas pelo colega Rui
Miguéis que amavelmente cedeu os dados referentes à área estudada neste
trabalho.
Os parâmetros fisico-químicos que foram determinados e respectivos
métodos, indicam-se seguidamente.
- Temperatura, determinada no campo com termómetro digital.
- pH, determinado no campo, ou no laboratório, no próprio dia da colheita,
com medidor de pH digital (colheitas de 81 e 82). Na colheita de 78 o
pH foi determinado no laboratório passados alguns dias da colheita,
com medidor de pH analógico "Metrohm".
-138-
- Condutividade, determinada no campo com condutivímetro "WTW" com
compensador de temperatura. Os valores determinados referem-se a
25°C.
-
-
Dureza total e cálcio, determinados no laboratório por complexometria
com EDTA.
Alcalinidade, determinado no laboratório no próprio dia da colheita
(colheitas de 81 e 82) por titulação com H2 SO4 0,1 N até ao valor
de pH 4,45. Na colheita de 78 a alcalinidade foi determinada no
laboratório, alguns dias depois da colheita, por titulação com o mesmo
ácido, usando como indicador o alaranjado de metilo.
- CO2, determinado no laboratório no próprio dia da colheita, por titulação
com NaOH, até pH 8,3 (colheitas de 1981 e 1982).
- Sulfato, determinado no laboratório por gravimetria (1982) ou por
espectrofotometria.
- Nitrato, determinado no laboratório, no próprio dia da colheita, em
amostra acidificada com ácido bórico, por potenciometria (eléctrodo
especifico). Na colheita de 1978 as determinações fizeram-se, em
amostras não tratadas, por espectofotometria.
- Cloreto, determinado em laboratório por titulação com nitrato de prata
(método de Mohr).
- Sódio, determinado em laboratório por espectofotometria de chama
(1978) ou absorção atómica (1982). Na colheita de 1981, o sódio foi
determinado por cálculo através do balanço iónico.
- Potássio, determinado em laboratório por espectofotometria de chama
(1978) ou absorção atómica (1982). Em 1981 não foi determinado.
- Sílica, determinada em laboratório por espectofotometria (só a colheita
de 1982).
-139-
Tratamento dos dados
Os dados resultantes das determinações laboratoriais e de campo, acima
referidas, foram tratados por um programa apropriado (programa Hidroq). Este
programa foi elaborado para microcomputador (Linguagem Basic), e resulta da
adaptação de um programa com o mesmo nome elaborado para calculadora de
bolso (Almeida, 1979).
Os cálculos que o referido programa executa são os seguintes:
concentração em bicarbonato a partir da expressão (mg/l) =
alcalinidade (mg/l de CaCO
−3HCO
3 ) × 1,22
-
- concentração em magnésio a partir da igualdade: Dureza total (mg/l de
CaCO3) / 50,045 - Ca2+ (mg/l) / 20,04 = Mg2+ (meq/l). O valor em mg/l
obtém-se usando a expressão Mg2+ (mg/l) = Mg2+ (meq/l) × 12,155
- erro ponderal (erp)
este obtém-se por comparação entre o resíduo seco determinado por
secagem a 110°C (RS) e o resíduo seco calculado (RS'). Este é obtido
usando a expressão
RS' = catiões (mg/l) + aniões (mg/l) - 1/2 (mg/l). −3HCO
A última parcela exprime a perda parcial de HCO,- durante a secagem:
2 HCO → CO−3 2 + H2O + CO (Hem, 1959). −2
3
A fracção de bicarbonato que resta após a secagem é:
61260×
=0,492 ≈ 1/2
O erro ponderal é dado pela expressão:
erp = (RS-RS') / RS × 100%
- erro de balanço (erb)
O erro de balanço baseia-se no princípio da electroneutralidade das
soluções e é dado pela expressão:
erb = %100)/()/()/()/(
×+−
lmeqaniõeslmeqcatiõeslmeqaniõeslmeqcatiões (Freeze e Cherry, 1979)
-140-
A conversão, em meq/l, dos valores das análises, dados em mg/l, foi feita
de acordo com as igualdades seguintes: −3HCO (mg/l) / 61,02 = (meq/l) −
3HCO
−24SO (mg/l) /48,03 = SO (meq/l) −2
4
Cl- (mg/l) / 35,45 = Cl- (meq/l) −3NO (mg/l) / 62,00 = (meq/l) −
3NO
Na+ (mg/l) / 22,99 = N+ (meq/l)
K+ (mg/l) / 39,10 = K+ (meq/l)
Ca2+ (mg/l) / 20,04 = Ca2+ (meq/l)
Foram excluídas deste trabalho todas as análises com erros de balanço
superiores a 5%.
O programa calcula também os índices rMg/rCa, rCl/rHCO3, rSO4/rCl, ITB ou
ITB(-), Kr e TAS e as percentagens relativas de Cl-+ , , , Na−3NO −2
4SO −3HCO ++K+,
Ca2+ e Mg2+.
Estas percentagens destinam-se à representação das águas analisadas, em
diagrama de Piper. A projecção dos pontos no referido diagrama pode ser feita
simultaneamente, pois o programa dispõe de uma subrotina apropriada para esse
fim.
Finalmente são calculados o pH de equilíbrio a 20°C, pela fórmula de
Langelier (Custodio e Llamas, 1976) e a força iónica. As fórmulas usadas no
cálculo dos índices atrás citados são as indicadas em Almeida (1979).
Características físicas
Temperatura
Dispõe-se de dados de temperatura relativos à colheita de 1982 (15 pontos).
A média dos valores observados é de 18,3°C e o desvio padrão de apenas 0,4°C.
O valor máximo observado foi de 19°C e o mínimo de 16,5°C. Verifica-se que
a temperatura média das águas se situa um pouco acima da temperatura média
anual da região, cerca de 16°C (ver capitulo 4).
-141-
A distribuição espacial da temperatura não mostra tendência especial,
parecendo ser puramente aleatória. Além disso os desvios em relação à média são
sempre muito pequenos pelo que este parâmetro não parece contribuir
significativamente para o esclarecimento dos mecanismos da circulação desta
unidade.
Condutividade
A condutividade das águas desta unidade mostra que a mineralização não é
muito elevada. Com excepção de um único ponto (pa 596.3.004) os valores
observados são sempre inferiores a 1000 µS/cm.
No Quadro 5-II apresentam-se os extremos e algumas estatísticas de cada
colheita e do conjunto.
Quadro 5-II
X s Max. Min. Mediana Coef. variação
1978 739 111,8 1000 580
1000
CE = 1,545 × RS + 50 regressão de CE sobre RC
1981 652 80,0 800 540
1982 747 76,7 910 640
conjunto 705 97,6 540 680 13,8
A distribuição mostra uma pequena assimetria positiva e dispersão pequena;
em 95% dos casos os valores desviam-se menos de 28% da média (Fig. 5.10).
A Figura 5.11 mostra a relação entre a condutividade e o resíduo seco
(colheita de 1982).
Verifica-se elevada correlação entre os dois parâmetros (r=0,982), que se
relacionam entre si de acordo com as expressões seguintes:
RS = 0,624 × CE - 16,1 regressão de RS sobre CE
-142-
Fig. 5.10 – Distribuição de valores de condutividade. Intervalo de classe 30µS
Fig. 5.11 – Relação entre condutividade e resíduo seco
-143-
Características químicas
- pH - Em relação a este parâmetro apenas se comentarão os valores
referentes às colheitas de 1981 e 1982 pois apenas estes foram determinados em
condições que garantem a sua representatividade.
Os valores extremos e estatísticas constam do Quadro 5-III.
QUADRO 5-III
X s
6,90
0,157
As principais estatísticas e extremos referentes a essas colheitas e ao
conjunto total são dados pelo Quadro 5-IV.
QUADRO 5-IV
Max. Min. Mediana Coef. variação
1981 7,15 0,115 7,39
1982 7,08 0,200 7,52 6,79
conjunto 7,12 7,52 6,79 7,12 2,2
Verifica-se que os valores de pH têm uma dispersão pequena (Fig. 5.12)
situando-se, em geral, muito perto do pH neutro. Efectivamente para a
temperatura de 18°C o pH neutro é de 7,12, valor igual à média geral.
Apenas um número restrito de pontos apresenta valores que se afastam
significativamente de 7,12. No capítulo 6 comentar-se-á o significado destes desvios,
conjuntamente com outros aspectos relativos à química do CO2, e dos
carbonatos.
- CO2 dissolvido - O CO2 dissolvido foi determinado apenas nas colheitas de
1981 e 1982.
X s Max. Min. Mediana Coef. variação
1981 36,4 12,7 65,8 19,1
1982 40,6 15,0 68,1 13,2
conjunto 38,2 13,6 68,1 13,2 33,9 35,7
A distribuição dos valores (Fig. 5.13) mostra uma ligeira assimetria
positiva e dispersão relativamente elevada (35,7% da média).
-144-
Os valores mais elevados localizam-se no canto SE da unidade e para W da
estrada Purgatório-S. Bartolomeu de Messines.
Fig. 5.12 e 5.13 – Distribuição de valores de pH e CO2. Intervalo de classe 0,1 unidades de
pH e 5,5 mg/l, respectivamente.
- Catiões - O cálcio é o catião dominante variando a sua concentração entre
70 mg/l e 134,4 mg/l. Consultando o Quadro 5.V onde se registam os extremos e
estatísticas referentes às três colheitas, pode verificar-se que os teores de cálcio
se mantêm estáveis de uma colheita para outra. De facto os valores da média
são quase constantes ao longo das três colheitas, e o mesmo se verifica com a
mediana.
Por outro lado o desvio padrão indica pequena dispersão de valores, que
em 95% dos casos não se afasta mais de 25 a 28% da média (1978 e 1981,
respectivamente). Comparando a média e a mediana das várias colheitas verifica-se
que a distribuição dos valores é simétrica (Fig. 5.14).
A distribuição espacial mostra algumas tendências, embora não sejam muito
marcadas. A Norte e Leste da unidade, isto é, perto dos limites, os valores de
cálcio são geralmente mais altos o mesmo se verificando na região de Barrocal -
Monte Branco (S de S. Bartolomeu de Messines).
O magnésio tem, tal como o cálcio, uma distribuição de valores muito
simétrica (Fig. 5.15), mas maior dispersão (entre 18% e 33% da média). Os
valores determinados situam-se entre 4 e 42 mg/l. Na colheita de 1981 os valores
são mais baixos do que nas restantes. Embora com excepções, os valores
linebreack
-145-
mais elevados situam-se para Oeste da Estrada Purgatório - S. Bartolomeu de
Messines.
QUADRO 5-V
Mínimo Máximo Média Mediana Desvio padrão Coef.variação
Cálcio
1978 70,0 102,4 90,0 90,2 11,0 12,3
1981 82,1 134,4 96,5 91,4 13,5 14,0
1982 75,6 115,2 91,9 88,8 12,1 13,2
Conj. 70,0 134,4 93,4 89,1 12,5 13,4
Magnésio
1978 13,6 42,4 28,5 29,6 8,7 30,5
1981 4,0 29,0 19,6 20,0 6,4 32,7
1982 23,0 40,0 30,4 31,0 5,4 17,7
Conj. 4,0 42,4 25,3 25,0 8,3 32,8
Sódio
1978 14,5 94,0 40,3 45,0 25,4 62,9
1981 15,0 73,0 38,8 39,5 14,7 37,8
1982 11,8 52,0 29,0 25,6 12,5 43,0
1978 +
1982 11,8 94,0 34,0 29,3 19,7 58,0
Potássio
1978 0,4 1,8 0,96 0,94 0,41
0,4
42,2
1982 1 ,4 3,4 2,2 2,1 0,51 23,0
Conj 3,4 1,7 1,7 0,78 47,1
Fig. 5.14 e 5.15 – Distribuição de valores do ião Ca2+ e do ião Mg2+ (mg/l). Intervalo de de
classe 4,5 mg/l e 3,0 mg/l, respectivamente
-146-
O sódio é o catião que apresenta maior dispersão (entre 38% e 63% da
média) o que é devido, possivelmente, ao facto de ser um ião com proveniências
múltiplas e mais sujeito a fenómenos modificadores.
O respectivo histograma sugere a mistura de diferentes grupos (Fig. 5.16).
Os teores analisados situam-se entre 12 e 94 mg/l. Os valores obtidos em 1981 são,
geralmente, mais altos, mas foram obtidos por cálculo, ao contrário dos restantes
que foram analisados.
Quanto à distribuição espacial, este ião mostra uma tendência inversa à do
cálcio; os valores menores foram encontrados perto dos limites Norte e Leste e na
região Barrocal-Monte Branco.
O potássio tem distribuição simétrica (Fig. 5.17), dispersão relativamente
elevada (entre 22,7% e 43% da média) e os valores determinados situam-se entre
0,4 e 3,4. Houve um aumento notável entre a colheita de 1978 e a de 1982 (em 1981
não se analisou) mas não se sabe se corresponde a um aumento real ou se reflecte
apenas a mudança de metodologia (espectrofotometria de chama em 1978 e
absorção atómica em 1982).
Os valores mais altos deste catião situam-se para Oeste da estrada
Purgatório-S. Bartolomeu de Messines, embora com algumas excepções.
Fig. 5.16 e 5.17 – Distribuição de valores do ião Na2+ e do ião K+ (mg/l). Intervalo de classe
7,0 mg/l e 0,3 mg/l, respectivamente
-147-
- Aniões – O bicarbonato é o anião dominante, o que não é
surpreendente dada a natureza do aquífero. A distribuição é algo assimétrica
positiva (Fig. 5.18) e a dispersão fraca (entre 7,5% e 13,3% da média). Os valores
determinados situam-se entre 291 mg/l e 456 mg/l (Quadro 5-VI).
QUADRO 5-VI
Bicarbonato
Mínimo Máximo Média Mediana Desvio padrão Coef.variação
1978 342 427 388,0 381,0 28,9 7,5 1981 324 473 371,2 361,5 39,2 10,6 1982 291 456 349,3 345,0 46,3 13,3 Conj. 291 473 368,4 360,0 41,3 11,2
Sulfato
1978 21,0 90,0 36,8 31,0 20,1 54,7 1981 2,9 78,0 30,3 27,2 19,6 64,6 1982 16,5 73,1 37,5 30,6 17,0 45,3 Conj. 2,9 90,0 34,3 30,0 18,8 55,0
Cloreto 1978 17,0 144,0 49,1 53,5 36,3 13,1 1981 14,4 133,4 48,5 41,5 28,0 57,7 1982 23,4 109,3 56,0 51,1 25,0 44,7 Conj. 14,4 144,0 51,0 47,4 29,0 56,8
Nitrato
38,5 1978 3,1 14,1 7,6 6,0 3,4 45,2 1981 0,6 3,7 2,1 2,2 0,8 1982 1,0 4,4 2,8 2,8 0,9 34,0 1981+ 1982
0,6 4,4 2,4 2,2 0,9 38,7
Na colheita de 1982 observa-se uma diminuição dos valores, em relação às
colheitas anteriores.
A distribuição espacial mostra a presença de duas regiões com valores acima
linebreack
-148-
da média geral: uma correspondente à região Barrocal-Monte Branco com valores
acima de 450 mg/l e outra situada perto do limite Sul da unidade entre Purgatório e
Tor. Na área restante verifica-se que as águas situadas a Oeste da estrada
Purgatório-S. Bartolomeu de Messines têm valores mais elevados do que as
situadas a Este.
O sulfato tem distribuição também algo assimétrica positiva (Fig. 5.19) e uma
dispersão elevada (entre 45% e 65% da média). Os valores situam-se entre 2,9 mg/l
e 90 mg/l. Os mais elevados localizam-se perto dos limites Norte e Leste da
unidade, correspondendo fundamentalmente a nascentes cuja situação é
condicionada pela presença de rochas da Formação de Silves. Entre as rochas
do topo desta formação há muitas vezes gesso disseminado em pequenas massas
ou em concentrações maiores; é pois lógico admitir que parte dos sulfates presentes
na água resulte da lixiviação daquele mineral.
Fig. 5.18 e 5.19 – Distribuição de valores do ião HCO3- e do ião SO4
2- (mg/l). Intervalo de
classe 14,0 mg/l e 6,2 mg/l, respectivamente
Os valores do cloreto mostram também grande dispersão de valores (entre
13% e 58% da média). Os valores situam-se entre 14,4 e 144 mg/l. O histograma
do conjunto de análises sugere a mistura de diferentes grupos (Fig. 5.20).
Perto dos limites Norte e Leste da unidade os teores são geralmente baixos,
situando-se perto dos 20 mg/l. Naquela região o ião cloreto provém da concentração
no solo dos sais contidos na água da chuva. Em análise de água da chuva
proveniente de um local perto do Purgatório obteve-se 9 mg/l de cloreto. Linebreack
-149-
Costa, E. (1983) refere o valor de 7,1 mg/l para água da chuva colhida perto da
Nave do Barão. Se entrarmos com este valor, por se referir a uma amostra
colhida mais próximo dos limites Norte e Leste da unidade, na fórmula
i
p
CC
PI
= (Custodio, E. e Llamas, M., 1976)
onde I = infiltração, em mm, P = precipitação, em mm, Cp = concentração do ião
cloreto na água da chuva e Ci = concentração do ião cloreto na água subterrânea,
obtêm-se valores de infiltração entre 30 e 50% da precipitação o que se situa
perfeitamente dentro dos valores esperados para esta região.
Nas restantes regiões o cloreto aparece em concentrações mais elevadas,
havendo por certo contribuições de outras origens. Uma delas poderá ser a
dissolução de pequenas quantidades de minerais cloretados existentes na
formação que constitui o muro do aquífero. Isto poderá explicar, por exemplo, os
valores anormalmente elevados que se detectam perto de Esteval de Mouros (pa
596.3.003 e 596.3.004).
A contaminação por actividades agrícolas não parece ser de invocar pois,
como se verá, os teores de nitrato não a denunciam. Pode-se admitir como
outra origem possivel, o arraste de sais provenientes de águas marinhas infiltradas
anteriormente e que poderão ficar retidas sobretudo em sedimentos de baixa
permeabilidade que cobrem por vezes o aquífero, ou fossilizam cavidades deste.
O ião nitrato está presente em pequenas concentrações situando-se
entre 0,6 e 4,4 mg/l, nas colheitas de 1981 e 1982. Na colheita de 1978 obtiveram-se
valores mais elevados, mas o doseamento foi feito por um método menos rigoroso e
naquela época ainda não se seguiam as regras de tratamento e conservação de
amostras que este ião requer.
A distribuição dos valores de nitratos é bastante simétrica (Fig. 5.21) e a
dispersão elevada (entre 13% e 58% da média). A distribuição espacial mostra uma
tendência para valores mais elevados para Oeste da estrada Purgatório-S.
Bartolomeu de Messines.
-150-
Fig. 5.20 e 5.21 – Distribuição de valores do ião Cl- e do ião NO3- (mg/l). Intervalo de
classe 10,0 mg/l e 0,4 mg/l, respectivamente
A sílica apenas foi determinada na colheita de 1982. Os valores situam-
-se entre 6,2 e 13,3 mg/l. A distribuição dos valores mostra assimetria positiva e
dispersão relativamente pequena (25% da média).
A distribuição espacial indica uma região situada a Sul onde os valores se
situam acima da média, sucedendo o contrário para Norte dessa região.
A distribuição espacial dos parâmetros estudados permite considerar a
divisão da unidade em várias zonas (Fig. 5.22).
Fig. 5.22 – Delimitação das zonas hidroquímicas da Unidade Tor-Silves
-151-
Zona I - Agrupa as subunidades Fonte Grande (Alte), Fonte de Salir e Fonte
Benémola e é caracterizada por possuir os teores mais baixos de cloreto e sódio e
os mais elevados de sulfato. Os valores do magnésio e do potássio estão abaixo da
média geral.
Todas as águas desta zona são caracterizadas pela sequência iónica HCO3>
SO4 >Cl e Ca > Na > Mg e condutividade inferior a 750 µS/cm. Pertencem portanto
ao tipo 6fc2 (Custodio, E. e Llamas, M., 1976).
Zona II - Caracteriza-se por possuir valores de bicarbonato próximo dos
valores médios, o que a distingue das zonas III e IV. Distingue-se da zona I pelos
seus teores de cloreto e sódio mais elevados e de sulfato mais baixos.
A distribuição do magnésio, nitrato e potássio permite considerar duas
subzonas situadas a Oeste e a Leste da estrada Purgatório-S. Bartolomeu de
Messines, sendo a primeira caracterizada por concentrações mais elevadas
naqueles iões.
Zona III - Situa-se na região Barrocal-Monte Branco e caracteriza-se por
possuir teores elevados de bicarbonato, cálcio, magnésio e CO2. A mineralização
total é elevada, pH baixo e sódio intermédio entre as zonas I e II.
Zona IV - Localizada entre Paderne e Montinho. Distingue-se da zona II, com
que confina, por as águas terem teores mais elevados de bicarbonato.
A projecção das análises referentes a 1982, em diagrama de Piper (Fig. 5.23)
mostra a separação relativamente nítida das zonas I e III. O triângulo catiónico
permite isolar as duas subzonas da zona II (W e L) caracterizando-se a primeira por
maior percentagem de magnésio.
A zona IV não está representada nesta amostragem.
A sequência aniónica nas três últimas zonas é sempre rHCO3 > rCl>SO4
(fácies 5). A fácies catiónica predominante é rCa> rMg >rNa (fácies f).
Apenas a zona IV e uma mancha da zona II entre Ribeira de Alte e Lentiscais
tem, por vezes, a sequência rCa>rNa>rMg (fácies e).
-152-
Em suma, as águas das zonas II, III e IV são predominantemente do tipo
5fC2 existindo, também algumas do tipo 5eC2. Nas colheitas de 1978 e 1982
algumas águas possuem valores de condutividade superiores a 750 µS/cm o que faz
com que certas águas passem da classe 5fC2 e 5eC2 à classe 5fC3 e 5eC3,
respectivamente.
Fig. 5.23 – Diagrama de Piper das águas da Unidade Tor-Silves (1982)
-153-
Qualidade para uso agrícola
Para a classificação das águas quanto à utilização para agricultura
usaram-se os critérios definidos pelo United States Salinity Laboratory Staff (USSLS)
(Catalan, 1981, p. 373-379) que tomam por base a condutividade e a taxa de
adsorção do sódio (índice SAR da literatura anglo-saxónica) definida pela
expressão:
TAS =
2CaMg
Na22 ++
+
+
onde o Na+, Mg2+ e Ca2+ representam as concentrações destes elementos em
milequivalentes/litro.
Verifica-se que todas as águas da unidade Tor-Silves pertencem à categoria
S1 (perigo baixo de alcalinização do solo).
Como já se referiu, a maior parte destas águas tem condutividade média muito
próximo de 750 µS/cm que constitui a fronteira entre o grupo C2 e C3,
respectivamente menor e maior que aquele valor (Fig. 5.24).
Fig. 5.24 – Qualidade para uso agrícola das águas da Unidade Tor-Silves
-154-
Por esse facto, embora a maioria caia no grupo C2-S1 daquela classificação,
que indica perigo médio de salinização do solo, algumas são do tipo C3-S1 que
indica perigo alto de salinização do solo.
Há também vários casos de águas cujo grupo mudou de uma colheita para
outra. Estão neste caso as águas da região Monte Branco-Barrocal e Lentiscais-
Ribeira de Alte.
Evolução no tempo
Quando se fazem observações espaçadas de algumas variáveis
hidrogeológicas como por exemplo níveis piezométricos, caudais ou parâmetros
fisico-químicos, é normal verificarem-se variações que podem ser de vários tipos:
oscilação, periódicas ou não, quando os sucessivos valores se situam umas
vezes acima de determinado valor médio, outras vezes abaixo; tendências quando
os sucessivos valores tendem a situar-se sempre acima, ou abaixo, de determinado
valor; e, ainda, a combinação dos dois tipos.
Por vezes pode confundir-se uma oscilação de período longo (vários
anos) com uma tendência, por se dispor apenas de dados referentes a uma parte
do período de oscilação.
O estudo da evolução, ao longo do tempo, das variáveis hidrogeológicas
apresenta, por vezes, grande interesse prático, com especial importância nos
estudos relativos à evolução dos níveis piezométricos e a certas variáveis físico-
químicas.
Em regiões de agricultura intensiva é frequente observarem-se tendências
para o aumento do teor de certos iões (nitrato, sulfato, etc.) e de outras substâncias
químicas, por vezes, prejudiciais (pesticidas, por exemplo). Esses aumentos são
devidos quer à utilização daquelas substâncias nas actividades agrícolas, quer à
concentração de sais como consequência do regadio.
Ao estudar a evolução de determinada variável é importante distinguir as
tendências das oscilações e explicar as suas causas. Por vezes as variações
verificadas podem ser devidas simplesmente a causas fortuitas sendo importante
distinguir as variações deste tipo das que são significativas.
Existem vários procedimentos estatísticos que ajudam a fazer essa distinção.
Pode-se citar a análise de variância, os testes sequenciais e vários métodos de
-155-
análise multivariada, muito adequados a este tipo de problemas.
Em relação aos dados hidroquímicos disponíveis, referentes à Unidade Tor-
Silves, pudemos proceder à comparação entre as colheitas de 1981 e 1982 e
estudar a evolução de alguns parâmetros determinados, durante o período que
medeia entre Setembro de 1978 e Janeiro de 1983, na Fonte Grande (Alte).
Não se comparam os valores referentes a 1978 por ter havido mudança de
metodologia das análises, como já se referiu.
Fonte Grande (Alte) – Fizeram-se 14 determinações de dureza total, cálcio e
magnésio (Quadro 5-VII).
QUADRO 5-VII
Data Dureza total Cálcio Magnésio
/09/1978 332 80 32
18/12/1979 275 83 16
05/01/1980 331 91 25
14/02/1980 335 93 25
03/05/1980 364 89 35
10/05/1980 348 91 29
13/06/1980 345 94 27
25/09/1980 384 93 37
18/10/1980 451 94 52
25/11/1980 392 99 35
09/10/1981 349 95 27
28/10/1981 315 94 20
/10/1982 350 95 27
31/01/1983 375 101 30
Na figura 5.25 representam-se as variações verificadas durante o período de
18/12/1979 a 25/11/1980.
-156-
A aplicação de um teste sequencial àqueles dados indica uma tendência para
o cálcio, enquanto que em relação aos outros dois parâmetros não permite rejeitar a
hipótese da sequência ser aleatória.
Fig. 5.25 – Variação da dureza total (Dt), cálcio (Ca) e magnésio (Mg) durante o ano de 1980,
na Fonte Grande (Alte)
-157-
Comparação entre as colheitas de 1981 e 1982
Verifica-se uma variação geral em quase todos os parâmetros. Em geral
quase todos os valores sobem da colheita de 1981 para a de 1982 excepto o pH
e e cálcio, que descem. −3HCO
As mudanças podem ser resumidas como segue:
Parâmetro Subiram Desceram Mantiveram-se
Condutividade 14 pontos de água 1 ponto de água
Bicarbonato 14
"
"
" " " 1 ponto de água
Sulfato 10 " " " 5 " " "
Cloreto 14 " " 1 " " "
Cálcio 5 " " " 9 " " " 1 ponto de água
Magnésio 15 " " "
pH 3 " " 12 " " "
CO2 10 " " " 5 " " "
A água do pa 596.3.003 (Lentiscais) mostra evolução contrária à da maioria
pois descem os valores de condutividade, sulfato, cloreto, nitrato, cálcio e sobe o
pH; o bicarbonato mantém-se constante e apenas o CO2 acompanha a tendência
geral (sobe).
As variações verificadas no magnésio são as mais acentuadas.
A causa das variações pode ser atribuída ao aumento geral devido à irrigação
e a variações no regime pluviométrico. Parece pouco provável que a primeira
produzisse variações tão acentuadas em tão pouco tempo, pelo que parece
antes de atribuir às mudanças na pluviometria. De facto, no ano de 1982 a
pluviosidade foi mais acentuada. Comparam-se os dois anos a partir dos registos da
estação Barranco do Velho (precipitação em mm):
Ano Julho Agosto Setembro Outubro
1981 0,4 0,0 24,5 39,4
1982 26,1 39,7 126,1 29,8
Vê-se, portanto, que em Outubro de 1982, mês em que se efectuaram as
linebreack
-158-
colheitas de amostras, tinha havido uma precipitação significativa desde Julho, ao
contrário do ano antecedente em que cairam quantidades menos significativas
em Setembro e semelhantes em Outubro.
Embora possa parecer paradoxal o aumento da precipitação induzir aumento
da concentração de certos iões, tal facto é bem conhecido em aquíferos
carbonatados e deve-se ao facto de a onda de recarga expulsar, na direcção das
zonas de saída, as águas mais antigas armazenadas no aquífero.
Tal fenómeno é conhecido por "efeito de pistão".
5.3.1.7 Funcionamento da unidade
Para o traçado de isopiezas apenas se dispôs de 15 pontos de água
nívelados, número insuficiente para um desenho preciso.
No entanto, a partir das isopiezas ainda que aproximadas podem-se tirar
algumas conclusões sobre o funcionamento do aquífero.
Em primeiro lugar observa-se que o fluxo se faz de Este para Oeste. Tal facto
está de acordo com o que a observação de campo permite prever pois a principal
zona de descarga situa-se no extremo Oeste da unidade sendo constituída por um
conjunto de nascentes de caudal relativamente elevado, enquanto que as principais
zonas de recarga situam-se a Leste (Serra da Picavessa, etc.).
Além da recarga por infiltração directa dentro dos limites da unidade, existem
entradas feitas através de cursos superficiais provenientes de bacias situadas fora
dos limites daquela. De facto, em certas épocas do ano verifica-se ao longo da
Ribeira de Quarteira vários locais onde as águas se infiltram. Essa infiltração
pode ser total, dependendo do caudal da ribeira. Existem também locais onde a
ribeira é efluente (por exemplo, a sul de Fojo, cerca de 2 km a leste da ponte da
Ribeira de Algibre) mas, em geral, após um percurso mais ou menos curto, volta
a infiltrar-se.
Na região a Norte de Paderne o gradiente hidráulico é muito forte (cerca de
15‰) e há inflexão das isopiezas, que passam a ter uma direcção NE-SW. Este
facto parece demonstrar a ligação hidráulica entre a subunidade Tor-Silves s.s. e a
subunidade Fonte de Paderne, dirigindo-se o fluxo para a primeira. Se for assim esta
linebreack
-159-
subunidade seria drenada pela Fonte de Paderne e pela subunidade Tor-Silves s.s.
e logo que o potencial desce abaixo da cota da nascente, seria drenado
exclusivamente pela segunda, Fig. 5.25 A.
Este modelo concorda com as observações de terreno, pois os potenciais
elevados estão relacionados com a forte recarga produzida na região de Águia,
Barrocal.
Para oeste da estrada S. Bartolomeu de Messines-Purgatório o gradiente
diminui acentuadamente passando em média a 1,5‰, ou seja cerca de 10
vezes menor do que o que existe na região a Leste da mesma estrada.
Pode-se pôr a hipótese de se tratar de dois sistemas independentes o que
implicaria uma barreira hidráulica entre eles ou a hipótese, mais provável, de uma
barreira de baixa permeabilidade.
Quer se trate de um caso ou de outro é provável que tal barreira se relacione
com o prolongamento do acidente de S. Marcos da Serra.
Em trabalho de prospecção geoeléctrica efectuado pelo Centro de Geofísica
da Universidade de Lisboa foi detectado um acidente de orientação
submeridiana situado perto da estrada S. Bartolomeu de Messines-Purgatório, que
separava dois meios de características físicas distintas (Afonso, A., informação oral)
que será lícito admitir que corresponda ao que se referiu.
Embora não se disponha de dados de piezometria para oeste da área
estudada, se admitirmos que a descarga se faz na região de Estômbar (Fontes), o
gradiente médio para oeste seria de cerca de 0,3 a 0,4‰. Este valor parece
excessivamente baixo sendo provável que exista entre o extremo oeste da unidade
e a região estudada, uma linha de partilha de águas subterrâneas. Tal poderá estar
relacionada com a existência de áreas de extracção importante em Ferrarias e
Carrasqueira onde se situam furos de abastecimento da Câmara Municipal de Silves
que extraem volumes provavelmente da ordem de 1 000 000 m3 por ano.
Fig.
5.2
5 A
– Is
opie
zas d
a U
nida
de T
or-S
ilves
refe
rent
es a
Abr
il de
198
4
-160-
5.3.2 Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira
O limite Oeste desta unidade situa-se na margem esquerda da Ribeira de
Albufeira onde os Calcários lumachélicos da Praia da Rocha (Burdigaliano)
contactam com calcários dolomíticos do Jurássico superior (Calcários e Dolomitos
do Escarpão) e com as Margas e Calcários Margosos do Peral.
A Norte os Calcários lumachélicos contactam em grande extensão com
formações detríticas e margosas do Cretácico. A sul de Pinhal o limite é constituído
pelas dolomias do Jurássico superior. Desse local até à Ribeira de Quarteira é
provável que o limite seja constituído pela mesma unidade, embora o contacto não
seja observável pois o miocénico carbonatado desaparece coberto por depósitos
detríicos pliocénicos ou por terraços quaternários.
Também o limite com as formações cretácicas se encontra em grande parte
oculto pelos depósitos pliocénicos.
O limite Leste coincide aproximadamente com a Ribeira de Quarteira.
Quanto ao substrato sob o qual assenta o Miocénico carbonatado, ele deve
coincidir, em grande parte, com as formações detríticas ou margo-carbonatadas do
Cretácico.
É provável que para Sul e Este de Pinhal, os Calcários lumachélicos
assentem em certa extensão nas dolomias do Jurássico superior, embora não
se disponha de dados seguros para o comprovar.
O Miocénico carbonatado parece assentar em superfície relativamente
regular e horizontal. Esta suposição baseia-se em dados fornecidos por sondagens
de captação de água. No entanto, há que sublinhar que esses dados devem ser
considerados com precaução pois são, em geral, fornecidos pelos sondadores
locais. Apenas em número restrito de casos existem relatórios elaborados por
geólogos.
As rochas que se pensa corresponderem ao Cretácico, são designadas,
segundo a nomenclatura usada pelos sondadores, por "barros vermelhos, argilas
vermelhas ou castanhas". Também é citada a presença de "rocha rija
vermelha, calcário vermelho (2 m) e argila negra".
-161-
A profundidade a que estas rochas se encontram varia entre 70 m e 107 m.
Atribuindo uma cota à boca da sondagem, estimada a partir da carta militar
1/25 000, obtêm-se profundidades, em relação à cota zero, bastante homogéneas
oscilando, em geral, entre -30 m e -40 m.
Além das sondagens de que se dispõe de uma descrição, embora sumária,
pensa-se que a profundidade média das captações também pode fornecer
algumas indicações. De facto, embora a profundidade das sondagens possa
depender de vários factores desde a disponibilidade económica dos proprietários
até à obtenção de um determinado caudal, a experiência mostra que, na
região de Albufeira, a maioria dos trabalhos de perfuração se interrompe quando
são cortados alguns metros de rocha reconhecidamente impermeável: os "barros
vermelhos ou pretos", segundo a designação dos sondadores.
Assim, pensa-se que um mapa com a profundidade média das sondagens, em
relação à cota zero, poderá fornecer algumas indicações suplementares. Na região
compreendida entre Montechoro e Branqueira a profundidade oscila entre -30 m e
-40 m (Fig. 5.26). Para Este desta região as sondagens são geralmente mais
profundas, oscilando entre -40 m e -50 m. De Vale de Carros até à Ribeira de
Quarteira as profundidades voltam a diminuir (entre -30 m e -40 m).
As sondagens efectuadas perto da referida Ribeira têm valores variáveis.
Nota-se, no entanto, uma tendência para valores abaixo dos -50 m. Este facto
poderá indicar o aumento da espessura do Miocénico carbonatado naquela
região. Esta suposição é reforçada pelo facto de na região de Quarteira, para Leste
da Ribeira do mesmo nome, a espessura do Miocénico carbonatado ser
comprovadamente maior.
Na figura 5.26 pode-se verificar que as profundidades a que foram atingidos
os níveis cujas características permitem atribuir ao Cretácico, concordam bastante
bem com as profundidades médias das sondagens corroborando, assim, com a
hipótese atrás exposta de que aquelas poderão fornecer valores indicativos da
profundidade do substrato.
Não se dispõe de dados que permitam avaliar as variações de espessura do
Miocénico perto dos contactos com as formações cretácicas e jurássicas a
norte. Linebreack
-162-
Fig.
5.2
6 –
Cot
as d
o fu
ndo
das c
apta
ções
na
Uni
dade
Alb
ufei
ra –
Rib
eira
de
Qua
rteira
. (1)
-30m
a -4
0m; (
2)
-40m
a -5
0m; (
3) -5
0m; (
4) p
rofu
ndid
ades
a q
ue se
cor
tara
m c
amad
as q
ue se
pod
em a
tribu
ir ao
Cre
táci
co (s
em si
nal -
)
-163-
No entanto parece de admitir que a espessura aumente muito rapidamente para
sul do referido contacto. Com base nas informações disponíveis, comprova-se que o
declive do substrato, perto do contacto é, pelo menos, da ordem de 10% a 15%.
A cobertura detrítica do Miocénico carbonatado, tem espessura muito variável.
Essa irregularidade deve-se ao facto da referida cobertura fossilizar um
paleocarso desenvolvido sobre a unidade carbonatada.
Verifica-se nalguns locais a existência de pequenos retalhos de Miocénico
carbonatado rodeados por formações detríticas, bem como a presença destas
formações preenchendo depressões de contorno fechado. Essa irregularidade torna
a cartografia geológica extremamente difícil.
A partir das informações disponíveis, verifica-se que a espessura máxima
atingida pelas formações detríticas é de cerca de 40 m. Os valores mais frequentes
oscilam entre 10 m e 30 m.
A Leste de Olhos de Água foram atravessados cerca de 40 m de areias
brancas, provavelmente miocénicas. Areias do mesmo tipo são assinaladas
500 m a NW da Aldeia das Açoteias, atingindo aí a espessura de 30 m.
Na maioria dos casos as formações detríticas atravessadas são areias
vermelhas com passagens argilosas e conglomeráticas correspondendo ao
Pliocénico.
Com base nos dados disponíveis elaborou-se um diagrama esquematizando a
geometria do miocénico carbonatado na região de Albufeira (Fig. 5.27).
5.3.2.1 Inventário de pontos de água
Foram inventariados cerca de 200 pontos de água, dos quais a maioria é
constituída por furos (cerca de 70%).
Dos pontos inventariados seleccionaram-se cerca de 100, onde foram feitas
observações periódicas do nível piezométrico ou colhidas amostras de água.
A maioria dos furos destina-se à rega e pertence a particulares.
-164-
Fig. 5.27 – Diagrama ilustrando a geometria da Unidade Albufeira-Ribeira de
Quarteira. (1) Cretácico; (2) Calcários Lumachélicos da Praia da Rocha; (3) Formações
detríticas mio-plio-quaternártas. Em cima localização dos cortes.
-165-
5.3.2.2 Caudais
Dispõe-se de dados referentes aos caudais produzidos por 114 captações implantadas no aquífero miocénico de Albufeira (Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira).
Embora esses dados sejam de qualidade variável e possam não representar fielmente as caracteristicas do aquífero, pensamos que no conjunto e dado que se trata de um número relativamente elevado, fornecem indicações úteis.
Existem vários factores que podem concorrer para que os dados relativos a caudais possam não representar com rigor as condições locais. Com efeito, a maioria das captações deste sector apresenta rendimentos inferiores ao valor óptimo; as sondagens foram conduzidas por empresas locais que não dispõem de tecnologia adequada. O revestimento das captações, a colocação das zonas drenantes, a superfície útil destas, são, entre outros factores, causa de elevadas perdas de rendimento. Assim, os caudais que se extraem ficam, geralmente, aquém dos valores óptimos que se poderiam extrair no mesmo local.
Pode também acontecer que o caudal de extracção seja inferior ao que se pode extrair por este exceder o que o proprietário necessita.
Por outro lado, há que sublinhar que não são contabilizados, nesta análise, as sondagens improdutivas ou cujo caudal era insuficiente e que foram abandonadas. Embora não se disponha de dados seguros pensamos que o número de casos de sondagens improdutivas representa uma percentagem relativamente modesta em relação ao total.
Os extremos e estatísticas referentes ao caudal de 114 captações da unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira são os seguintes:
máximo 71 l/s mínimo 1,3 l/s média 9,7 l/s mediana 8,3 l/s desvio padrão 7,6 l/s
A distribuição dos caudais por classes de frequência é a seguinte (Fig. 5.28):
≤ 4 l/s 7% (8)4-8 l/s 29% (33)
8-12 l/s 43% (49)12-16 l/s 12% (14)16-20 l/s 5% (6)28-32 l/s 3% (3)68-72 l/s 1% (1)
-166-
Fig. 5.28 – Distribuição dos valores de caudal das captações. Intervalo de classe 4 l/s
Quer a correlação entre o caudal e a profundidade das captações (Fig. 5.29)
quer a correlação entre caudal e cotas do fundo das mesmas (Fig. 5.30), mostra que
há independência entre aquelas variáveis. De facto, o coeficiente de correlação para
o primeiro par é r=-0,1304 e para o segundo r=0,043.
5.3.2.3 Parâmetros hidráulicos
A caracterização paramétrica da unidade foi feita utilizando ensaios de
bombeamento e o estudo da influência das marés.
5.3.2.4 Ensaios de bombeamento
Já atrás foi referida a dificuldade de efectuar ensaios em condições
mínimas de representatividade. Geralmente houve que utilizar captações
particulares que se situem perto de outras que possam servir como piezómetros e
que possam extrair durante um período suficientemente grande.
As captações que melhor se enquadram nestas condições são as camarárias
pois extraem durante períodos longos e além disso, dispõem muitas vezes de
dispositivos de avaliação do caudal extraído.
Como apenas pudemos dispor de 3 ensaios feitos em condições
relativamente fiáveis recorremos a um método aproximado que permite avaliar a
transmissividade do aquífero a partir de uma única observação de rebaixamento e
caudal (método de Ogden).
-167-
Este método, proposto por Ogden (1965), permite avaliar a transmissividade
conhecendo o caudal específico ou o valor do rebaixamento referido a um
determinado intervalo de tempo.
Fig. 5.29 – Relação entre caudal e profundidade das captações da Unidade Albufeira-Ribeira
de Quarteira
Fig. 5.30 – Relação entre caudal e cota do fundo das captações da Unidade Albufeira-Ribeira
de Quarteira
-168-
No caso de tratar de um aquífero confinado tem-se:
W(u)πT4Qs =
onde s é o rebaixamento, Q o caudal, T a transmissividade, W(u) a função de Theis.
A variável composta u é dada pela expressão:
Tt4Sru
2
=
onde S é o coeficiente de armazenamento, r a distância do piezómetro ao poço
bombeado e t o tempo de extracção.
Explicitanto em a ordem a T obtém-se:
4tuSrW(u)
πS4QT
2
== donde: Qt
SsπrW(u)2
=⋅u
representanto em papel bilogarítmico a função u.W(u) versus u, obtém-se um
conjunto de curvas que nos permite determinar u a partir de:
QTSsπrW(u)u
2
=⋅
Para tal necessita-se de dispor de dados referentes ao caudal, rebaixamento
s, relativo a um determinado momento t e a distância entre o piezómetro onde o
rebaixamento foi medido e o poço onde se extrai o caudal Q.
Se a medição for feita no próprio poço bombeado, substitui-se r pelo próprio
raio de captação rp.
O valor de S tem que ser estimado mas pode-se demonstrar que mesmo uma
estimação grosseira de S não conduz a grandes erros no cálculo de T.
No caso presente dispôs-se de valores de caudais, rebaixamentos e tempos
referentes a 30 captações.
Arbitrando um valor a S de 10-4 construiram-se as curvas u.W(u) vs u (Fig.
5.31)
-169-
e calculou--se o valor da transmissividade para cada caso. Os valores obtidos
resumem-se no Quadro 5-VIII.
QUADRO 5-VIII
Nº Q(l/s) s(m) t(h) W(u).u T
11 5,6 7,0 3,0 1,45E-6 84 12 10,0 1,5 2,0 2,62E-6 800 16 8,3 5,0 4,0 5,26E-7 194 17 11,1 5,0 1,0 1,57E-6 240 21 10,0 3,0 3,0 3,49E-7 400 22 10,0 2,0 2,0 3,49E-7 600 44 13,9 12,0 0,33 9,05E-6 111 74 6,0 2,0 2,0 5,8E-7 343 85 9,0 7,5 4,0 7,3E-7 136
103 11,0 1,5 2,0 2,4E-7 890 118 9,0 5,0 2,0 9,7E-7 190 119 6,0 3,0 3,0 5,8E-7 230 120 6,0 2,5 1,0 1,45E-6 276 121 6,0 4,0 5,0 4,65E-7 170 122 9,0 10,0 3,0 1,3E-6 100 123 6,0 3,0 2,0 8,7E-7 218 128 8,3 6,0 3,0 8,4E-7 154 129 6,0 3,0 3,0 5,8E-7 230 130 12,0 1,0 3,0 9,7E-8 1538 131 18,0 3,0 3,0 1,9E-7 760 132 8,0 1,0 4,0 1,1E-7 1000 133 16,6 2,0 2,0 2,1E-7 1000 142 6,0 6,0 2,0 1,7E-6 104 143 12,0 0,5 2,0 7,3E-8 3080 146 6,0 10,0 4,0 1,45E-6 65 164 1,9 1,0 1,0 1,8E-6 200 175 11,1 3,0 1,0 9,4E-7 400 183 9,0 11,8 7,0 6,5E-7 86 186 10,0 1,1 5,0 7,7E-8 1170 246 1,2 0,11 5,0 6,4E-8 1450
OBS: 1) Os números dos pontos de água correspondem aos números do inventários
da Direcção Geral de Recursos e Aproveitamentos Hidráulicos, (folha 605).
2) Os valores da função W(u).u estão expressos em notação científica.
-170-
Fig. 5.34 – Curvas log u.W(u) versus log u
Exemplo de cálculo: Na captação nº 12 verificou-se um rebaixamento de
1,5 m ao fim de 2 horas de extracção, com um caudal de 10 l/s (36 m3/hora).
Arbitrando um valor de 10-4 para o coeficiente de armazenamento e 20 cm
para o raio da captação obteve-se:
742
1062,2236
5,1102,01416,3W(u)u −−
×=×
×××=⋅
Procurando no gráfico o valor de u correspondente a 2,62 × 10-7 obtém-se
1,5×10-8. A transmissividade calcula-se usando a fórmula:
-171-
dia/m800hora/m33105,1242,010
tu4SrT 22
8
242
==×××
×== −
−
.
Os valores obtidos por este método distribuem-se entre um mínimo de 84
m2/dia e um máximo de 3080 m2/dia.
O valor médio é de 540 m2/dia e a mediana 235 m2/dia o que mostra uma
distribuição assimétrica e aproximadamente log-normal.
A distribuição por classes de frequência é a seguinte (fig. 5.32):
0- 200 m2/dia …… 37% 200- 400 " …… 23% 400- 600 " …… 7% 600- 800 " …… 7% 800- 1000 " …… 7%
1000- 1200 " …… 10% 1200- 1400 " …… 0% 1400- 1600 " …… 7%
Fig. 5.32 – Distribuição dos valores de transmissividade. Intervalo de classe 200 m2/dia.
Além dos valores de trasmissividade obtidos a partir dos dados fornecidos
pelos utentes das captações, cujo significado já foi discutido, efectuaram-se ainda
ensaios de duração média susceptíveis de fornecerem valores fidedignos.
-172-
Infelizmente o número desses ensaios não foi tão grande como seria
desejável mas é bem conhecida a dificuldade de encontrar locais apropriados para
a sua realização.
Na região de Albufeira efectuaram-se ensaios nas captações camarárias JK3
e JK1 (pa. 605.7.013 e 605.7.005) e num poço de grande diâmetro (pa.
605.4.013), cujos resultados se discutem seguidamente.
Ensaio nº 1
Este ensaio efectuou-se na captação JK3 (pa. 605.7.013, Fig. 5.36). Esta
captação está provida de dispositivo de medição de caudal. As observações
fizeram-se em dois furos situados a 87,5 m e a 116 m (pa. 605.7.010 e 605.7.002).
O cálculo dos parâmetros hidráulicos a partir das observações no pa.
605.7.002 feito pelo programa SENSITHEIS (Almeida, 1981) forneceu os resultados
seguintes:
T = 3000 m2/dia
S= 2,1%
Os rebaixamentos medidos no pa. 605.7.010 afastam-se, nos primeiros
consideravelmente da curva teórica pelo que foi usado o método proposto por
Streltsova (1976).
Os resultados obtidos por este método foram:
T = 5300 m2/dia r/B = 0,5
S= 2% η = 10
S* = 2 × 10-4
Usando o programa SENSITHEIS obteve-se:
T = 5300 m2/dia
S= 14%
Verifica-se, assim, que os valores de transmissividade são muito próximos,
enquanto que os valores referentes ao coeficiente de armazenamento se afastam
consideravelmente.
-173-
A transmissividade obtida para este piezómetro, excessivamente alta,
reflecte uma heterogeneidade local e não parece representativa.
O valor obtido no outro piezómetro aproxima-se mais dos valores normais
para esta unidade, embora mais alto do que é habitual.
O valor de 2% para o coeficiente de armazenamento parece aceitável
mostrando que o aquifero neste local não se encontra confinado. Tal pode ser
explicado por se tratar de uma zona com uma superfície piezométrica deprimida, por
ser o centro de extracções de grandes volumes, e como consequência desse
rebaixamento da superfície piezométrica esta ficar abaixo do tecto do aquífero.
Aliás, conhecem-se perto das captações ensaiadas abatimentos de terreno que em
certo período atingiram o nível freático.
Nas figuras 5.33 e 5.34 representam-se as curvas log s - log t referentes a
este ensaio.
Fig. 5.33 – Gráfico log s-log t referente ao ensaio realizado na captação JK3. Observações
feitas no p.a. 605.7.010
-174-
Fig. 5.34 – Gráfico log s-log t referente ao ensaio realizado na captação JK3. Observações
feitas no p.a. 605.7.002
Ensaio nº 2
Este ensaio efectuou-se na captação JK1 (pa. 605.7.005, Fig. 5.36). Esta
captação está provida de dispositivo de medição de caudal. As observações
fizeram-se num furo situado a 125 m da captação.
Os valores observados nos primeiros 15 minutos afastam-se
consideravelmente da curva teórica pelo que se utilizou o método de Streltsova
(1976). Os valores obtidos por este método não se afastam muito dos que foram
obtidos pelo programa SENSITHEIS:
T S
SENSITHEIS 2140 m2/dia 3‰
STRELTSOVA 2300 m2/dia 2‰ S*=2×10-5, r/B=1, η=100
Pode concluir-se que a transmissividade local é de cerca de 2000 m2/dia e o
coeficiente de armazenamento entre 2 e 3‰. Na figura 5.35 representa-se a curva
log s - log t referente a este ensaio.
-175-
Fig. 5.35 – Gráfico log s-log t referente ao ensaio realizado na captação JK1
Ensaio nº 3
A interpretação deste ensaio foi feita pelo método proposto por Papadopulos
e Cooper (1967), por se tratar de um poço de grande diâmetro, (Fig. 5.36).
Os valores obtidos foram os seguintes (Baptista, R. e Cabral, J., 1979):
T = 2600 m2/dia
S= 20%
O valor da transmissividade não se afasta muito dos valores obtidos noutros
pontos; no entanto, o coeficiente de armazenamento parece excessivamente alto.
Tal facto pode ser, em parte, devido à intersecção pelo poço de uma galeria natural
(informação do proprietário).
-176-
5.3.2.5 Caracterização pelo efeito de maré
A caracterização de aquíferos a partir do efeito de maré apresenta algumas
vantagens, em relação a outros métodos, pois o volume de aquífero que é afectado
pelo fenómeno é muito grande, esbatendo-se as heterogeneidades, tão acentuadas,
sobretudo em aquíferos cársicos. O método permite obter valores médios de
difusividade para volumes do aquífero maiores do que a que é avaliada por outros
métodos. Apresenta como desvantagem o não permitir caracterizar certos
fenómenos localizados que são habitualmente detectados nos primeiros instantes
dos ensaios de bombeamento.
Os aquíferos costeiros do Algarve constituem excelente campo para o estudo
das flutuações do nível piezométrico induzidas pelas marés oceânicas.
A região situada entre Albufeira e Olhos de Água foi objecto de estudos em
1978 (Razack et al., 1980). Posteriormente as observações foram alargadas a
outras regiões (Almeida e Silva, 1983).
A determinação de parâmetros hidrogeológicos baseada no fenómeno das
marés foi proposto por Jacob (1950) e Ferris (1951). No entanto, já anteriormente o
fenómeno tinha sido estudado por Boussinesq (1877) que se baseou na analogia
entre a difusão do calor e a difusão hidráulica. Este autor foi, pois, o primeiro a
apresentar a equação que descreve as oscilações do nível piezométrico
induzidas pelas marés, num aquífero confinado, embora não tenha sugerido
qualquer aplicação prática da referida equação.
Só muito mais tarde o assunto foi retomado pelos autores já citados e, ainda,
por van der Kamp (1973), Cazenove (1971) e outros.
A equação de Boussinesq obtém-se resolvendo a equação da difusividade
hidráulica
th
TSh2
∂∂
=∇ (1)* para as seguintes condições de fronteira:
∆h = 0 para x = ∞
∆h = ∆H0 sen ωt para x = 0 sendo ω a velocidade angular (para um período t0
de
maré, 0tπ2
=ω
* Ver no final o significado dos símbolos usados.
-177-
A resolução da equação (1) para estas condições de fronteira conduz a:
)πS/Ttxt
tπ2(sen)Tt/πSxexp(Hh 00
00 −−∆=∆ (2)
que se pode expressar na seguinte forma, mais sintética:
)Xτ(sen)Xexp(Hh 0 −⋅−∆=∆ (3)
onde:
X = x/x0 (distância adimensional)
)πS/Ttx 00 =
τ = 2πt/t0 (tempo adimensional)
Cazenove (1971) estudou pormenorizadamente o fenómeno das flutuações
do nível piezométrico induzidas pelas marés, apresentando numerosas soluções,
que contemplam diversas situações possíveis.
De momento apenas se acrescentará, ao caso referido anteriormente, o de
um aquífero semi-infinito e semi-confinado.
Neste caso a solução obtém-se resolvendo a equação da difusividade
hidráulica,
th
TS
λh'-hh 2
2
∂∂
=+∇ (4)
onde /K'KBB'=λ (Factor de drenância) para as condições de fronteira já
indicadas.
A resolução conduz a:
( X/ρτsenρX)exp(∆H∆h 0 )−⋅−⋅= (5)
onde 220
22 /λx1/ρρ =−
A partir das equações (3) e (5) obtêm-se fórmulas que permitem o cálculo das
difusividades, quer a partir das amplitudes de oscilações quer a partir dos atrasos.
Assim, tendo em conta que, quando a oscilação é máxima, ou mínima,
-178-
1)πS/Ttxt
tπ2(sen 00
±=− , a equação (3) fica reduzida a
)Xexp(Hh 00 −∆=∆ a partir da qual se obtém a difusividade D = T/S:
)H/∆h(lntπxD
002
0
2
∆⋅= (6)
Para calcular a difusividade a partir do atraso basta considerar que um
determinado máximo, ou mínimo, da maré, verificado no instante tc, junto do litoral,
ocorrerá no instante t, num piezómetro situado à distância x daquele, se:
( )0c πS/Ttxωtsen)ωt(sen −= ou seja, se:
)πS/Ttxtt2πt
t2π
00
c0
−= obtendo-se, por fim, a fórmula que permite calcular a
difusividade a partir do atraso:
2L
02
t4πtx
D = (7) sendo tL = t – tc o atraso.
No caso de se tratar de um aquífero semiconfinado os valores de D e ρ são
obtidos a partir das equações seguintes:
)H/∆h(lntπx
ρD
002
0
2
2 ∆⋅= e 2
L
02
2
tπ4tx
ρ⋅
D =
que multiplicadas e divididas para eliminar variáveis, conduzem a:
)H/∆hln(2txD
00L
2
∆⋅= (8) e πt2/)H/∆hln( L000 ∆⋅tρ = (9)
-179-
Condições experimentais
As formações carbonatadas miocénicas que se estendem entre Ferragudo e
Olhos de Água constituem o suporte de aquíferos localmente importantes.
Para Leste de Olhos de Água as formações carbonatadas encontram-se
cobertas por depósitos detríticos mais recentes, de espessura variável.
Estes aquíferos constituem excelente campo para o estudo das flutuações de
nível piezométrico induzidas pelas marés pois contactam com o mar numa extensão
considerável e dispõem de número elevado de pontos onde se podem fazer
observações daquele fenómeno.
As flutuações de nível piezométrico foram registadas por limnígrafos
instalados para esse efeito, ou por medições periódicas de nível, efectuadas com
sondas eléctricas, nos locais onde a instalação de limnígrafo não era possível.
Na figura 5.36 assinalam-se os locais onde se fizeram as observações.
Tratamento dos dados experimentais
Como as marés são um fenómeno complexo, pois resultam da interacção de
numerosas causas, as flutuações dos níveis piezométricos induzidas por aquelas,
são também complexas.
De facto as oscilações de maré resultam da soma algébrica de um grande
número de componentes harmónicas de diferentes períodos e amplitudes. Dentre
elas destacam-se pela importância as de período semi-diário (745 min.), diário (1490
min.) e semimensal (14,75 dias).
Como consequência da linearidade das equações que regem o fluxo
subterrâneo, as flutuações dos níveis piezométricos, induzidas pelas marés, podem
decompor-se no mesmo número de harmónicas.
O problema simplifica-se se se restringir a análise a um registo de duração
aproximadamente diária. Neste caso, verifica-se que uma equação do tipo:
∆h = M + A1.sen(0,506 t + d1) + A2.sen(0,253 t + d2) (10)
-180-
Fig.
5.3
6 –
Loca
lizaç
ão d
as c
apta
ções
ond
e se
fiz
eram
obs
erva
ções
lim
nigr
áfic
as e
ens
aios
de
bom
beam
ento
. (1)
Loc
ais
com
flut
uaçã
o de
nív
eis;
(2) l
ocai
s sem
flut
uaçã
o de
nív
eis;
(3) l
ocai
s ond
e se
real
izar
am e
nsai
os d
e bo
mbe
amen
to
-181-
onde se consideram apenas as harmónicas de período 745’ e 1490’, reproduz
eficazmente a oscilação.
A utilização de uma equação do tipo:
∆h = M + A1.sen(0,506 t + d1)
revelou-se insuficiente, quando aplicada a períodos superiores a 12 horas, pelo que
apenas foi utilizada para registos inferiores àquele intervalo de tempo.
Nos casos estudados decompuzeram-se as oscilações de maré e
correspondentes oscilações de nível piezométrico, nas duas componentes
harmónicas referidas e fez-se apenas o estudo da mais importante, a de período
745’.
A figura 5.37 mostra o resultado da decomposição da oscilação registada num
dado piezómetro, nas duas componentes referidas.
Fig. 5.37 – Resultado da decomposição da oscilação registada no local 2 em 6/4/78, em duas
componentes harmónicas
Os parâmetros da equação (10) foram determinados usando um programa
apropriado de computador (programa MARSINUS).
As semi-amplitudes (∆h0, ∆H0) e os atrasos (tL) que entram nas fórmulas de
cálculo da difusividade (6), (7) e (8) foram determinadas analiticamente a partir das
sinusóides equivalentes.
-182-
Finalmente foram calculados os valores de D e ρ (fórmulas 8 e 9) e a curva
teórica obtida, introduzindo aqueles valores na fórmula (5), foi comparada com a
curva experimental (Fig. 5.38).
Fig. 5.38 – Comparação entre as curvas calculadas e valores experimentais (triângulos) para
os locais 1 e 2.
No entanto, os valores usados nas fórmulas anteriores podem estar afectados
de erros que resultam de atrasos nas respostas dos piezómetros onde se fizeram
as observações e de se terem utilizado tabelas de marés, quando não houve
possibilidade de fazer observações directas.
A eficiência da resposta de um piezómetro às oscilações do nível
piezométrico no aquífero, depende, entre outros factores, do diâmetro do
piezómetro, do entubamento e dos filtros.
Assim, se num momento t0, existir uma diferença h0 entre o nível piezométrico
e o nível no piezómetro, no instante t (t > t0) a diferença entre os dois níveis é
dada por:
hw(t) = hf + h0(exp(-(t-t0)/TW) (Hvorslev, 1951)
onde: hw = nível no piezómetro,
hf = nível piezométrico,
-183-
TW = constante característica do piezómetro (“basic time-lag”)
A constante TW determina-se, experimentalmente, por ensaios de
limpadeira.
Para o caso de flutuações sinusoidais no piezómetro, dadas por uma
equação do tipo hW = AW . cos(ωt+dw) conclui-se que a correspondente flutuação no
aquífero é dada por:
hf = Af . cos(ωt+df), onde
Af = AW .(1+ω2TW2)1/2 e
df = dW . arc tg (ω.TW) (Hvorslev, 1951)
Daqui se conclui que, para cada piezómetro, se deve conhecer a constante TW
a fim de calcular as oscilações no aquífero a partir das oscilações no piezómetro, na
realidade as únicas a que se tem acesso.
No entanto, no presente trabalho essas diferenças não foram consideradas
por não se dispor de elementos que permitissem caracterizar os piezómetros e por
se utilizarem para as observações, furos de pequeno diâmetro, em que o valor de
TW é bastante pequeno. Em poços de grande diâmetro é evidente que esta
simplificação já não é lícita.
Nos cálculos foram, em geral, utilizadas tabelas de maré elaboradas pelo
Instituto Hidrográfico, para a Marina de Vila Moura, ou para outros portos do
Algarve.
Os valores constantes dessas tabelas podem, em certos casos, afastar-se,
mais ou menos, dos valores realmente observados devido a vários fenómenos
imprevisíveis dos quais se salientam as variações de pressão atmosférica e os
ventos. Tais fenómenos podem provocar erros que, em geral, não ultrapassam
0,3 m a 0,4 m nas alturas e 10 a 15 minutos nos tempos, mas podem, em casos
excepcionais, atingir valores mais altos.
Assim, a maré é um fenómeno que pode ser descrito, de forma simplificada,
por uma equação do tipo:
∆h =Σai . sen(ωi.t + di) + ε
-184-
sendo ε uma componente aleatória.
Para o tratamento dos dados experimentais, aceitou-se a hipótese de ε
ter distribuição normal, com ε = 0 e s desconhecido.
Assim, quando se dispunha de registos múltiplos de 24 horas, e tendo
em conta que a semiamplitude de oscilação nos piezómetros, em cada local, é
função linear de semiamplitude de maré, isto é:
∆h0(x) = a ∆H0
sendo a uma constante para cada ponto do aquífero (a = 0Tt
Sπx− nos aquíferos
confinados e 0Tt
Sπρxa −= nos aquíferos semiconfinados) fez-se a regressão linear
de ∆h0 sobre ∆H0 extraindo-se o valor mais provável de a, e daí o da difusividade do
aquífero (Fig. 5.39).
Fig. 5.39 – Regressão linear da semi-amplitude da oscilação no aquífero (∆h0) sobre a semi-
amplitude de oscilação da maré (∆H0) para o local 2.
-185-
Em relação aos atrasos, já que são constantes em cada ponto do aquífero,
calculou-se iterativamente a média dos valores disponíveis, expurgada dos que não
se incluíam no intervalo φ ± t0,5,N s. Este tratamento destinou-se a calcular a média
mais provável, não incluindo no cálculo os valores aberrantes.
O cálculo dos intervalos de oscilação do valor da difusividade calculado a
partir dos atrasos baseia-se no intervalo de confiança da média,
φ ± t0,5,N . s/√n
Em primeiro lugar verificou-se que os valores da difusividade obtidos a partir
das amplitudes diferiam substancialmente dos que se obtiveram a partir dos
atrasos.
Assim, foi abandonada a hipótese de se tratar de aquifero confinado, semi-
-infinito.
A aplicação de um modelo de aquífero semiconfinado, semi-infinito foi, a
alternativa escolhida pois forneceu resultados coerentes e não é contrariada
pelos dados de campo (Razack et al., 1980). De facto, as formações carbonatadas
miocénicas encontram-se cobertas por depósitos detríticos mio-plio-quaternários, de
espessura variável, que poderão funcionar como aquitardo.
Note-se, no entanto, que os ensaios de bombeamento até agora realizados
não revelaram esse semiconfinamento, o que poderá ser atribuído quer à
duração excessivamente curta dos ensaios, para ressaltar o efeito de drenância,
quer por terem sido executados em locais onde o referido efeito era pouco
acentuado.
Os valores obtidos a partir das equações (8) e (9) constam do Quadro 5-IX.
Os resultados permitem verificar que há um aumento da difusividade com o
afastamento do litoral. Embora os resultados não sejam suficientemente numerosos
para tirar conclusões seguras, parece haver uma relação do tipo log D = a .log x + b,
onde a e b são constantes (Fig. 5.40).
De momento não se dispõe de hipóteses seguras para explicar o aumento de
difusividade com a distância ao litoral; poderá corresponder eventualmente à
diminuição de espessura dos aquíferos naquela direcção, como consequência de
linebreack linebreack
-186-
x(m)
3
2,14
390
QUADRO 5-IX
Nº D(m2/h) ρ λ(m)
1 172 500 1,21±0,166 1 336±470 1 650
2 19 500±2 000 1,50±0,075 207±5 260
7 000 1,32 154 140
4 423 000 3,62 358 1 500
5 77 500 265 430
6 37 800 1,28 370
Fig. 5.40 – Relação entre o valor da difusividade hidráulica (m2/dia) e a distância ao litoral
(m). Pontos 7, 8 e 9: difusividade obtida por ensaios de bombeamento
-187-
erosão, à diminuição de permeabilidade junto àquela por acumulação de finos, ou
mesmo à acção conjunta dos dois fenómenos. Pode, ainda, significar que o
modelo usado não se adapta à realidade fisica local. Com efeito os aquíferos
estudados são do tipo fissurado apresentando dupla porosidade conforme foi
evidenciado em alguns ensaios, ao contrário do semiconfinamento, como já foi
referido.
Os aquíferos com dupla porosidade são constituídos por blocos possuindo
uma porosidade de microfracturas e poros, blocos esses separados uns dos outros
por macrofracturas. Estas possuem uma difusividade muito maior do que a dos
blocos e, assim, as flutuações propagam-se muito mais rapidamente nelas,
gerando-se diferenças de potencial hidráulico entre os dois meios com o
consequente fluxo entre eles (Barenblatt et al., 1960, Streltsova, T.D., 1976).
Assim, o conjunto de microfracturas e de poros poderia actuar em sentido
semelhante ao de um aquitardo conferindo aos aquíferos com dupla porosidade
comportamento similar ao dos aquíferos semiconfinados.
O esclarecimento destes problemas implicaria uma investigação cuidada e
prolongada do tema.
Síntese dos resultados
Conjugando os valores de transmissividade obtidos pelos diversos métodos e
os valores de caudal elaborou-se um esboço da distribuição destes parâmetros na
unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira (Fig. 5.41).
Usaram-se apenas 2 classes, uma incluindo os valores acima da mediana e
outra incluindo os valores abaixo da mesma.
Pode-se verificar que junto ao limite Norte da unidade os valores dos dois
parâmetros situam-se em geral acima da mediana. Pode-se interpretar este facto
como o resultado dum maior desenvolvimento da permeabilidade secundária do
aquifero devido a uma circulação mais intensa por recarga que o mesmo recebe
através do limite N e NE. De facto, como se verá adiante, vários indícios
apontam para a existência dessa recarga.
A mistura de água de diferentes composições poderia contribuir também para
o desenvolvimento da permeabilidade pelo efeito de corrosão por mistura de águas
(mischungkorrosion).
-188-
Fig. 5.41 – Distribuição de valores de caudal e transmissividade da Unidade Albufeira –
Ribeira de Quarteira. (1) Valores de transmissividade abaixo da mediana; (2) valores de
caudal abaixo da mediana; (3) valores de transmissividade e caudal acima das medianas
respectivas. A branco, zonas com informação insuficiente.
As zonas indicadas como tendo valores abaixo da mediana, são susceptíveis
de fornecerem pontualmente valores acima daquela. A delimitação apenas significa
que a probabilidade desse acontecimento é menor do que nas outras regiões. Cite-
-se como exemplo os caudais e transmissividades elevados referentes às captações
JK3 e JK4 situadas no limite de uma dessas zonas.
5.3.2.6 Características fisico-químicas das águas
Características físicas
Temperatura
As temperaturas observadas oscilam entre 17,2 e 19,4°C e situam-se quase
sempre acima dos 18°C.
Apenas se efectuou a medição de temperatura em águas de 6 locais.
-189-
Condutividade
As águas desta unidade possuem na maioria dos casos mineralização
elevada. Mais de metade das águas analisadas possuem condutividade superior
a 1000 µS/cm.
Os extremos e estatísticas principais deste parâmetro, são os seguintes:
x s Máx. Mín. Mediana Coef. variação
1409 786,8 3933 453 1008 55,9
A distribuição é bimodal, com dispersão elevada (Fig. 5.42).
Na figura 5.43 representam-se a relação entre a condutividade e o resíduo
seco.
Fig. 5.42 – Distribuição de valores de condutividade. Intervalo de classe 250 µS/cm.
Verifica-se elevada correlação entre os dois parâmetros (r = 0,977) que se
relacionam entre si de acordo com as expressões seguintes:
RS = 0,666 × CE – 98
CE = 1,433 × RS – 204
Os valores mais elevados encontram-se nas águas colhidas na região de
Montechoro-Mosqueira.
-190-
Fig. 5.43 – Relação entre condutividade e resíduo seco
Segue-se uma faixa que ladeia a Ribeira de Quarteira, desde a ponte da
Camacha até Vale de Carros de Baixo, com condutividade geralmente acima dos
1600 µS/cm. Na região situada entre estes dois sectores, as condutividades situam-
-se quase sempre abaixo dos 1000 µS/cm excepto numa franja paralela à costa,
onde ultrapassa aquele valor.
As regiões que apresentam menor mineralização (até 800 µS/cm) situam-se
na Patã de Baixo e Roja-Pé.
Características químicas
pH
Este parâmetro foi determinado no local da colheita apenas em 6 casos
(colheita de 1982). Nos restantes a determinação foi feita no laboratório com
medidor analógico com a precisão de 0,1 unidades.
-191-
Comparando as duas determinações verificam-se diferenças da ordem de 3
décimos da unidade de pH.
Esta ressalva deve ser tida em conta na apreciação dos resultados seguintes
referentes à colheita de 1978:
x s Máx. Mín. Mediana Coef. variação
7,4 0,2 8,0 7,0 7,3 3,3
Como se verifica, a dispersão é muito pequena (em 95% dos casos não
ultrapassa 6,6% da média).
A distribuição espacial mostra, como no caso anterior, a existência de
uma zona central com valores geralmente mais baixos, ladeada por duas faixas, de
Leste e de Oeste, com valores um pouco mais elevados.
Catiões
O cálcio é o catião dominante, na maioria dos casos, variando a sua
concentração entre 54 mg/l e 309 mg/l.
No Quadro 5-X registam-se os extremos e estatísticas dos catiões analisados.
QUADRO 5-X
x s Máx. Mín. Mediana Coef. variação
Ca2+ 119,4 39,3 309,0 54,3 112,7 32,9
Na+ 140,6 124,7 588,0 14,4 76,2 88,7
Mg2+ 41,8 30,1 189,6 12,1 32,8 71,9
Verifica-se uma dispersão elevada, sobretudo em relação ao Na+ e Mg2+,
e uma distribuição assimétrica (Fig. 5.44 a 5.46). Os valores da mediana situam-se
sempre à esquerda da média, revelando a influência de amostras com teores
elevados mas em pequeno número.
-192-
Fig. 5.44 – Distribuição de valores do ião Ca2+ (mg/l). Intervalo de classe 20 mg/l
Fig. 5.45 – Distribuição de valores do ião Mg2+ (mg/l). Intervalo de classe 15 mg/l
Fig. 5.46 – Distribuição de valores do ião Na+ (mg/l). Intervalo de classe 40 mg/l
-193-
Analisando a distribuição espacial dos catiões verifica-se, em todos os
casos, a existência de uma região central de mineralização mais baixa, ladeada
de Leste por uma faixa paralela à Ribeira de Quarteira, e de Oeste por uma zona
situada entre Montechoro e Mosqueira, em que os teores são mais altos (Fig. 5.47 e
5.48).
Aniões
Na maioria dos casos o anião dominante é o HCO . Os teores deste anião
situam-se entre 244 e 622 mg/l. A distribuição por classes de frequência, mostra
uma ligeira assimetria positiva (Fig. 5.49).
−3
Esta característica da distribuição é, aliás, comum a todos os outros aniões
(Fig. 5.50 a 5.52), reflectindo a influência de pontos de água com mineralização
elevada, mas pouco frequentes (Quadro 5-XI).
QUADRO 5-XI
x s Máx. Mín. Mediana Coef. variação
−3HCO 443,2 79,0 622,0 244,0 439,2 17,8
−24SO 60,6 80,5 340,0 2,0 28,0 133,0
Cl- 231,2 230,8 1172,0 23,.0 139,0 99,8
−3NO 13,0 9,2 49,3 1,1 11,9 71,0
A dispersão, expressa pelo coeficiente de variação, é pouco elevada,
apenas 17,8%.
A figura 5.53 mostra a distribuição espacial do ião . Verifica-se a
presença de uma zona central extensa, com teores situados sempre abaixo dos 450
mg/l, na maioria dos casos não atinge mesmo os 400 mg/l. No interior desta zona
existe uma pequena mancha situada entre Vale de Navio e Roja-Pé que
apresenta teores mais elevados, superiores a 450 mg/l.
−3HCO
As zonas mais externas, a Norte, a Oeste e a Sul, apresentam teores
elevados, sempre acima dos 450 mg/l, atingindo o máximo verificado (622 mg/l) na
região de Montechoro-Mosqueira.
-194-
Fig.
5.4
7 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
Ca2+
na
Uni
dade
Alb
ufei
ra-R
ibei
ra d
e Q
uarte
ira. (
1) e
ntre
90
e 12
0 m
g/l;
(2) e
ntre
120
e 15
0 m
g/l;
(3) v
alor
es a
cim
a de
150
mg/
l
-195-
Fig.
5.4
8 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
Mg2+
na
Uni
dade
Alb
ufei
ra-R
ibei
ra d
e Q
uarte
ira. (
1) e
ntre
20
e 30
mg/
l; (2
) ent
re 3
0 e
40 m
g/l;
(3) e
ntre
40
e 50
mg/
l; (4
) val
ores
aci
ma
de 5
0 m
g/l
-196-
Fig. 5.49 – Distribuição dos valores do ião HCO3- (mg/l). Intervalo de classe 40 mg/l
Fig. 5.50 – Distribuição dos valores do ião SO42- (mg/l). Intervalo de classe 20 mg/l
Fig. 5.51 – Distribuição dos valores do ião Cl- (mg/l). Intervalo de classe 80 mg/l
-197-
Fig. 5.52 – Distribuição dos valores do ião NO3- (mg/l). Intervalo de classe 3 mg/l
O teor de Cl- oscila entre 23 e 1172 mg/l. A dispersão de valores é elevada,
99,8%.
O teor de SO oscila entre 2 e 340 mg/l, apresentando este anião uma
dispersão ainda mais elevada, 133%.
−24
A distribuição espacial destes aniões é semelhante (Fig. 5.54 e 5.55). Em
ambos os casos verifica-se a ocorrência de uma zona central apresentando teores
mais baixos, oscilando entre 2 e 17 mg/l para os sulfatos e entre 69 e 90 mg/l para
os cloretos, rodeada de zonas de mineralização sucessivamente crescente atingindo
o máximo a Leste, junto à Ribeira de Quarteira e a Oeste na região de Montechoro-
Mosqueira onde se verificam os teores máximos.
O teor de analisado, situa-se entre 1,1 e 49,3 mg/l. A dispersão de
valores é elevada, 71%.
−3NO
Na região de Montechoro-Mosqueira observam-se os valores mais baixos
entre 1,1 e 8 mg/l. Os valores mais elevados ocorrem a Leste, junto à Ribeira de
Quarteira reflectindo a intensa agricultura que se pratica nessa região. Nas áreas
distantes, verifica-se elevada dispersão de valores não mostrando estes nenhuma
tendência nítida na sua distribuição.
-198-
Fig.
5.5
3 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
HC
O3- n
a U
nida
de A
lbuf
eira
– R
ibei
ra d
e Q
uarte
ira. (
1) V
alor
es a
baix
o de
420
mg/
l;
(2) e
ntre
420
e 4
50 m
g/l;
(3) e
ntre
450
e 5
50 m
g/l;
(4) v
alor
es a
cim
a de
550
mg/
l
-199-
Fig.
5.5
4 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
SO42-
na
Uni
dade
Alb
ufei
ra –
Rib
eira
de
Qua
rteira
. (1)
Val
ores
aba
ixo
de 1
7 m
g/l;
(2)
entre
17
e 50
mg/
l; (3
) ent
re 5
0 e
110
mg/
l; (4
) val
ores
aci
ma
de 1
10 m
g/l
-200-
Fig.
5.5
5 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
Cl- n
a U
nida
de A
lbuf
eira
– R
ibei
ra d
e Q
uarte
ira. (
1) V
alor
es a
baix
o de
100
mg/
l; (2
)
entre
100
e 2
00 m
g/l;
(3) e
ntre
200
e 3
30 m
g/l;
(4) v
alor
es a
cim
a de
330
mg/
l
-201-
Um mapa com a distribuição das fácies hidroquímicas, segundo Schoeller
(Custodio & LIamas, 1976), reflecte o que foi dito anteriormente (Fig. 5.56).
Com efeito, a distribuição das diversas fácies não se afasta do esquema geral,
verificando-se uma zona central extensa de fácies do tipo 5eC3, no interior da
qual existe uma zona delimitada de fácies 5eC3.
Na região de Montechoro-Mosqueira, a Oeste, e a Leste perto da Ribeira de
Quarteira verifica-se um enriquecimento em Cl-, SO , Mg−24
2+ e Na+, que leva à
mudança para fácies tipo 2bC3 e 2aC4 ou 2bC4.
As variações descritas podem ser explicadas, pela ocorrência de rochas
evaporíticas, incluindo gesso e sal-gema, provavelmente injectados em falhas, na
região de Montechoro e perto da Ribeira de Quarteira. Nesta última região, essas
massas evaporíticas actuariam como barreiras de baixa permeabilidade o que
explicaria a elevada diferença de potencial hidráulico entre os sectores a Leste e a
Oeste daquela ribeira.
Dado que os potenciais mais elevados se verificam a Leste haveria fluxo
através desses materiais o que explicaria a diferença de mineralização junto à
margem esquerda, onde os sulfatos oscilam entre 50 e 90 mg/l e a margem
direita onde chegam a 225 mg/l, verificando-se uma relação semelhante com os
cloretos.
A mistura com águas menos mineralizadas produz um esbatimento desses
valores para o interior da unidade. As variações verificadas no interior da zona
central reflectiriam provavelmente uma recarga mais intensa na região de Patã de
Baixo-Roja Pé e a Norte, na região da Patã de Cima.
A presença junto do litoral de águas do tipo 2bC3 reflecte a progressiva
mistura com água do mar.
Qualidade para uso agrícola
As águas da região de Albufeira-Ribeira de Quarteira são utilizadas sobretudo
no regadio de citrinos, tomateiros e outras culturas de estufa.
-202-
Fig.
5.5
6 –
Dis
tribu
ição
das
fác
ies
hidr
oquí
mic
as n
a U
nida
de A
lbuf
eira
– R
ibei
ra d
e Q
uarte
ira. (
1) 5
fC3;
(2)
5bC
3; (
3) 2
aC4;
(4)
5eC
3; (5
) 2bC
3
-203-
Fig. 5.57 – Qualidade para uso agrícola das águas da Unidade Albufeira – Ribeira de
Quarteira
-204-
O diagrama correspondente à norma de Riverside mostra que a grande
maioria das águas pertencem à classe C3-S1 o que indica perigo de salinização e
alto e baixo perigo de alcalinização do solo (Fig. 5.57).
Assinalam-se águas do tipo C3-S2 (perigo de alcalinização médio) na região
da Ponte da Camacha-Várzea de Quarteira e do tipo C4-S2 (perigo de salinização
muito alto e de alcalinização médio) na região de Montechoro-Mosqueira.
5.3.2.7 Funcionamento da unidade
Como se referiu anteriormente, grande parte desta unidade encontra-se
coberta por depósitos detríticos de idade variada. A extensão maior é ocupada pelos
arenitos rubificados atribuídos ao Pliocénico.
A permeabilidade vertical desses arenitos é, certamente, baixa pelo que a
capacidade de infiltração na área coberta por eles é certamente muito inferior àquela
onde os calcários miocénicos afloram.
A ocorrência de pequenos aquíferos suspensos confirma o que se disse.
Por outro lado, nas áreas cobertas por terraços fluviais, a infiltração deve ser
ainda inferior, dada a grande percentagem da componente argilosa contida
naqueles.
Pensa-se que a infiltração na região coberta pelos depósitos detríticos acima
referidos, não se deve afastar muito do valor fornecido pelo programa CEQEVAP
(Almeida, 1979), usando 100 mm como reserva útil. O valor calculado pelo referido
programa para a estação de Quarteira, a mais próxima da unidade Albufeira-
Ribeira de Quarteira é de 45 mm ou seja cerca de 10% da precipitação.
Nas áreas onde a cobertura detrítica se encontra ausente é provável que a
infiltração seja mais elevada.
Embora não se disponha de dados que permitam efectuar um balanço hídrico
rigoroso, é possível demonstrar, com base num balanço aproximado, que a
unidade recebe recarga através dos limites.
De facto, dentro da área da unidade podemos considerar os seguintes termos:
-205-
Entradas
Infiltração
Atribuindo à unidade uma área de 24 km e um valor para a infiltração da
ordem dos 15%, para compensar a área não coberta onde a infiltração é superior ao
geral admitido (10%), obtém-se o volume infiltrado:
2
24 × 10 m × 0,15 × 0,45 m /m = 1,6 M m 6 2 3 2 3
Saídas
Consumos camarários 3
Actualmente são superiores a 2 Mm /ano. Segundo dados fornecidos pela
Câmara Municipal de Albufeira em 1978 facturaram-se 1 324 366 m . Acrescentando
10% para consumos municipais e perdas da rede obtém-se 1,5 M m . Este valor
mostra tendência para aumentar todos os anos.
3
3
3
Regas
Este dado é difícil de contabilizar, uma vez que existem muitas centenas de
captações que seria necessário inquirir o que é acrescido do facto de, em muitos
casos, os proprietários desconhecerem os valores extraídos.
Pode-se tentar avaliar os consumos para rega por um método aproximado,
tendo em conta a área cultivada e o tipo de cultura mais expandida.
A área ocupada por culturas de regadio foi avaliada, a partir da fotografia
aérea, em cerca de 250 ha (2,5 km ). 2
Atribuindo 80% dessa área à cultura de laranja e outros citrinos e os restantes
20% à cultura do tomateiro que é sem dúvida a mais vulgar, usando o método de
Blaney-Criddle (Blaney, 1959, Criddle, 1958) e tendo em conta as temperaturas e
precipitações médias observadas na estação de Quarteira, obteve-se um déficit
de 274 mm anuais, a ser supridos por rega, para a cultura de citrinos e 346 mm
para a cultura do tomateiro (Quadro 5-XII e 5-XIII).
Os valores de K que entram na fórmula de Blaney-Criddle foram tomados de
Custodio & Llamas, 1976.
-206-
Saídas para o mar
As nascentes situadas na praia de Olhos de Água, concentram-se numa
pequena área, sendo algumas delas visíveis durante a maré baixa. Existem outras,
permanentemente submersas rebentando com tal ímpeto que os barcos dos
pescadores são afastados da sua rota ao passarem no local (Hermano Neves, in
Guia de Portugal, vol. II, p. 223). Essas nascentes são visíveis, em certas ocasiões,
do alto da arriba sobranceira à praia.
É praticamente impossível avaliar o caudal descarregado por estas nascentes.
No entanto não deve ser inferior a 100 l/s. Mesmo tendo em conta que considerável
percentagem do volume descarregado é de água do mar, dado que esta se mistura
com a água doce, na zona de transição, segundo um mecanismo bem conhecido, o
volume total descarregado anualmente não deve ser inferior a 1,5 milhões de metros
cúbicos.
Em face do exposto tem-se o seguinte balanço:
Entradas 1,6 milhões de m3
Saídas:
Abastecimentos 1,5 milhões de m3
Regas 0,7 milhões de m3
Saídas para o mar 1,5 milhões de m3
Défice 2,1 milhões de m3
Um tal défice, a não ser compensado por transferências de outras unidades,
seria traduzido por descidas de nível piezométrico acentuadas. Embora, em certos
períodos se verifiquem descidas importantes, como se pode ver na figura 5.58 onde
se registam os níveis piezométricos observados em Novembro de 1982, sobrepostos
aos de Janeiro de 1978, nota-se uma tendência para a descida de níveis, mas
inferior à que seria de esperar.
A situação em Novembro de 1982 mostra a existência de zonas, onde os
níveis se situam abaixo do nível do mar.
-207-
Fig.
5.5
8 –
Nív
eis
piez
omét
ricos
em
Nov
embr
o de
198
2 co
mpa
rada
s co
m o
s re
gist
ados
em
Jan
eiro
de
1978
. Os
núm
eros
den
tro
do c
írcul
o in
dica
m o
s va
lore
s ex
trem
os c
orre
spon
dent
es a
cad
a zo
na d
elim
itada
pel
o tra
ceja
do, n
ívei
s de
Jan
eiro
de
1978
. Em
deno
min
ador
ass
inal
am-s
e as
var
iaçõ
es r
egis
tada
s en
tre a
s du
as d
atas
. O
s cí
rcul
os n
egro
s as
sina
lam
as
capt
açõe
s m
ais
impo
rtant
es.
-208-
Tendo esse facto em conta, verifica-se que em Novembro de 1982 apenas a
região situada entre Patã de Baixo e Vale de Carros apresenta níveis situados acima
do nivel médio das águas do mar. A zona mais deprimida situa-se entre Branqueira
e Santa Euiália. Perto da primeira povoação situam-se duas importantes captações
camarárias: JK-3 e JK-4.
Um mapa com os níveis registados em Janeiro de 1978 mostra uma
distribuição semelhante, embora com níveis muito mais altos. Na figura 5.59 que
mostra a situação dos niveis piezométricos medidos naquela data, é já visível uma
depressão situada na região da Branqueira.
Verifica-se que o fluxo se faz principalmente a partir da região da Patã de
Baixo - Vale de Carros, para as direcções SW e Sul.
E ao longo do contacto entre os Calcários e Dolomitos do Escarpão (Malm) e
os calcários miocénicos, situado naquela região que se deve dar a maior parte da
transferência de águas vindas da Unidade Boliqueime-Quarteira. E provável
também que ocorra fluxo através de um limite que coincide aproximadamente com
o troço final da Ribeira de Quarteira. Nessa região verifica-se uma diferença muito
acentuada entre os níveis piezométricos da margem esquerda e da margem direita
(Figura 5.58).
Também os dados da hidroquímica favorecem esta interpretação, como atrás
se viu.
5.3.3 Unidade Boliqueime - Quarteira
Ao contrário do que sucede com a Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira,
cujos limites e funcionamento são relativamente simples de definir, os aquíferos
instalados nos calcários miocénicos e do Malm, situados entre Fontaínhas,
Quatro-Estradas e Quarteira, têm interrelações tais que é mais fácil tratá-los em
conjunto.
O principal suporte deste sistema de aquiferos são os calcários com
polipeiros, calcários compactos e calcários dolomíticos do Malm (Calcários e
Dolomitos do Escarpão) e os Calcários Lumachélicos da Praia da Rocha
(Burdigaliano).
A presença de afloramentos de rochas impermeáveis constituindo barreiras
totais, ou parciais, conduz à existência de três subunidades:
-209-
Fig.
5.5
9 –
Situ
ação
dos
nív
eis p
iezo
mét
ricos
em
Jane
iro d
e 19
78 e
prin
cipa
is d
irecç
ões d
e flu
xo.
-210-
a) Subunidade do Escarpão
b) Subunidade Boliqueime - Campina de Baixo
c) Subunidade Poço de Boliqueime - Quarteira
Subunidade do Escarpão
A principal zona de recarga desta subunidade situa-se no planalto da Quinta
do Escarpão, situado a cerca de 7 km a NE de Albufeira. O referido planalto que
ocupa uma área de cerca de 10 km2, está talhado em calcários do Malm inclinando
aproximadamente para WSW.
Os calcários do planalto do Escarpão sobrepõem-se às Margas e Calcários
margosos do Peral que afloram na vertente que desce para a Ribeira de Quarteira,
no Moinho do Cotovio.
A sequência calcária, que se inicia por um conglomerado de elementos
quartzosos, inclui calcários com polipeiros, crinóides, estromatoporídeos, oncólitos,
calcários compactos, calcários dolomíticos, etc.
Na zona das Ferreiras esta sequência termina com calcários rosados
dolomitizados com Anchispirocyclina lusitanica a que se seguem depósitos detríticos
cretácicos.
A sequência calcária do planalto do Escarpão está profundamente carsificada.
A carsificação desenvolveu-se numa superficie de aplanação de altitude próxima dos
130 m, sendo visíveis, nalguns locais, depósitos de areias rubificadas que se
correlacionam, provavelmente, com a referida aplanação.
Nas frentes de exploração das pedreiras, observam-se depósitos
argilocarbonatados, amarelados, que fossilizam fases anteriores de carsificação.
As formas cársicas ali existentes incluem (Crispim, 1982): lapiás de arestas
vivas, os mais frequentes, lapiás desenterrados, lapiás de diaclases e dolinas, quer
isoladas quer alinhadas ao longo de vales secos. Algumas dolinas funcionam como
sumidouros, na época das chuvas. São também conhecidas várias cavidades das
quais a mais importante é o Algarão do Escarpão.
A espessura dos calcários do Escarpão ultrapassa os 650 m.
Em consequência da atitude média das camadas, as zonas mais permeáveis
(calcários com polipeiros, calcários dolomíticos) são intersectados a profundidades
linebreack
-211-
crescentes para Oeste. Na região das Ferreiras uma sondagem para a Câmara
Municipal de Albufeira intersectou camadas produtivas a 260 m de profundidade
tendo o nível piezométrico subido até -50 m. Este furo produz cerca de 40 a 50
m3/hora.
No bordo sul do planalto do Escarpão a direcção das camadas roda para
cerca de N70W, inclinando para Sul. Consequentemente as camadas produtivas vão
ser cortadas a profundidades crescentes para Sul.
Assim, enquanto que na região entre Pinhal e o v.g. da Patã, perto da estrada
nacional Faro-Portimão, as camadas aquíferas se situam a pequenas profundidades
(cotas acima dos 30 m) cerca de 1000 m a Sul já se situam a cerca de -90 m,
indicando uma inclinação média de cerca de 7º.
Para Sul do afloramento de Pinhal-Patã os calcários do Escarpão contactam
com os calcários miocénicos ou são cobertos por depósitos detríticos mio-
pliocénicos.
Subunidade Boliqueime-Campina de Baixo
Esta subunidade que está separada da anterior por um afloramento de
calcários margosos do Malm (Margas e Calcários Margosos do Peral), estende-se
desde Boliqueime até Campina de Baixo (Loulé).
A Norte é limitada por um conjunto de relevos (Picota, Alfeição, Cruz
Assumada) que correspondem a anticlinais onde afloram as Margas e Calcários
Margosos do Peral.
O limite sul é constituído pelo alinhamento de relevos, de direcção WNW,
Pedra da Agua-Cabeço da Câmara. Estes correspondem a dobras anticlinais,
falhadas, por vezes muito apertadas, cujo núcleo é constituído pelas Margas e
Calcários Margosos do Peral. A presença destas rochas constitui, por certo, uma
barreira, senão total, pelo menos parcial, impedindo ou dificultando a circulação para
sul.
Provavelmente, a principal zona de recarga corresponde à região situada
entre Matos Fortes e Campina de Baixo.
São conhecidos alguns sumidouros, a sul da fábrica de cimentos, mas há
igualmente várias exsurgências temporárias o que revela que a carsificação é pouco
desenvolvida e irregular, pois em certas ocasiões existem exsurgências a funcionar
e a água debitada por elas é absorvida por sumidouros situados mais a sul.
Junto à fábrica de cerveja também se conhece uma exsurgência temporária
mas apenas funciona em anos muito chuvosos.
-212-
A existência de depósitos extensos de terra rossa cuja espessura pode atingir
cerca de 10 m, por exemplo onde se situa a referida fábrica, faz baixar certamente a
capacidade de infiltração.
Os dados disponíveis são insuficientes para poder avaliar a espessura das
camadas primitivas e a sua posição. Sabe-se que perto da fábrica de cerveja
cortaram-se camadas margosas a 100 m de profundidade, enquanto que perto da
Cisul foram atravessados 178 m de calcários compactos mais ou menos
carsificados, sem encontrar camadas margosas.
As zonas produtivas situam-se a profundidades entre os 40 e os 100 m
(fábrica de cimentos).
Subunidade Poço de Boliqueime-Quarteira
Esta subunidade estende-se desde Patã de Cima, onde contacta com a
subunidade do Escarpão, até às imediações de Almancil, sendo limitada a Norte
pela linha de relevos já referida anteriormente, que a isolam da subunidade atrás
tratada.
A Oeste o limite coincide aproximadamente com a Ribeira de Quarteira.
Um afloramento de rochas cretácicas de orientação NE-SW que se prolonga
de Almancil até à Fonte Santa separa a subunidade Poço de Boliqueime-Quarteira
dos aquíferos miocénicos que se estendem para Leste.
As rochas que constituem o reservatório desta subunidade são os Calcários e
Dolomitos do Escarpão (Malm) e os Calcários Lumachélicos da Praia da Rocha
(Burdigaliano).
Ao contrário do que sucede na região de Albufeira, onde os calcários
miocénicos parecem ter espessura moderada e relativamente uniforme, como se
referiu anteriormente, para Leste da Ribeira de Quarteira aquelas rochas atingem
uma espessura muito maior, cerca de 200 m na região de Quarteira. Esta espessura
reduz-se rapidamente perto do contacto com o afloramento cretácico de Almancil-
Fonte Santa.
-213-
Para Leste deste afloramento a mesma formação volta a aumentar de
espessura atingindo pelo menos 180 m na região da Quinta do Lago. Estas
afirmações baseiam-se em dados fornecidos pelas sondagens para captação de
água efectuadas entre Vila Moura e Quinta do Lago e são confirmadas pelos
trabalhos de prospecção geoeléctrica (Geirnaert et al., 1982).
Em oposição à região de Alfubeira, onde o substrato do aquífero miocénico é
essencialmente constituído por rochas impermeáveis, na região de Quarteira o
miocénico carbonatado assenta, em geral, em rochas calcárias do Jurássico,
igualmente aquíferas. Estas últimas constituem o sector Norte da subunidade em
epígrafe, aflorando desde as proximidades do Poço de Boliqueime até Quatro-
Estradas.
A cobertura detrítica tem espessura e carácter variável, podendo ser
constituída por argilas castanhas ou avermelhadas que atingem 20 m ou mais, na
região da Quinta da Quarteira. No entanto, na maioria dos casos, a espessura é
inferior àquele valor. Na região onde se situam as captações JK-1 e JK-2, que
abastecem Quarteira, a cobertura é constituída por argilitos arenosos com seixos e
arenitos argilosos finos a grosseiros podendo, este conjunto, atingir cerca de 30 m.
Exceptuando as regiões referidas, a cobertura detrítica mais extensa é
constituída pelos arenitos vermelhos pliocénicos sob os quais ocorrem, em certos
locais, areias finas argilosas de cor amarelo-torrado. A espessura deste conjunto é
variável oscilando geralmente entre 20 e 30 metros mas podendo, por vezes,
ultrapassar os 40 m; assim sucede, por exemplo, na zona onde estão implantados
os furos JK-8 e JK-9 de Vila Moura.
Com base nos dados de sondagens para captação de água foi possível traçar
um esboço que mostra a profundidade média a que se intersectam as camadas
produtivas (Fig. 5.60).
Pode observar-se que no sector a Leste de Poço de Boliqueime, as camadas
produtivas, nos calcários do Maim, situam-se entre as cotas -10 e +20 m, enquanto
que nos calcários miocénicos estão a profundidades maiores. Tanto num caso como
noutro, os dados sugerem uma estrutura bastante tranquila com as camadas quase
horizontais, mergulhando muito ligeiramente para Sul.
-214-
Note-se, no entanto, que se verifica na maioria dos casos a presença de
vários níveis produtivos o que se deve quer a variações verticais na permeabilidade,
quer à existência de camadas impermeáveis, ou menos permeáveis, separando os
diversos níveis produtivos, como é paradigma do miocénico carbonatado. Neste, a
espessura captada ultrapassa em certos casos os 100 m, podendo atingir cerca de
180 m em Quarteira.
Fig. 5.60 - Esboço indicativo da profundidade média a que se intersectam as camadas
produtivas na Unidade Boliqueime - Quarteira
Por outro lado, a espessura captada nos calcários do Malm é sempre inferior,
situando-se muitas vezes à volta de 20 m.
Entre Patã e Poço de Boliqueime, as profundidades médias das camadas
produtivas, ainda segundo os dados das sondagens, sugerem uma estrutura mais
movimentada, inclinando para Norte, com uma zona deprimida a Oeste de Poço de
Boliqueime. Essa maior complexidade deverá relacionar-se com uma estrutura
diapírica situada nessa região.
-215-
5.3.3.1 Inventário de pontos de água
Inventariaram-se cerca de 150 pontos de água, dos quais a maioria é
constituída por furos (cerca de 60%).
Sublinhe-se que os pontos inventariados com o objectivo de caracterizar a
Unidade, constituem uma pequena parcela do total existente. De facto, só na região
abrangida pela folha 606 da Carta Militar de Porugal, escala 1:25 000, foram
inventariadas mais de duas mil captações.
8
l/s
A esmagadora maioria destas é pertença de particulares e destina-se à rega
ou abastecimentos de urbanizações turísticas (Vila Moura, por exemplo).
5.3.3.2 Caudais
Dispõe-se de dados referentes aos caudais produzidos por 128 captações
implantadas na unidade Boliqueime-Quarteira.
Os comentários a propósito da validade deste tipo de dados no que se refere
à caracterização dos aquíferos, feitos anteriormente, mantêm-se válidos para esta
unidade.
Os caudais produzidos pelas captações implantadas na Unidade Boliqueime-
Quarteira são, em média, superiores aos produzidos na Unidade Albufeira-Ribeira
de Quarteira e a distribuição em classes de frequência mais simétrica.
Os extremos e estatísticas referentes a 128 dados são os seguintes: média
12,1 l/s, mediana 12 l/s, desvio padrão 9,2 l/s, coeficiente de variação 75,8%,
máximo 80 l/s, mínimo 0 l/s.
A distribuição por classes de frequência é a seguinte (Fig. 5.61):
0 − 4 l/s 10% (13)
4 − l/s 15% (19)
8 − 12 l/s 23% (30)
12 − 16 l/s 32% (41)
16 − 20 l/s 10% (13)
20 − 24 l/s 2% (2)
24 − 28 3% (4)
28 − 32 l/s 2% (2)
-216-
32 − 36 l/s 1% (1)
36 − 40 l/s 2% (2)
> 40 l/s 1% (1)
Fig. 5.61 - Distribuição dos valores de caudal de captações da Unidade Boliqueime -
Quarteira. Intervalo de classe 4 1/s
5.3.3.3 Ensaios de bombeamento
Em relação a 25 captações existem dados de caudais de extracção,
rebaixamentos produzidos e tempos, pelo que se empregou o método de Ogden, já
descrito anteriormente, para avaliar a transmissividade dos aquíferos. Os resultados
obtidos resumem-se no quadro 5-XIV.
Para grande número de captações apenas se dispõe de dados referentes a
caudal e rebaixamentos, não se sabendo ao fim de quanto tempo de extracção
aqueles foram observados. Nestas condições é possível avaliar a transmissividade
com base no método de Logan partindo da hipótese de que o rebaixamento foi
medido com a captação em regime permanente.
Esse pressuposto é válido em grande número de casos pois é procedimento
habitual das firmas construtoras de captações efectuarem ensaios prolongados até
atingir o regime de equilíbrio indicando os rebaixamentos se verificaram quando que
aquele regime foi alcançado. O método de Logan (Logan, 1964) resulta da
simplificação de fórmula de Thiem, válida para determinar a transmissividade de
aquiferos confinados em regime de equilíbrio:
-217-
QUADRO 5-XIV
N° Q(I/s) s(m) t (h) W(u),u
23 18,0
1,0
4,0
1,0
1,0
1,0 24,0
8,0
9,0
0,83
2,0
1,0
5,0
1,0
1,0
4,0 1,45E-7
1,0
3,0
3,0
2,0
T
2,0 1,0 3,88E-7 923
26 6,0 2,0 1,0 1,16E-6 330
41 6,0 2,5 4,0 3,64E-6 24
87 18,0 1,0 4,0 4,85E-8 2400
93 12,0 0,2 5,8 E-8 7740
97 6,0 1,0 8,0 7,3 E-8 790
98 9,0 3,0 2,9 E-7 360
100 10,0 5,0 6,0 2,9 E-7 242
104 11,0 5,0 1,59E-6 240
106 8,3 6,0 2,5 E-6 140
110 12,0 1,2 E-8 1720
113 16,7 1,0 2,6 E-8 2300
147 10,0 15,0 0,1 3,14E-5 94
148 11,1 1,0 3,5 E-8 1480
152 13,8 10,0 1,3 E-5 30
153 9,0 0,5 9,7 E-9 25500
155 10,0 2,5 8,7 E-7 440
158 11,1 7,0 4,4 E-7 185
162 16,6 2,0 4,2 E-7 960
188 13,9 2,0 5,0 E-7 800
189 12,0 2,0 750
190 6,0 1,0 5,8 E-7 706
194 12,0 1,0 9,7 E-8 1500
195 12,0 1,0 9,7 E-8 1500
196 8,3 2,0 4,2 E-7 480
OBS: 1) Os números dos pontos de água correspondem aos números do inventário da
Direcção Geral dos Recursos e Aproveitamentos Hidráulicos (folha 605).
2) Os valores da função W(u).u estão expressos em notação científica.
-218-
)/rln(r)s(s2
QT 1221 −
=π
sendo s1 e s2 os rebaixamentos verificados em dois piezómetros situados à distância
r1 e r2, respectivamente, do poço bombeado, depois de se atingir o regime de
equilíbrio.
Efectuando as observações no próprio poço bombeado e tendo em conta que
o rebaixamento verificado em piezómetros situados a distâncias superiores ao raio
de acção da captação (R) é nulo pode-se, a partir da fórmula anterior, obter a
seguinte:
)ln(R/rs2
QT ppπ
=
onde R é o raio de acção, rp o raio da captação e sp o rebaixamento verificado na
captação, depois de se atingir o regime de equilíbrio.
A simplificação proposta por Logan baseia-se no facto de que um erro
cometido na avaliação da razão R/rp não conduz a um grande erro na avaliação da
transmissividade, já que no cálculo desta intervém o logarítmo daquela razão.
Admitindo que em média a razão R/rp é de cerca de 2000, a fórmula anterior
fica reduzida à seguinte:
psQ1,22T =
O valor da transmissividade obtido por este método pode, em muitos casos,
situar-se abaixo do real. Com efeito, o rebaixamento que se verifica numa captação
é dado pela expressão:
sp = BQ + CQn
sendo B uma constante característica do aquífero, para um tempo fixo, C e n
constantes características da captação. Na maioria dos casos n toma o valor 2 ou
próximo (Jacob, 1947).
O termo CQn corresponde ao rebaixamento adicional que se verifica numa
captação devido às perdas de carga resultantes dos seguintes factores (Custodio &
Llamas, 1976):
-219-
a) perdas de carga resultantes da travessia, pela água, da zona de
ralos quando esta existe;
b) perdas de cargas resultantes do movimento ascencional desde a
zona de entrada até à bomba;
c) perdas de carga resultantes da entrada da água na bomba;
d) perdas de carga resultantes da existência, em certos casos, de fluxo
turbulento nas imediações do poço, em consequência da grande velocidade
de entrada da água.
Para determinação das constantes características duma captação é
necessário fazer-se ensaios escalonados procedendo a, pelo menos, duas
mudanças de caudal, visto que são três as incógnitas a determinar.
Foi possível obter alguns dados referentes a ensaios deste tipo, efectuados
pelas firmas construtoras. Em alguns destas ensaios apenas se efectuou uma
mudança de caudal pelo que, nestes casos, admitimos que n=2, restando assim
duas constantes por determinar.
Os valores disponíveis e os calculados são os seguintes:
Q(l/s) sp(m) B C 26,5 1,10 JK6 V. Moura 80,0 6,97 2,19×10-4 1,14×10-7
40,6 4,69 JK1 V. Moura 50,0 13,30 absurdo 2,15×10-6
25,2 1 ,70 JK2 V. Moura 54,5 10,00 absurdo 5,30×10-7
10,0 4,70 20,0 11,60 AC1 C.M. Loulé 30,0 21,70
4,75×10-3 2,54×10-8*
15,0 0,50 AC2 C.M. Loulé 20,0 0,80 1,54×10-4 1,79×10-7
5,0 0,50 7,5 0,70 10,0 2,00 AC3 C.M. Loulé
12,0 2,90
absurdo 2,79×10-6
* n=2,5
-220-
De acordo com Walton (citado em Custodio & Llamas, 1976) as captações
com valores de C < 2,5×10-7 podem considerar-se bem desenvolvidas, estando
neste caso as captações JK-6 V.Moura, AC-1 e AC-2 C.M.Loulé. Nos restantes
casos a constante C ultrapassa aquele valor. No entanto, os valores obtidos devem
ser tomados com percaução, já que em três casos o cálculo conduz a valores
absurdos para a constante B.
Nos casos em que foi possível conhecer a constante C, característica da
captação e consequentemente, conhecer o rebaixamento adicional provocado pelas
perdas de carga características daquela, pode-se calcular com maior rigor a
transmissividade a partir da fórmula de Logan.
Nos casos em que a constante C se desconhece admitiu-se a ausência de
perdas de carga adicionais (C=0).
Além dos valores de transmissividade obtidos pelos dois métodos atrás
descritos, realizaram-se dois ensaios em captações pertencentes à Câmara
Municipal de Loulé (JK-3 e JK-1).
Na captação JK-3 fizeram-se as observações na captação JK-4 situada a
170 m.
A curva obtida revelou na parte final uma tendência para o regime de
equilíbrio o que pode ser interpretado como um indício de semiconfinamento. No
entanto, o ensaio não foi suficientemente prolongado para que se possam tirar
conclusões seguras.
O ensaio foi interpretado pelo programa SENSITHEIS fornecendo os
seguintes valores:
T = 1144 m2/dia
S=3 × 10-4
Na captação JK-1 situada no limite da aldeia de Quarteira, efectuou-se um
ensaio de recuperação. A interpretação recorrendo ao programa JACOOP forneceu
uma transmissividade de 1250 m2/dia (Fig. 5.62).
Conjugando os resultados obtidos pelos métodos referidos anteriormente
obteve-se a seguinte distribuição de valores de transmissividade (Fig. 5.63):
-221-
Fig. 5.62 – Gráfico semi-logarítmico referente ao ensaio realizado na captação JK1 Quarteira
0 − 200 m2/dia ……… 20% 200 − 400 ″ ……… 15% 400 − 600 ″ ………
5%
7% ″
−
2000 0%
4%
7% 600 − 800 ″ ……… 800 − 1000 ″ ……… 7%
1000 − 1200 ″ ……… 1200 − 1400 ……… 4% 1400 1600 ″ ……… 7% 1600 − 1800 ″ ……… 4% 1800 − ″ ……… 2% 2000 − 2200 ″ ……… 2200 − 2400 ″ ……… 2% 2400 − 2600 ″ ………
4000 ″ ……… 15%
-222-
Fig. 5.63 – Distribuição dos valores de transmissividade. Intervalo de classe 200 m2/dia
A distribuição dos valores aproxima-se do tipo log-normal, tal como aconteceu
na Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira. No entanto, na Unidade Boliqueime -
Quarteira, tanto o valor da média como o da mediana são muito mais elevados: 2700
m2/dia e 868 m2/dia, respectivamente.
A dispersão também é acentuadamente mais alta (s = 5790 m2/dia).
Os dados disponíveis são insuficientes para tentar esboçar uma distribuição
espacial. No entanto, parece desenhar-se as seguintes tendências:
- a subunidade Poço de Boliqueime - Campina de Baixo possui, em geral
valores de transmissividade situados muito abaixo da mediana;
- na região situada a Norte da estrada nacional Faro - Portimão, entre
Maritenda e Quatro-Estradas, também se verifica uma tendência para valores de
transmissividade menores do que a mediana, embora menos afastados do que no
caso anterior;
- exceptuando as regiões referidas acima, não parece haver diferenças
acentuadas entre os valores de transmissividade nos calcários do Malm e nos
calcários miocénicos.
-223-
5.3.3.4 Características físico-químicas das águas
Características físicas
Temperatura
Este parâmetro apenas se determinou em seis locais diferentes.
As temperaturas observadas situam-se, em geral, acima dos 18ºC, ou muito
perto desse valor. O mínimo observado foi de 15,8ºC (Abril de 1983) mas no mesmo
local a temperatura medida em Outubro de 1982 tinha sido 17,7ºC. O máximo
observado foi 19,3ºC.
Condutividade
As águas desta unidade possuem quase sempre mineralização elevada. Em
mais de metade das águas analisadas verificou-se uma condutividade superior a
1300µS/cm.
Os extremos e estatísticas principais deste parâmetro são os seguintes:
x s Máx. Mín. Mediana Coef. variação
1357,2 535,2 3200 740 1325 39,4%
A distribuição por classes de frequência mostra um máximo na classe de
740µS/cm a 920µS/cm (Fig. 5.64).
A correlação entre a condutividade e o resíduo seco é elevada (r=0,964) e os
dois parâmetros relacionam-se entre si de acordo com as seguintes expressões (Fig.
5.65):
Fig. 5.64 – Distribuição dos valores de condutividade. Intervalo de classe 180 µS/cm
-224-
RS = CE × 0,575 + 30
CE = RS × 1,433 + 204
As águas com condutividades mais baixas foram colhidas a Norte da linha de
relevos Pedra da Água - Cabeço da Câmara e na região de Quatro-Estradas e
Vargem de Mão.
Os valores mais altos foram determinados em águas provenientes duma
região situada na margem esquerda da Ribeira de Quarteira. Cerca de 1 km a Norte
de Fonte Santa aparece uma zona circunscrita com águas igualmente com valores
elevados de condutividade.
Nas restantes regiões os valores registados para aquele parâmetro são
moderados, havendo uma tendência para o aumento para Sul.
Fig. 5.65 – Relação entre condutividade e resíduo seco
-225-
Características químicas
- Catiões - A distribuição espacial dos catiões analisados apresenta algumas características comuns. Podem-se considerar dois sectores, o primeiro situado para Sul da linha de relevos Pedra da Água - Cabeço da Câmara e para Oeste de uma linha, cuja localização não pode ser feita com rigor por falta de pontos amostrados mas que deverá passar aproximadamente pelo v.g. Pinhal e por Vargem de Mão, e o segundo toda a região a Norte e Leste dos referidos limites.
O primeiro sector caracteriza-se por possuir teores mais elevados, aumentando estes na direcção do litoral, isto é, para SW.
No segundo sector a mineralização aumenta igualmente para SW mas o aumento é, em geral, mais lento. No interior deste sector assinala-se uma anomalia circunscrita (cerca de 1 km a Norte da Fonte Santa) onde todos os catiões sofrem aumento notável. No quadro 5-XV registam-se os extremos e principais estatísticas dos catiões analisados (Fig. 5.66 e 5.67):
Fig. 5.66 – Distribuição dos valores do ião Na+ (mg/l). Intervalo de classe 35 mg/l
Fig. 5.67 – Distribuição dos valores do ião Ca2+ (mg/l). Intervalo de classe 6 mg/l
-226-
QUADRO 5-XV
495
534
Mín. Máx. Média Mediana Desv.padrão Coef. Variação
Ca2+ 86 172 124 125 18,2 14,7
Mg2+ 12,7 64 38 38 13,2 34,4
Na+ 24 138 137 102,4 74,1
K+ 0,8 8,4 2,6 2,4 1,8 71,5
Nas figuras 5.68 e 5.69 esboçam-se as características da distribuição espacial
dos iões Ca2+ e Mg2+.
- Aniões – O ião HCO é geralmente o dominante, oscilando o teor, entre 293
e 534 mg/l.
−3
Os extremos e principais estatísticas deste e dos outros aniões analisados, estão
expressos no Quadro 5-XVI.
QUADRO 5-XVI
Mín. Máx. Média Mediana Desv.padrão Coef. variação
−3HCO 293 439 439 45,6 10,4
−24SO 0 135 37 29 33,2 90,3
Cl- 30 757 215 210 154,8 72,1
−3NO 0,9 42 14 11 10,5 76,9
Os teores de apresentam uma distribuição por classes de frequência
bastante simétrica (Fig. 5.70) e a dispersão é pequena.
−3HCO
Na região situada entre Matos Fortes e Campina de Baixo e entre Vargem de
Mão e Quatro-Estradas foram verificados os teores mais elevados para o
bicarbonato. Nestas duas regiões o teor daquele anião ultrapassa com frequência os
490 mg/l. Na figura 5.71 esboçam-se as tendências que se podem detectar na
distribuição do bicarbonato.
-227-
Fig.
5.6
8 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
Ca2+
na
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira. (
1) V
alor
es a
baix
o de
120
mg/
l; (2
) ent
re 1
20 e
150
mg/
l; (3
)
valo
res a
cim
a de
150
mg/
l
-228-
Fig.
5.6
9 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
Mg2+
na
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira. (
1) V
alor
es a
baix
o de
30
mg/
l; (2
) ent
re 3
0 e
40 m
g/l;
(3)
valo
res a
cim
a de
40
mg/
l
-229-
Fig. 5.70 - Distribuição dos valores do ião (mg/1). Intervalo de classe 25 mg/1 −3HCO
O ião apresenta uma grande dispersão de valores oscilando o seu teor entre 0 e 135 mg/l. A distribuição por classes de frequência (Fig. 5.72) mostra a mistura de grupos distintos, sendo este facto evidenciado no mapa onde se mostra a sua distribuição espacial (Fig. 5.73). Neste mapa observam-se duas zonas absolutamente distintas, uma abrangendo a região de Matos Fortes - Campina de Baixo e de Vargem de Mão - Quatro-Estradas, com teores de sulfato muito baixos, não ultrapassando os 5 mg/l.
−24SO
Nas restantes regiões os, teores são bastante mais elevados. A passagem dumas zonas a outras faz-se bruscamente.
Fig. 5.72 - Distribuição dos valores do ião SO (mg/1). Intervalo de classe 10 mg/l. −24
-230-
Fig.
5.7
1 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
HC
O3- n
a U
nida
de B
oliq
ueim
e –
Qua
rteira
. (1)
Val
ores
aba
ixo
de 4
30 m
g/l;
(2) e
ntre
430
e 4
90 m
g/l;
(3) v
alor
es a
cim
a de
490
mg/
l
-231-
Fig.
5.7
3 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
SO42-
na
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira. (
1) E
ntre
0 e
5 m
g/l;
(2) e
ntre
5 e
50
mg/
l; (3
) val
ores
aci
ma
de 5
0 m
g/l
-232-
O ião Cl- apresenta características semelhantes às do ião sulfato, tanto na distribuição em classes de frequência (Fig. 5.74) como na distribuição espacial, embora tendo uma dispersão menor de valores (72,1% da média).
Fig. 5.74 - Distribuição dos valores do ião Cl- (mg/1). Intervalo de classe 50 mg/1.
Os teores observados situam-se entre 30 e 757 mg/l. Os mais elevados situam-se numa região a cerca de 1 km a Norte de Fonte Santa. Tal como acontece com o ião sulfato, verifica-se um aumento brusco dos teores quando se passa de zonas de menor mineralização para as de maior mineralização (Fig. 5.75).
Os teores do ião situam-se entre 0,9 e 42 mg/l. A distribuição por classes de frequência mostra uma assimetria positiva. A dispersão é elevada (Fig. 5.76). A distribuição espacial, esboçada na figura 5.77 mostra que os teores mais elevados se encontram numa faixa situada a Norte do v.g. Pinhal e que se estende até à estrada nacional Faro - Portimão.
−3NO
Fig. 5.76 - Distribuição dos valores do ião (mg/1). Intervalo de classe 3,5 mg/1. −3NO
-233-
Fig.
5.7
5 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
Cl- n
a U
nida
de B
oliq
ueim
e –
Qua
rteira
. (1)
Val
ores
aba
ixo
de 6
0 m
g/l;
(2) e
ntre
60
e 12
0 m
g/l;
(3)
entre
150
e 3
00 m
g/l;
(4) a
cim
a de
300
mg/
l
-234-
Fig.
5.7
7 –
Dis
tribu
ição
dos
val
ores
do
ião
NO
3- na
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira. (
1) V
alor
es a
baix
o de
10
mg/
l; (2
) ent
re 1
0 e
20 m
g/l;
(3)
valo
res a
cim
a de
20
mg/
l
-235-
A distribuição dos diferentes tipos de água de acordo com a classificação de
Schoeller (Fig. 5.78) evidencia a presença de zonas com características próprias, e
que já tinham sido anteriormente apontadas.
Assim, tem-se uma zona com águas do tipo 5fC3 que se estende para Norte
da linha de relevos Pedra da Água - Cabeço da Câmara, até à Campina de Cima e
entre Vargem de Mão e Quatro-Estradas. Corresponde a águas próprias de
aquiferos carbonatados (bicarbonatadas cálcicas) em que o enriquecimento em
outros iões é pouco pronunciado. A caracteristica mais vincada desta zona é o teor
elevado em HCO , geralmente superior a 490 mg/1 e o teor extremamente baixo de
sulfatos.
−3
Confinando com esta zona, segue-se uma outra com águas dos tipos 5eC3 e
5bC3, no interior da qual assinala-se uma zona circunscrita com águas dos tipos
2bC3 e 2bC4. A faixa mais próxima do litoral é ocupada por águas dos tipos 2bC3 e
5eC3.
A distribuição agora esboçada, assim como a que foi referida a propósito de
alguns iões estudados, sugere algumas hipóteses que se expõem seguidamente. A
primeira hipótese é a do fluxo vindo da subunidade Boliqueime-Campina de Baixo
para Sul e SW, na região de Quatro-Estradas o que explicaria a presença de águas
do tipo normalmente presente naquela subunidade, na zona de Vargem de Mão -
Quatro-Estradas. A característica já assinalada destas regiões, o teor extremamente
baixo de sulfatos e muito elevado para os bicarbonatos, sugere que nelas se dá a
redução de sulfatos.
A mineralização elevada que se verifica nas restantes áreas da Unidade pode
ser explicada pela progressiva concentração de sais segundo o sentido do fluxo e a
lixiviação de massas com concentração elevada de evaporitos, seguida de difusão,
como é sugerido pela presença de zonas mais ou menos circunscritas com
mineralizações anormalmente elevadas. (1 km a Norte da Fonte Santa, junto à
Ribeira de Quarteira, etc.).
Qualidade para uso agricola
As águas analisadas pertencem quase todas ao tipo C3-S1 (Fig. 5.79)
indicando, portanto, alto perigo de salinização e baixo perigo de alcalinização do
solo.
-236-
Fig.
5.7
8 –
Dis
tribu
ição
das
fáci
es h
idro
quím
icas
na
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira. (
1) 5
fC3/
l; (2
) 5eC
3 e
5bC
3; (3
) 2b
C3
-237-
Fig. 5.79 – Qualidade para uso agrícola das águas da Unidade Boliqueime – Quarteira.
Apenas as águas colhidas numa zona situada a 1 km a Norte da Fonte Santa
-238-
caem noutra classificação, C3-S2 e C4-S2, indicando perigo de salinização alto a
muito alto e perigo de alcalinização médio.
5.3.3.5 Funcionamento da unidade
Subunidade do Escarpão
O planalto da Quinta do Escarpão constitui a principal zona de recarga desta
subunidade. Apesar de ser previsível uma infiltração elevada, como indicam as
formas de carsificação superficial, não se conhecem nos bordos do referido planalto
exsurgências permanentes visíveis, sendo apenas referidas, pelos habitantes,
algumas exsurgências temporárias, nomeadamente perto da antiga pedreira dos
caminhos de ferro de Vale de Serves.
Por outro lado, no leito da Ribeira de Quarteira, conhecem-se locais onde é
evidente a surgência de águas subterrâneas.
A fim de contribuir para o conhecimento da circulação das águas
subterrâneas, nesta região, fizeram-se dois ensaios com traçadores numa cavidade
com circulação activa, o Algarão do Escarpão.
As traçagens efectuaram-se em 31/3/1980 e 26/5/1984 tendo sido utilizados
400 g e 2 kg, respectivamente, de uraninina (sal dissódico da fluoresceína).
Colocaram-se fluocaptores (cápsulas contendo carvão activado) na Fonte de
Paderne e em mais três locais no leito da Ribeira de Quarteira (Fig. 5.80).
Na primeira experiência foram detectados vestigios do traçador em dois locais
(n° 2 e 4 da figura) e na segunda detectou-se a presença inequívoca apenas num
local (n° 2). Deve-se referir que, quando da primeira experiência, a Ribeira de
Quarteira possuia um caudal apreciável, sendo portanto possivel a contaminação do
segundo local, a partir de águas superficiais arrastando o traçador do local a
montante.
Quando da segunda experiência, apenas se verificava a presença de água
perto de exsurgências localizadas no leito da Ribeira.
No local assinalado com o número dois (Fig. 5.80) situado um pouco a jusante
da Fonte de Paderne, chega a extrair-se, no verão, cerca de 100 m3/hora, sem que
se verifique o esgotamento do pego.
-239-
Embora as referidas experiências mostrem que parte do planalto do Escarpão
é drenado para Norte, tal não significa necessariamente que não haja fluxo noutras
direcções. Pelo contrário, tendo em conta a extensão da área de recarga, pode-se
prever que a maior parte do volume infiltrado flui noutras direcções.
Fig. 5.80 – Localização do Algarão do Escarpão e dos locais onde foram colocados
fluocaptores.
-240-
A distribuição dos potenciais hidráulicos mostra um empolamento situado
perto do extremo SE do afloramento de calcários da subunidade em epígrafe o que
confirma a hipótese de alimentação a partir do planalto do Escarpão. Este facto já
tinha sido referido a propósito da Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira.
Subunidade Boliqueime - Campina de Baixo
Esta subunidade é caracterizada pela grande extensão da área de recarga e a
inexistência de pontos de descarga permanente, visíveis.
A cobertura com depósitos detríticos pode ser importante nalgumas zonas
pelo que é previsível que a capacidade de infiltração se situe abaixo do que é
habitual noutras regiões cársicas do Algarve.
Como não se dispõe de dados rigorosos de piezometria, entre outros motivos,
devido à escassez de pontos de água implantados nesta subunidade, apenas se
podem apresentar hipóteses baseadas noutros factos. Assim, a previsível
independência entre esta subunidade e a Subunidade Poço de Boliqueime -
Quarteira, baseada no conhecimento da estrutura geológica, parece confirmada
pelos dados da hidroquímica.
Por outro lado, estes sugerem uma recarga da Subunidade Poço de
Boliqueime - Quarteira a partir da subunidade em epígrafe, que se daria algures na
região de Quatro-Estradas. Esta hipótese é reforçada pela existência de potenciais
hidráulicos elevados, na referida região.
Subunidade Poço de Boliqueime - Quarteira
Como foi referido, grande parte desta subunidade encontra-se coberta por
depósitos detríticos de idade variada. A permeabilidade vertical destes depósitos é,
em geral, baixa, ou nalguns casos nula, como acontece com os depósitos argilo-
arenosos situados na região da Quinta de S. Romão (Quarteira).
A permeabilidade das areias pliocénicas e dos terraços da Ribeira de
Quarteira é certamente baixa. Assim, a recarga desta subunidade não deve
linebreack
-241-
ultrapassar, em média, cerca de 10% da precipitação, de acordo com os dados
fornecidos pelos programa CEGEVAP, considerando 100 mm como reserva útil, o
que não se deve afastar muito do valor real.
E provável que a faixa situada entre a estrada nacional Faro-Portimão e a
linha de relevos Pedra da Agua - Cabeço da Câmara, coberta irregularmente por
terra rossa, receba uma recarga substancialmente superior àquele valor.
Nesta subunidade apenas se conhece um ponto de descarga permanente, a
Fonte Santa, situado perto do contacto com um afloramento cretácico.
No entanto, o caudal desta nascente não é muito elevado, podendo mesmo
anular-se em períodos muito secos.
No leito da Ribeira de Quarteira conhecem-se alguns pontos de descarga
desta subunidade que alimentam o caudal daquela ribeira na época de estiagem, a
partir da Ponte do Barão. No entanto, em muitos anos também estas nascentes
secam.
A existência de saídas no mar não é conhecida embora seja possível.
Finalmente há que referir a existência provável de um limite de
permeabilidade abaixo da média, mas onde se dá a transferência de águas desta
subunidade para a Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira, como já se referiu.
5.3.4 Unidade Campina de Cima - Amendoeira
Esta unidade situa-se a Norte de Loulé sendo constituída por um conjunto de
afloramentos de calcários e calcários dolomíticos do Malm (Calcários e Dolomitos do
Escarpão) que se estendem desde a base da Cabeça Gorda até perto de S. Romão
e para Norte até ao contacto com formações liássicas ou infraliássicas.
A base impermeável é constituída pelas Margas e Calcários Margosos do
Peral que afloram a Sul, entre S. Romão e Santa Luzia, e a Oeste.
A Norte o limite impermeável é constituído pelas rochas da Formação dos
Grés de Silves, fazendo-se o contacto por falha. Na região da Fonte Filipe os
Calcários e Dolomitos do Escarpão contactam também por falha com os Calcários e
Dolomitos da Picavessa.
-242-
A recarga da Unidade faz-se por infiltração directa, sobretudo nas colinas
situadas a Sul, onde os calcários estão muito carsificados (Cabeça Gorda, Rocha) e
através de numerosos sumidouros existentes perto do contacto com as Margas e
Calcários Margosos do Peral: Campina de Galegos, Concelho, etc.
A principal área de descarga é a região da Fonte Filipe, a Norte de
Amendoeira. Existem ali várias nascentes, cuja posição é condicionada pela
presença próxima das rochas do complexo vulcano-sedimentar (Formação dos Grés
de Silves).
As saídas situam-se nos dolomitos do termo AB3. Na referida região estes
dolomitos contactam directamente com os Calcários e Dolomitos da Picavessa.
Em épocas de forte pluviosidade podem funcionar algumas exsurgências
periódicas, Olheiro de Paris, cerca de 800 m a Leste de Amendoeira e Olho de
Água, Campina de Cima. Esta última situa-se junto ao contacto entre os Calcários e
Dolomitos do Escarpão com as Margas e Calcários Margosos do Peral.
5.3.4.1 Inventário de pontos de água
O número de captações existentes nesta Unidade é pequeno, pois é uma
região bastante acidentada onde os terrenos com aptidão agrícola são escassos.
Assim, inventariaram-se dois furos e várias nascentes das quais apenas uma
é permanente (Fonte Filipe).
5.3.4.2 Características físico-químicas das águas
As águas desta Unidade possuem valores elevados de , entre 470 mg/1
e 560 mg/l, e de Ca
−3HCO
2+, entre 102 e 120 mg/l.
A sequência aniónica dominante é r > rCl−3HCO - > rSO e a catiónica rCa−2
42+ >
rMg2+> rNa+ .
-243-
Os valores de , Cl−24SO - e Na+ situam-se, em geral, abaixo dos observados
nas outras unidades.
A classificação para uso agrícola é C2S1.
CAPITULO 6
H I D R O Q U Í M I C A D O S A Q U I F E R O S C A R B O N A T A D O S
6.1 Considerações teóricas As reacções de dissolução dos carbonatos estão intimamente
relacionadas com a quantidade de CO2 presente na água. Este gás está na origem de várias espécies químicas segundo uma cadeia de reacções, cujas equações de equilíbrio foram descritas há muito.
As reacções que intervêm na dissolução e precipitação dos carbonatos são as seguintes (Garrels & Christ, 1965):
a. Equilíbrio solução-exsolução do CO2 na água
CO2 (g) ↔ CO2 (aq)
b. Equilíbrio CO2 dissolvido-ácido carbónico
CO2 (aq) + H2O ↔ H2CO3
c. Equilíbrio da dissociação do ácido carbónico (1ª dissociação)
H2CO3 ↔ + H−3HCO +
d. Equilíbrio da dissociação do bicarbonato (2ª dissociação)
−3HCO ↔ + H−2
3CO +
-245-
e.
f.
Estes equilíbrios podem ser descritos pelas equações seguintes:
Equilíbrio da dissociação do CaCO3 na água
CaCO3 ↔ Ca2+ + −23CO
Equilíbrio da dissociação da água
H2O ↔ H+ + OH-
a/b: K0a
2
*32
CO
COH =P
[1]
c: K1a
aa
32
-3
COH
HHCO =⋅ +
[2]
d: K2a
aa
-32
-23
COH
HCO =⋅ +
[3]
e: KCaa 2-23 CaCO
=⋅ + [3]
f: a KWaHOH- =⋅ + [5]
onde: aj = actividade da espécie j PCO2 = pressão parcial do CO2 na fase gasosa
* É habitual exprimir as duas primeiras reacções descritas (a e b) sob a forma de uma única equação de equilíbrio, considerando a soma das espécies CO2 (aq) e H2CO3 sob a forma H2CO3, não obstante esta constituir uma pequena percentagem do total.
-246-
A conversão de molalidades a actividades faz-se usando a relação:
γj . mj = aj [6]
onde mj = molalidade da espécie j e
γj o respectivo coeficiente de actividade Os coeficientes de actividade foram calculados por intermédio da
equação de Debye-Hückel:
bIIBå1
IAzγ
2j
j ++
−=log (Robison & Stokes, 1955) [7]
onde I significa a força iónica, I = ∑ 2iizm
21
zi é a carga do ião i A e B são constantes, dependentes da temperatura å e b são parâmetros característicos de cada ião Em relação a algumas das constantes que intervêm nas equações de
equilíbrio atrás referidas, existe alguma controvérsia, sendo os seus valores
conhecidos com imprecisão, enquanto que em relação a outras existe acordo
considerável.
Picknett et al (1976) discutem este assunto extensivamente. No
presente trabalho adoptam-se os valores propostos nas publicações mais
recentes de que houve conhecimento. Esses valores figuram nos quadros 6-I
e 6-II onde se menciona além dos valores a sua proveniência.
-247-
Quadro 6-I
Valores das constantes de equilíbrio, expressas em pK (pK = -logK)
equação temp. ºC : 10 15 20 25 ref.
1 1,27 1,34 1,41 1,47 (1)
2 6,43 6,43 6,38 6,35 (2)
3 10,48 10,42 10,37 10,32 (2)
4 8,42 8,43 8,45 8,48 (3)
5 14,52 14,34 14,16 14,00 (2)
(1) Stumm & Morgan (1970) (2) Calculado a partir da expressão
[ ]2,303RT
)(T∆H)/θ/T(TcaT)exp(exp(b1ωθT
2,303RT)(T∆SK(T)log r
0r
rrr
0r −
−+−+−−= [8]
(Helgeson, 1969)
onde θ = 219 c = 7,84×10-4 ω = 1,00322 R = 1,9872 (Constante dos Gases)
a = 0,01875
(3) 1983) Quadro 6-II
0,3261
Tr = 298,15 ºK b = -12,741 T = Temperatura ºK
Os dados de e foram obtidos em Helgeson (1969) 0rS∆ 0
rH∆
Sass et al. (
Parâmetros para a equação de Debye-Hückell
10 ºC 15ºC 20ºC 25ºC
A 0,4976 0,5012 0,5050 0,5091 (1)
B 0,3268 0,3276 0,3283 (1)
(1) Helgeson (1969)
-248-
As reacções de equilíbrio relacionadas com a dissolução dos carbonatos são influenciadas por numerosos factores de que se destacam:
- valor da pressão parcial do CO2 na fase gasosa em contacto com a água
- temperatura da água
-
presença de outros iões, incluindo iões complexos
- presença de outros ácidos, além do H2CO3
- oxidação, na zona saturada, de matéria orgânica, lignitos, etc.
- redução de sulfatos, etc.
A dissolução/exsolução do CO2 na água depende, fundamentalmente, da pressão parcial do CO2 na fase gasosa, em contacto com a água e da temperatura desta. A concentração de sais na água exerce, também, alguma influência pois faz variar o coeficiente de actividade do ácido carbónico. O coeficiente de actividade aumenta concomitantemente com o aumento de concentração de sais concorrendo, assim, para a diminuição da concentração de CO2 na água (salting-out-effect).
No entanto, esse efeito apenas se faz sentir em águas com mineralização que excede o normal em águas subterrâneas pelo que, no estudo destas, se pode deixar de considerar o referido efeito, sem cometer grande erro.
A elevação da temperatura da água tem como efeito a diminuição da solubilidade do CO2, como, aliás, acontece em geral com outros gases.
Tal facto é expresso pela diminuição da constante K0 (Quadro 6-I). No entanto, ao contrário do que seria de esperar, a pressão parcial de
CO2 medida nas águas subterrâneas em climas quentes é geralmente superior à que se verifica em climas frios. Essa contradição é explicada pelo facto da pressão parcial do CO2 no solo aumentar com a temperatura suplantando, portanto, aquele efeito.
A fim de apreciar o efeito dos diversos factores, atrás mencionados, elaboraram-se vários programas para computador que permitem simular algumas situações passíveis de ocorrer.
Neles começa-se por estudar a influência da pressão parcial do CO2 na dissolução daquele gás na água, a várias temperaturas.
-249-
Dado que uma parte do CO2 dissolvido se dissocia originando outras
espécies, como foi referido, é conveniente expressá-lo sob a forma de carbono inorgânico dissolvido (CID), soma das espécies CO2 (aq), H2CO3,
e . −3HCO −2
3CO
Para calcular o CID em equilíbrio com determinada pressão parcial de CO2 e determinada temperatura admitiram-se algumas hipóteses simplificadoras como: a ausência de outras espécies dissolvidas, além dos iões OH-, H+ e das que derivam da dissolução do CO2; que
3232 COHCOH am = isto é, coeficiente de actividade do ácido carbónico é igual à unidade.
Nestas condições o CID é dado pela expressão:
-23
-332 COHCOCOH mmm CID ++= [9]
Considerando as equações de equilíbrio [1], [2] e [3] e a relação [6] tem-se:
K0Pm232 COCOH ⋅= [10]
=⋅
⋅=⋅=+−− H
COH
HCOHCOHCOHCO a
mK1γ
1γ
1am 32
33
-3
-3
+−
⋅⋅⋅=
H
CO
HCOa
PK1K0γ
1 2
3
[11]
=⋅
⋅=⋅=+−− H
HCO
COCOCOCO a
mK2
γ1
γ1am
-3
23
23
-23
-23
2H
CO
CO aPK2K1K0
γ1 2
23
+−
⋅⋅⋅⋅= [12]
e, portanto, tem-se:
2HCOHHCO
CO aKT
γ1
a1
K2KT
γ10PCID
233
2+−+−
⋅+⋅⋅+⋅= K [13]
onde KT = K0.K1.K2.PCO2
-250-
Para se calcular o CID em equilíbrio com determinadas PCO2 e temperaturas é necessário conhecer o pH de equilíbrio. O cálculo deste é feito com base na equação de balanço de cargas:
+=++HOHCOHCO
mmm2m --23
-3
Se se considerar que o = 1 e = 1, não se comete erro apreciável, dado que se trata de soluções com força iónica diminuta. Sendo assim tem-se:
-OHγ +H
γ
+
==H
OHOH aKWam -- e usando as igualdades [11] e [12]
vem:
+
++−+−
=+⋅+⋅⋅ HH
2HCOHHCO
aaKW
aKT
γ2
a1
K2KT
γ1
233
que multiplicada por a dá: 2H+
3HH
COH
HCO
aaKWKTγ
2aK2KT
γ1
233
++
−
+
−
=⋅+⋅+⋅⋅ [14]
Dado que não é possível obter uma solução explícita para esta
equação usou-se um método de aproximações sucessivas, considerando como primeira aproximação 1γγ 2
33 COHCO== −− . Em cada iteração recalcularam-
-se os coeficientes de actividade e força iónica I:
2
m4mmmI
-23
13
- COHCOOHH+++
=+
Obtida a solução da equação com aproximação suficiente, calculou-se o CID através da equação [13].
Os valores obtidos para diferentes pressões parciais de CO2 e de temperatura constam do Quadro 6-III e fig. 6.1.
-251-
QUADRO 6-III
3,3×10
0,9848
14,45 16,77
CO2 pH −3HCO −2
3CO H2CO3 CID −23CO
γ −3HCO
γ I
10ºC 3,5 5,600 2,51 -5 16,98 19,50 0,9928 0,9982 2,5×10-6
3,0 5,349 4,47 3,3×10-5 53,70 58,18 0,9904 0,9976 4,5×10-6
2,8 5,249 5,63 3,3×10-5 85,11 90,74 0,9892 0,9973 5,6×10-6
2,6 5,149 7,09 3,3×10-5 134,90 141,99 0,9879 0,9970 7,1×10-6
2,4 5,049 8,93 3,3×10-5 213,80 222,72 0,9865 0,9966 8,9×10-6
2,2 4,949 11,24 3,3×10-5 338,84 350,08 0,9962 1,1×10-5
2,0 4,849 14,16 3,4×10-5 537,03 551,19 0,9830 0,9957 1,4×10-5
1,8 4,749 17,82 3,4×10-5 851,14 868,96 0,9810 0,9952 1,8×10-5
15ºC 3,5 5,634 2,32 3,8×10-5 0,9930 0,9982 2,3×10-6
3,0 5,384 4,13 3,8×10-5 45,71 49,83 0,9907 0,9977 4,1×10-6
2,8 5,284 5,19 3,8×10-5 72,44 77,64 0,9896 0,9974 5,2×10-6
2,6 5,184 6,54 3,8×10-5 114,82 121,36 0,9883 0,9971 6,5×10-6
2,4 5,084 8,24 3,8×10-5 181,97 190,21 0,9869 0,9967 8,2×10-6
2,2 4,984 10,37 3,8×10-5 288,40 298,77 0,9853 0,9963 1,0×10-5
2,0 4,884 13,06 3,8×10-5 457,09 470,15 0,9836 0,9959 1,3×10-5
1,8 4,784 16,44 3,9×10-5 724,44 740,88 0,9816 0,9954 1,6×10-5
20ºC 3,5 5,644 2,27 4,3×10-5 12,30 14,57 0,9930 0,9983 2,3×10-6
3,0 5,394 4,03 4,3×10-5 38,90 42,93 0,9907 0,9977 4,0×10-6
2,8 5,294 5,08 4,3×10-5 61,66 66,74 0,9896 0,9974 5,1×10-6
2,6 5,194 6,39 4,3×10-5 97,72 104,12 0,9884 0,9971 6,4×10-6
2,4 5,094 8,05 4,3×10-5 154,88 162,93 0,9870 0,9967 8,0×10-6
2,2 4,994 10,13 4,3×10-5 245,47 255,61 0,9854 0,9963 1,0×10-5
2,0 4,894 12,76 4,3×10-5 389,04 401,81 0,9836 0,9959 1,3×10-5
1,8 4,794 16,07 4,3×10-5 616,60 632,66 0,9817 0,9954 1,6×10-5
Obs.: CO2 expresso em –log PCO2
As espécies derivadas da dissolução do CO2 estão expressas em µmol/l
-252-
Fig. 6.1 – Relação entre e Carbono inorgânico dissolvido (CID) a várias temperaturas.
2COP
A influência do CO solvido nos fenómenos de dissolução da calcite
pode ser apreciada fazendo variar a pressão daquele gás e calculando a
quantidade de calcite que a solução pode dissolver até atingir o equilíbrio.
2 dis
Esses cálculos devem ser conduzidos tendo em vista dois modelos
possíveis de dissolução:
- dissolução de calcite em água, em contacto permanente com uma
fase gasosa contendo CO2 a pressão parcial conhecida (Sistema aberto).
- dissolução de calcite em água, primeiramente em equilíbrio com uma
fase gasosa contendo CO2 a pressão parcial conhecida e isolada, em
seguida, da referida fase gasosa, antes do contacto com a calcite (Sistema
fechado).
E também possivel encarar um modelo misto, embora não se tenha
feito aqui, dissolução da calcite em sistema aberto, sem alcançar o equilíbrio,
e seguidamente atingindo este em sistema fechado.
-253-
Embora qualquer destes três modelos seja admissível tudo indica que o primeiro predomina largamente na natureza.
Sistema aberto
Considerando as equações [5], [11], [12], a equação:
∴⋅⋅==⋅ +++ -23
22-23
2 COCaCaCOCaamKCaa γ
KT
aKCa
KCm 2-2
32
2
Ca
2H
COCaCa ⋅
⋅=
⋅=∴
+
+
+
+
γγ [15]
e, ainda, a equação da electroneutralidade:
-13
-23
-2 OHHCOCOHCammm2mm2 ++=+ +
obtem-se a igualdade seguinte:
2HHCOH
2HCO
H2H
Ca aKW
γaK2KT
aγKT2aa
KTKC
γ2
323
2 +−++−
++
−
+⋅
+=+⋅⋅
que multiplicada por a conduz a: 2H+
++
−−
++
−
⋅+⋅
+=+⋅⋅HH
HCOCO
3H
4H
Ca
aKWaγK2
KTγKT2aa
KTKC
γ2
323
2
Esta equação resolve-se por um processo semelhante ao descrito anteriormente para o cálculo do CID, tendo em conta que agora a força iónica é dada pela expressão
2
mmm4m4mI HOHCOCaHCO --2
321
3++ ++++
=
Os valores de pH obtidos, para cada pressão parcial de CO2, permitem
calcular através da equação [15]. +2Cam
Os valores obtidos para várias condições de PCO2 e temperatura figuram no quadro 6-IV e fig. 6.2.
-254-
2,56
20ºC
CO2 pH −3HCO −2
3CO Ca2++2Ca
γ −23CO
γ −3HCO
γ I
10ºC 3,5 8,272 1,24 8,79 0,63 0,8309 0,8311 0,9548 1,9×10-3
3,0 7,943 1,85 6,36 0,93 0,8007 0,8009 0,9460 2,8×10-3
2,8 7,812 2,18 5,60 1,09 0,7873 0,7876 0,9421 3,3×10-3
2,6 7,681 4,94 1,29 0,7732 0,7735 0,9378 3,9×10-3
2,4 7,550 3,02 4,36 1,51 0,7583 0,7586 0,9333 4,5×10-3
2,2 7,419 3,56 3,86 1,78 0,7426 0,7430 0,9284 5,3×10-3
2,0 7,288 4,20 3,43 2,10 0,7262 0,7266 0,9233 6,3×10-3
1,8 7,158 4,95 3,05 2,48 0,7091 0,7095 0,9178 7,4×10-3
15ºC
3,5 8,294 1,10 9,43 0,56 0,8374 0,8376 0,9567 1,7×10-3
3,0 7,966 1,65 6,81 0,83 0,8083 0,8086 0,9483 2,5×10-3
2,8 7,834 1,95 6,00 0,98 0,7954 0,7957 0,9944 2,9×10-3
2,6 7,703 2,29 5,28 1,15 0,7817 0,7820 0,9404 3,5×10-3
2,4 7,572 2,70 4,66 1,35 0,7673 0,7676 0,9360 4,1×10-3
2,2 7,441 3,18 4,12 1,59 0,7521 0,7524 0,9314 4,8×10-3
2,0 7,310 3,74 3,65 1,88 0,7361 0,7365 0,9264 5,6×10-3
1,8 7,179 4,42 3,25 2,21 0,7194 0,7198 0,9211 6,6×10-3
3,5 8,283 1,03 9,57 0,52 0,8411 0,8413 0,9577 1,6×10-3
3,0 7,955 1,54 6,91 0,78 0,8126 0,8129 0,9495 2,3×10-3
2,8 7,823 1,81 6,08 0,91 0,7999 0,8002 0,9458 2,7×10-3
2,6 7,692 2,13 5,36 1,07 0,7865 0,7868 0,9418 3,2×10-3
2,4 7,561 2,51 4,72 1,26 0,7723 0,7727 0,9376 3,8×10-3
2,2 7,430 2,95 4,18 1,48 0,7574 0,7577 0,9330 4,4×10-3
2,0 7,299 3,48 3,70 1,74 0,7416 0,7421 0,9281 5,2×10-3
1,8 7,168 4,10 3,28 2,06 0,7252 0,7256 0,9229 6,2×10-3
Obs.: CO2 expresso em –log PCO2
e em mmol/l, CO em µmol/l. −3HCO +2Ca −2
3
-255-
Fig. 6.2 – Relação entre P e calcite dissolvida em sistema aberto a várias temperaturas.
2CO
Sistema fechado
Neste modelo de dissolução admite-se que a água esteve em contacto
com uma fase gasosa contendo CO2 a pressão parcial conhecida entrando
em equilíbrio e seguidamente entra em contacto com calcite num sistema
isolado da referida fase gasosa. Esta caso pode verificar-se, por exemplo,
num aquifero carbonatado limitado superiormente por uma camada detrítica.
Como no caso anterior admite-se a ausência de outras espécies além
das que provêm da dissolução do CO2, da calcite e da dissociação da água.
Nestas condições, e dado que cada mole de calcite dissolvida fornece
à solução uma mole de Ca2+ e uma mole de C que se reparte pelas diferentes
espécies ( HCO , , H−3
−23CO 2CO3) de acordo com as respectivas equações de
equilíbrio, verifica-se a igualdade:
-256-
CID final – CID inicial = mCa2+ Igualmente se verifica a equação da electroneutralidade:
-13
-23
-2 OHHCOCOHCammm2mm2 ++=+ + [17]
O CID inicial em equilíbrio com determinada PCO2 e temperatura é calculado pelo processo já referido anteriormente.
Para o cálculo do Ca2+ e pH em equilíbrio com cada valor de CIDinicial introduzido usou-se o seguinte procedimento:
a) introdução de valores de Ca2+ e pH estimados
b) cálculo da actividade do com base na equação [16]: −23CO
-232-3
-23 CainicialCOHHCOCO
mCIDmmm +=++ [18]
tendo em conta as equações de equilíbrio [2] e [3] tem-se:
K2
aaa HCO
HCO
-23
-3
+⋅= e
K2K1
aa
K1
aaa
2HCOHHCO
COH
-23
-3
32 ⋅
⋅=
⋅=
++
e substituindo em [18] obtém-se, considerando = : 32COHa
32COHm
∴+=⋅
⋅+
⋅⋅+ +
++
−
2
-23
-23
3-2
3
-23
Cainic.CO
2HCOH
HCOCO
CO mCIDK2K1
aa
K2
aa
γ1
γ
a
+
+
−
+
+=⋅
+⋅
+ 2
3-2
3
-23 Cainic.
2H
HCO
H
COCO
mCID)K2K1
aK2γ
aγ
1(a
-257-
e, finalmente,
CT
mCID 2
-23
Cainic.CO
+
a+
= [19]
onde CT = 2K1K
a2Kγ
aγ
1 2H
2HCO
H
CO -3
-23
⋅+
⋅+
++
c) o valor de obtido por esta fórmula permite determinar a
actividade do ião através de [3]
-23CO
a−3HCO
d) verificação do cumprimento da equação da electroneutralidade, testando o valor da expressão seguinte:
--23
13
2 OHCOHCOHCamm2m-mm2SC −−+= ++
e) simultaneamente verifica-se o estado de saturação da água, em relação à calcite, através do índice de saturação:
KC
aaIS
2-23 CaCO
C
+⋅=
A variável SC indica o sentido em que se deve fazer variar o pH para cumprir a equação [17]:
- -
Se SC> 0, então é necessário aumentar mH+ (baixar o pH)
Se SC< 0, então é necessário diminuir mH+ (subir o pH) Por outro lado, IS > 1 indica sobressaturação e IS < 1 subsaturação.
Quando se verificam, simultaneamente, as condições IS > 1 e SC > 0 é necessário decrementar o valor de Ca2+ estimado.
Quando se verificam, simultaneamente, as condições IS < 1 e SC < 0 é necessário incrementar o valor de Ca2+ estimado.
Nas outras condições apenas se faz variar o pH de acordo com o valor de SC, como foi referido.
Em cada iteração calcula-se a força inónica e os coeficientes da actividade dos iões , CO e Ca−
3HCO −23
2+.
Os valores obtidos para diferentes condições de pressão parcial de CO2 e temperatura figuram no Quadro 6-V e Fig. 6.3.
Comparando os valores fornecidos pelos dois modelos de dissolução verifica-se que, para a mesma pressão parcial de CO2, em sistema fechado a linebreack
-258- água dissolve muito menos calcite e apresenta valores de pH mais elevados.
10,60 0,9192
3,0 9,884 13,96 11,93
19,58
9,085 7,6×10
36,24
2,0
0,69
3,0 9,843 13,16
0,9123 0,9773 4,2×10-4
0,8918
2,2×10
0,9145
QUADRO 6-V
CO2 pH −3HCO Ca2+ +2Ca
γ −23CO
γ −3HCO
γ I −23CO
10ºC
3,5 10,161 8,31 4,24 0,9192 0,9792 3,6×10-4
3,78 0,9156 0,9157 0,9782 4,0×10-4
2,8 9,677 3,31 13,82 0,9107 0,9107 0,9769 4,5×10-4
2,6 9,407 29,11 2,66 17,60 0,9015 0,9015 0,9744 5,5×10-4
2,4 44,72 1,97 24,52 0,8867 0,8868 0,9704 -4
2,2 8,737 69,52 1,40 0,8660 0,8662 0,9647 1,1×10-3
8,381 107,99 0,98 55,01 0,8399 0,8401 0,9574 1,7×10-3
1,8 8,032 165,96 83,69 0,8093 0,8095 0,9485 2,5×10-3
15ºC
3,5 10,056 8,58 3,95 10,85 0,9181 0,9182 0,9789 3,7×10-4
3,73 11,91 0,9152 0,9152 0,9781 3,9×10-4
2,8 9,655 17,58 3,23 13,06 0,9123
2,6 9,434 25,47 2,84 16,20 0,9042 0,9042 0,9751 5,1×10-4
2,4 9,130 38,51 2,15 21,72 0,8917 0,9718 6,7×10-4
2,2 8,791 59,54 1,55 31,46 0,8731 0,8732 0,9667 9,6×10-4
2,0 8,438 92,41 1,09 47,35 0,8488 0,8490 0,9599 1,4×10-3
1,8 8,088 142,28 0,77 71,94 0,8197 0,8199 0,9516 -3
20ºC
3,5 9,955 9,07 3,72 11,35 0,9163 0,9163 0,9784 3,8×10-4
3,0 9,784 12,74 3,54 11,99 0,9146 0,9779 4,0×10-4
2,8 9,643 16,34 3,28 12,95 0,9119 0,9120 0,9772 4,2×10-4
2,6 9,438 22,66 2,86 15,12 0,9063 0.9064 0,9757 4,8×10-4
2,4 9,165 33,48 2,27 19,51 0,8958 0,8959 0,9729 6,1×10-4
2,2 8,840 51,25 1,67 27,53 0,8794 0,8795 0,9684 8,4×10-4
2,0 8,491 79,39 1,18 40,98 0,8569 0,8571 0,9622 1,2×10-3
1,8 8,140 122,56 0,83 62,16 0,8292 0,8295 0,9543 1,9×10-3
Obs.: CO2 expresso em –log PCO2 −3HCO e e expressos em mmol/l × 100. +2Ca −2
3CO
-259-
Fig. 6.3 - Relação entre PCO2 e calcite dissolvida em sistema fechado a várias temperaturas
A presença de outros iões, pode modificar a capacidade de dissolução
de uma água devido aos seguintes factos:
a) Aumento da força ióníca.
Este tem como consequência a diminuição do coeficiente de actividade
dos iões, nomeadamente do CO e Ca−23
2+, e portanto, possibilita nova
dissolução de calcite.
b) Efeito do ião comum.
A presença de Ca2+, por dissolução de gesso, anidrite ou qualquer
outro mineral que o contenha, pode levar à sobressaturação em calcite e
consequente precipitação. Este efeito pode, contudo, ser atenuado em parte,
pelo aumento da força iónica e pela formação de certos iões complexos.
A dissolução de dolomite conduz, igualmente à sobressaturação em
calcite, pois entram na solução além de Ca2+ o ião : −23CO
-260-
Os iões complexos mais importantes são os seguintes:
CaMg(CO3)2 ↔Ca2+ + Mg2+ + 2 −23CO
c) Presença de iões complexos.
A presença de iões complexos deve ser tida em conta nos cálculos dos equilíbrios pois parte dos iões , e Ca−
3HCO −23CO 2+ é, na realidade,
imobilizada sob a forma de complexos, não participando, portanto, nas restantes reacções de equilíbrio.
04CaSO , , 0
3CaCO +3CaHCO
04MgSO , , 0
3MgCO +3MgHCO
−4NaSO , , −
3NaCO 03NaHCO
Aumento da força iónica Para exemplificar o efeito que o aumento da força iónica exerce na
capacidade de dissolução da calcite, de uma água, considerou-se a adição
de quantidades crescentes de NaCl e calculou-se a quantidade de calcite
dissolvida. Escolheu-se o NaCl para evitar o efeito do ião comum e porque
não dá origem à formação de complexos em quantidades muito significativas.
Considerando uma pressão parcial de CO2 de 10-2 atmosferas e
dissolução em sistema aberto, obtiveram-se os valores que figuram no
Quadro 6-VI e Fig. 6.4.
QUADRO 6-VI
NaCl
T 0 100 200 500 1000
10 calcite(mg/1) 210,2 214,6 218,0 226,6 237,5 pH 7,288 7,292 7,296 7,304 7,314
15 calcite(mg/1) 187,5 191,7 195,0 203,0 213,1 pH 7,310 7,314 7,318 7,327 7,337
20 calcite(mg/1) 174,7 178,1 181,6 189,3 198,9 pH 7,299 7,304 7,308 7,316 7,327
-261-
Fig. 6.4 - Relação entre calcite dissolvida em sistema aberto a várias temperaturas e NaCl dissolvido (efeito do aumento da força iónica).
Em sistema fechado o efeito da força iónica é pouco significativo; por exemplo, uma água a 10ºC e P = 10-2 atm. dissolve as quantidades seguintes de calcite: 2
CO2
S/NaCI 55,4 mg/1 pH = 8,381 100 mg/1 NaCI 55,4 mg/1 pH = 8,415 1000 mg/1 NaCI 56,5 mg/1 pH = 8,547
Efeito do ião comum Em relação às águas de aquiferos carbonatados, os minerais mais
comuns que podem interferir nos processos de dissolução da calcite são o
gesso, a anidrite e a dolomite. Para o estudo destes efeitos é necessário
conhecer a ordem segundo a qual os minerais são dissolvidos. Assim, se
uma água já saturada em calcite dissolve gesso em seguida, ou anidrite,
linebreack
-262-
torna-se sobressaturada devido ao aumento do ião Ca2+ proveniente dessa
dissolução. A sobressaturação é atenuada pelo aumento da força iónica e
pela formação de iões complexos nomeadamente . 04CaSO
Se o encontro com gesso, ou anidrite, se dá antes do encontro com a calcite, a água perde grande parte do seu poder de dissolver aquele mineral.
Por exemplo, a 20ºC e a PCO2=10-2 atm. uma água pode dissolver 179 mg/1 de calcite, mas nas mesmas condições de PCO2 e temperatura, se dissolver previamente 100 mg/1 de CaSO4 dissolve 165 mg/1 daquele mineral.
E também importante conhecer a ordem de encontro da dolomite. No caso de se dar em primeiro lugar a dissolução da dolomite, o estado de saturação da água, em relação à calcite, fica dependente da temperatura.
Por exemplo uma água à temperatura de 10ºC e PCO2=10-2 dissolvendo dolomite em sistema aberto até atingir o equilíbrio com esta, fica ligeiramente sobressaturada em calcite (ISC=1,11) enquanto que a 20ºC fica subsaturada (ISC=0,96). De qualquer modo ambas as águas encontram-se tão perto do equilíbrio em relação à calcite que não parece crível que possam precipitar (1° caso) ou dissolver (2° caso) o mineral.
Quando a água dissolve em primeiro lugar calcite até ao equilíbrio e, em seguida, encontra dolomite ela dissolve este mineral. Essa dissolução dá--se de acordo com a reacção:
CaMg(CO3) ↔Ca2+ + Mg2+ + 2 −23CO 2(c)
logo entram na solução iões Ca2+ e que conduzem a uma sobressaturação em calcite. Se se der a precipitação daquele mineral, produz-se uma diminuição da actividade dos iões Ca
−23CO
2+ e e, portanto, a água pode dissolver mais dolomite. Este processo pode continuar até se atingir o equilíbrio em relação aos dois minerais.
−23CO
A composição final de uma água onde ocorre este processo de dissolução-precipitação-dissolução revela as seguintes modificações, em relação à composição inicial (Quadro 6-VII):
- aumento de Mg2+
- diminuição de Ca2+
- aumento de −3HCO
- aumento de pH
-263-
QUADRO 6-VII
Características químicas
Processo −3HCO Ca2+ Mg2+ ISC ISD PCO2 pH
mg/l Dissolução de
Calcite; sistema aberto 218 71,6 0 1 0 10-2 7,302
Dissol. de dolomite e precipitação de Calcite; sistema aberto
277 46,9 26,8 1 1 10-2 7,402
Finalmente há que considerar a hipótese, provavelmente a mais
comum, de a dissolução se dar simultaneamente. Embora os dois minerais tenham solubilidades semelhantes verifica-se,
em geral, que as águas atingem o equilíbrio em relação à dolomite com muito menos frequência do que o fazem em relação à calcite (Thrailkill, 1977). Tal facto ainda não foi convenientemente explicado.
6.2 Equilíbrio em relação aos carbonatos das águas do Algarve Central
A comparação dos valores determinados nas águas estudadas neste
trabalho com os valores previstos pelos modelos de dissolução, encarados
anteriormente, permite concluir que o modelo de dissolução em sistema
aberto é o que mais se aproxima da realidade. De facto, os valores de ,
Ca
−3HCO
2+ e pH das águas analisadas aproximam-se muito mais dos previstos por
aquele modelo.
No entanto, existem desvios acentuados, nomeadamente em relação
ao que é bastante mais elevado nas águas do Algarve do que o
previsto teoricamente. Todavia, deve notar-se que nos cálculos teóricos não
foi considerado o efeito que certos factores exercem na dissolução. Destes
parece mais importante a composição mineralógica das rochas carbonatadas
do Algarve que inclui sempre uma componente dolomítica elevada. O facto
explica, pelo menos em grande parte, o conteúdo relativamente elevado de
Mg
−3HCO
2+, comparativamente às águas dos maciços calcários da Orla Ocidental e
o elevado teor do ião . −3HCO
-264- Com efeito uma água em equilíbrio com a dolomite, e com uma PCO2
=10-1.6, pressão esta próxima da média das águas do Algarve, à temperatura
de 15ºC apresenta as seguintes características:
424 mg/1 −3HCO
Ca2+ 69,7 mg/1 Mg2+ 42,2 mg/1 pH 7,16 CO2 50 mg/1
Esta composição já se aproxima notavelmente da que se observa, em
média, nas águas estudadas, evidenciando uma tendência destas para
valores mais elevados de Ca2+ e mais baixos de e Mg−3HCO 2+. Tal facto
explica-se por se dar simultaneamente a dissolução da calcite e da dolomite
e a água atingir uma composição intermédia aos dois extremos teóricos.
De qualquer modo, antes de avançar mais na comparação entre os
valores teoricamente previstos e os observados, torna-se necessário
investigar o estado de equilíbrio das águas, em relação à calcite e à dolomite,
e procurar explicar os desvios existentes. É o que se fará em seguida.
O estado de equilíbrio de uma água, em relação a determinado mineral, pode ser expresso pelo índice de saturação.
Em relação à calcite e à dolomite aquele índice é definido por:
KC
aaIS
2-23 CaCO
C
+⋅= e
KD
aaaIS
22-23 MgCa
2CO
D
++⋅=
Sendo KD a constante de dissociação da dolomite. Considera-se uma água em equilíbrio com um mineral quando o
respectivo índice de saturação está próximo da unidade. Caso contrário a
água está sobressaturada, se o índice é maior do que um, ou subsaturada se
ele é inferior à unidade.
Dado que as grandezas que intervêm no cálculo dos índices de
saturação contêm imprecisões quer analíticas quer afectando os valores das
constantes de equilíbrio, é necessário estabelecer um intervalo dentro do
LINEBREACK
-265-
qual se considera o estado de equilíbrio. Neste trabalho será considerado o
intervalo [0,79, 1,26] que corresponde aproximadamente ao intervalo
proposto por Langmuir (1971).
Este autor chama a atenção para certos factores que podem
comprometer a validade dos cálculos dos equilíbrios. Destacam-se os que se
relacionam com a variação ao longo do tempo de certos parâmetros, como o
pH, o CO2 e a alcalinidade.
Dado que, em geral, as águas subterrâneas possuem CO2 dissolvido
correspondente a pressão parcial superior à daquele gás na atmosfera,
verifica-se tendência para a exsolução do mesmo. Tal fenómeno tem como
consequência a subida do pH e, obviamente, a diminuição do CO2 dissolvido.
Para reduzir ao mínimo os inconvenientes da exsolução do CO2 deve
fazer-se a determinação daquele parâmetro, bem como do pH, no momento
da colheita. Na impossibilidade, as determinações deverão ser feitas em
laboratório, logo no dia da colheita, e os frascos cuidadosamente rolhados a
fim de minimizar a libertação do gás.
Os cálculos de equilíbrios relativos a amostras em que não se
verificaram estas precauções, possuem interesse muito reduzido. Os cálculos
referentes à colheita feita em 1978, em que não foi possível seguir o
preceituado acima, forneceram valores indicando, quase sempre,
sobressaturação. Muitos resultados referidos na bibliografia enfermam da
mesma imprecisão como nota Langmuir (1971).
Para calcular os índices de saturação atrás referidos usou-se o
programa para microcomputador INDSAT (Almeida, 1982).
O referido programa efectua a especiação em nove complexos
( , , , , , , , , ) 04CaSO −
4NaSO 04MgSO +
3CaHCO +3MgHCO 0
3NaHCO 03CaCO 0
3MgCO −3NaCO
calculando as actividades dos iões , , Ca−3HCO −2
3CO 2+, Mg2+, Na+, a
partir das moles livres.
−24SO
Os coeficientes de actividade foram calculados por intermédio da
equação [6].
-266- Os coeficientes de actividade dos complexos, assim como os do H2CO3
foram considerados iguais à unidade.
A presença de outros complexos, além dos referidos, nomeadamente
de potássio, foi ignorada por se considerar que não afectava
significativamente os resultados.
Adicionalmente calculou-se o índice de saturação em relação ao gesso:
gesso
2OHCaSO
gesso K
aaaIS 22-2
4⋅⋅
=+
A actividade da água foi determinada pela expressão:
∑−= iOH m017,01a2
(Garrels e Christ, 1965)
onde mi = molalidade do ião i.
O somatório estende-se a todas as espécies consideradas.
A especiação foi feita por um método de aproximações sucessivas.
Além das equações de equilíbrio [1], [2], [3], [4], [5] usaram-se, ainda,
as que constam do Quadro 6-VIII e as seguintes equações de balanço de
massas:
Ca (total) = (Ca2+) + CaSO + +04
03CaCO +
3CaHCO
Mg (total) = (Mg2+) + + +04MgSO 0
3MgCO +3MgHCO
Na (total) = (Na+) + + +−4NaSO −
3NaCO 03NaHCO
SO4 (total) = + +−4NaSO 0
4CaSO 04MgSO
HCO3 (total) = + + +−3HCO 0
3NaHCO +3CaHCO +
3MgHCO
Os resultados estão condensados nos Quadros 6-IX e 6-X.
CO3 (total) = CaCO + + 03
03MgCO −
3NaCO
O programa INDSAT foi utilizado para calcular os índices de saturação,
em relação à calcite e dolomite, das águas colhidas em 1981 e 1982.
-267-
QUADRO 6-VIII Equações de equilíbrio e respectivas constantes para temp. entre 10 e 25ºC
pK
reacção 10ºC 15ºC 20ºC 25ºC ref.
2OHSOCa
)a(aaKG2
-24
2 ⋅⋅= + 4,86 4,85 4,85 4,85 (2)
04
-24
2 CaSOSOCaa/aaK3 ⋅= + 2,25 2,27 2,29 2,32 (1)
04
-24
2 MgSOSOMga/aaK4 ⋅= + 2,07 2,13 2,19 2,25 (1)
-3
24 NaSOSONa
a/aaK5 −+ ⋅= 0,23 0,23 0,23 0,23 (2)
++ ⋅=3
-3
2 CaHCOHCOCaa/aaK6 1,01 1,10 1,18 1,26 (2)
0,53 0,66 0,80 0,93 (2)
03
-3 NaHCOHCONa
a/aaK8 ⋅= + -0,25 -0,25 -0,25 -0,25 (3)
03
-23
2 CaCOCOCaa/aaK9 ⋅= + 3,08 3,12 3,15 3,19 (1)
03
-23
2 MgCOCOMga/aaK10 ⋅= + 3,40 3,40 3,40 3,40 (1)
-3
-23 NaCOCONa
a/aaK11 ⋅= + 0,92 1,04 1,16 1,27 (2)
++ ⋅=3
-3
2 MgHCOHCOMga/aaK7
(1) Calculado a partir da equação [8].
Dados de e ∆ colhidos em Helgeson (1969). 0rS∆ 0
rH
(2) Na ausência de dados de as constantes de equilíbrio calcularam--se usando a equação de van’t Hoff:
0rS∆
)1/T/T1(2,303R
H)Tlog(K(T)log r
0T
rr −
∆−=
os valores de K(Tr) e ∆ foram obtidos em Truesdell & Jones (1974) 0Tr
H
(3) Garrels & Thompson (1962) Relativamente à colheita de 1981 verifica-se que a maioria das águas
se encontra sobressaturada em relação à calcite (cerca de 57%) enquanto
que, em relação à dolomite, predominam os casos de equilíbrio e
subsaturação (Fig. 6.5).
-268- QUADRO 6-IX
Nº Nº p.a. pH ISC ISD CO2 PCO2 1 587.8.001 7,12 1,12 0,67 44,8 1,62
2 588.6.004 7,15 1,30 0,60 39,8 1,67
3 596.8.002 7,24 1,77 1,00 35,2 1,70
4 596.7.017 7,05 1,16 0,69 55,6 1,50
5
7,12
14
1,21
606.5.017 2,30
1,46
1,57
596.1.002 7,25 1,29 0,93 31,1 1,77
6 596.5.001 7,16 1,10 0,81 40,2 1,67
7 596.1.003 1,05 0,69 43,9 1,62
8 596.1.004 6,96 1,12 0,76 81,8 1,35
9 596.2.001 6,96 1,16 0,75 79,2 1,35
10 596.3.001 7,17 1,20 0,68 37,5 1,68
11 596.2.002 7,18 1,24 0,78 39,1 1,67
12 596.7.016 7,23 1,16 0,75 30,9 1,78
13 596.3.016 7,39 2,07 1,13 22,9 1,90
596.2.003 7,20 1,32 0,93 36,7 1,69
15 596.3.003 7,21 1,39 0,89 33,3 1,73
16 596.3.018 7,12 1,11 0,58 41,3 1,63
17 596.4.003 7,20 1,15 0,67 33,1 1,73
18 596.1.005 7,22 1,35 0,91 34,9 1,72
19 597.7.004 7,09 1,36 0,54 58,2 1,54
20 597.8.003 7,15 1,46 0,68 44,6 1,64
21 597.8.001 6,91 1,17 0,82 99,9 1,25
22 597.7.001 6,90 1,06 0,24 83,1 1,36
23 597.2.004 6,87 0,93 0,62 88,6 1,28
24 597.6.001 7,07 1,17 0,44 50,3 1,56
25 605.2.021 7,04 1,75 1,24 69,4 1,38
26 605.7.019 7,04 0,85 0,66 43,1 1,63
27 605.3.004 7,15 1,73 44,4 1,58
28 605.4.007 6,80 0,71 0,44 91,2 1,30
29 605.3.003 7,38 3,64 2,02 27,2 1,83
30 605.3.015 7,06 1,57 1,09 66,7 1,43
31 605.8.009 7,28 1,73 1,17 28,9 1,82
32 605.4.017 7,10 1,44 0,93 44,4 1,61
33 605.8.005 7,25 1,18 0,74 23,7 1,88
34 605.4.003 7,22 1,63 0,92 34,6 1,71
35 605.4.004 7,50 3,48 1,15 15,8 2,03
36 606.6.002 7,40 2,26 1,66 23,5 1,89
37 606.5.005 7,20 1,57 1,14 37,2 1,68
38 7,35 1,54 25,6 1,83
39 606.1.019 7,02 1,35 0,93 65,7 1,45
40 606.1.010 7,03 1,44 1,00 69,7 1,42
41 606.2.013 7,06 1,43 0,88 65,5
42 606.1.020 7,20 2,27 1,36 47,7
-269-
QUADRO 6-X
Nº
Nº p.a.
pH ISC ISD CO2 PCO2
1 587.8.001 7.04 0.87 0.61 48.4 1.57 2 588.6.004 7,01 0,99 0,58 53,7 1,53 3 596.1.002 7,24
0,37
7,001,61
6,80
1,23 1,03 30,6 1,77 4 596.1.003 6,79 0,46 90,8 1,31 5 596.1.004 6,93 1,02 0,80 84,9 1,33 6 596.2.001 1,20 0,93 71,0 1,41 7 596.2.002 7,10 0,95 0,74 45,1 8 596.2.003 7,08 0,92 0,77 46,3 1,58 9 596.3.001 7,12 0,98 0,73 40,5 1,66
10 596.3.003 7,25 1,37 1,07 30,5 1,77 11 596.3.016 7,36 1,46 1,06 20,7 1,93 12 596.4.003 6,90 0,56 0,38 63,2 1,46 13 596.5.001 7,12 0,97 0,81 41,5 1,64 14 596.7.016 7,52 1,88 1,44 14,1 2,11 15 597.2.004 7,00 1,15 0,87 64,6 1,44 16 597.6.001 0,50 0,33 86,3 1,35
Fig. 6.5 – Distribuição dos valores dos índices de saturação em relação à calcite e à dolomite das águas colhidas em 1981. A barra a sombreado corresponde aos intervalo de saturação.
-270- Em 1982 verifica-se predomínio franco do equilíbrio em relação à
calcite (62%) (Fig. 6.6) enquanto que, em relação à dolomite, regista-se um
número aproximadamente igual de casos de equilíbrio e subsaturação (50% e
44% respectivamente).
Fig. 6.6 - Distribuição dos valores dos índices de saturação em relação à calcite e à dolomite das águas colhidas em 1982. A barra a sombreado corresponde ao intervalo de saturação.
A comparação entre os graus de saturação em relação aos dois
minerais pode fazer-se mediante o índice:
D
CR IS
IS=S (Trailkill, 1977)
Valores superiores à unidade indicam que a saturação ou a
sobressaturação, em relação à calcite, é maior do que em relação à dolomite.
Thrailkill (1977) observa que os valores de SR referentes à maior parte
das análises de águas provenientes de aquíferos cársicos, publicadas, é
superior a um.
Em relação às águas colhidas em 1981 e 1982 também se observa o
mesmo fenómeno: a maioria apresenta valores situados entre 1 e 1,5 (60%)
(Fig. 6.7).
-271-
Fig. 6.7 - Relação entre o índice de saturação em relação à calcite IS e o índice de saturação em relação à dolomite IS (colheita de 1981). Assinalam-se os intervalos correspondentes ao equilíbrio.
O referido autor admite, como uma das razões para explicar o facto,
que as reacções da dissolução da dolomite sejam mais lentas do que as da
calcite, o que, ainda segundo o mesmo autor, explicaria a menor carsificação
que os maciços dolomïticos exibem, em comparação com os maciços
calcários sujeitos às mesmas condições.
A comparação entre os valores de CO2 determinados analiticamente e
os calculados pelo programa INDSAT permite detectar casos de desiquilíbrio
entre as diferentes espécies derivadas do CO2 e o pH.
-272- Na colheita de 1981 quase todos os valores calculados apresentam
desvios em relação aos analisados. Mesmo tendo em conta a precisão do
método analítico que, é cerca de 10%, (A.P.H.A., 1980), verifica-se que cerca
de 60% dos valores calculados diferem, significativamente, dos analisados.
Quanto ao sentido do desvio, observam-se diferenças de compor-
tamento entre as unidades instaladas em formações miocénicas e do Malm
(Unidade Boliqueime - Quarteira e Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira)
onde predominam os casos em que o CO2 analisado é superior ao CO2
calculado e a Unidade Tor - Silves onde se verifica o contrário (Fig. 6.8).
Fig. 6.8 - Relação entre o CO2 analizado e o CO2 calculado (colheita de 1981). (1) Unidade Tor-Silves; (2) Unidade Campina de Cima - Amendoeira; (3) Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira; (4) Unidade Boliqueime - Quarteira.
Na colheita de 1982 apenas cinco valores se afastam
significativamente, observando-se melhor correlação entre as duas
grandezas (Fig. 6.9).
Admitindo como válidos os dados analíticos verifica-se, portanto, a
existência de desiquilibrios entre o CO2 e pH.
-273-
se processa a uma velocidade 10 a 100 vezes maior do que a dissolução da
calcite, enquanto que Plummer et al. (1979) indicam, de acordo com
experiências de dissolução de calcite a baixa pressão de CO itmo de
dissolução do mineral pode exceder o do transporte do gás através da
interface ar-líquido e da hidratação do CO
Fig. 6.9 - Relação entre o CO2 analisado e o CO2 calculado (colheita de 1982). Unidade Tor-Silves.
Se bem que muitos autores concordem que as águas muitas vezes não
se encontram em equilíbrio, atribuindo esse facto às diferenças de velocidade
com que se processam as várias reacções, não existe acordo no que respeita
aos valores relativos dessas velocidades.
Assim, Roques (1969) estima que a velocidade de dissolução do CO2
na água segundo a reacção:
CO2(g) + H2O ↔ CO2(aq) + H2O
2, que o r
2.
-274- Em face do exposto é lícito perguntar qual o parâmetro que se deve
fixar para calcular o índice de saturação: o pH, obtendo valores de CO2 que
não correspondem aos analisados, ou fixar o CO2 obtendo valores de pH de
equilíbrio que se afastam dos medidos?
A primeira opção corresponde aos cálculos efectuados pelo programa
INDSAT.
Recalculando os índices de saturação, consequentes da fixação do
CO2 verifica-se que na Unidade Tor-Silves, quase todas as amostras de
águas de 1981 passam a sobressaturadas em relação à calcite, das quais 14
se consideravam em equilíbrio nas condições anteriores, fixação do pH.
Nas restantes unidades a tendência é contrária: há 8 amostras
consideradas sobressaturadas pelo primeiro método, que passam a estar em
equilíbrio.
Em relação às águas da colheita de 1982 não há mudanças
assinaláveis do estado de equilíbrio, recalculando os índices de saturação de
acordo com o segundo método, embora neste caso eles se aproximem mais
da unidade.
Os valores médios da pressão parcial de CO2 correspondente ao
CO2 dissolvido nas águas, nas duas colheitas, estão próximos de 10-1,6
atmosferas, ou seja, cerca de 80 vezes superior à pressão parcial daquele
gás na atmosfera. No entanto, aquele valor não se afasta do que seria de
prever num solo em condições climáticas semelhantes às do Algarve.
Na análise da distribuição espacial dos índices de saturação verifica-
-se, que na Unidade Tor-Silves, existe uma região com águas
sobressaturadas, situada entre o Monte Brito e o Purgatório (Fig. 6.10).
A causa da sobressaturação parece ser a troca iónica pois há, em
geral, um défice de Na+ e K+ em relação à soma Cl- + . −3NO
Haveria portanto, fixação de sódio por troca com cálcio ou magnésio.
Embora seja mais frequente observar-se a fixação do cálcio e
libertação do sódio, a troca contrária tem sido referida por diversos autores
(Langmuir, 1971, White, 1965 etc.).
-275-
Outra hipótese a encarar é a da troca Ca2+ por K+. Por vezes utiliza-se
como adubo o KCl e, dada a tendência que o K manifesta para se fixar, é
perfeitamente admissivel a referida troca.
Fig. 6.10 - Mapa com a distribuição dos índices de saturação em relação à calcite na Unidade Tor - Silves. Os índices da esquerda referem-se à colheita de 1981 e os da direita à colheita de 1982. Assinala-se uma zona com águas sobressaturadas.
O mesmo fenómeno pode ser responsável, em parte, por alguns casos
de sobressaturação verificados nas outras unidades. No entanto, nas
Unidades Boliqueime-Quarteira e Albufeira-Ribeira de Quarteira parece ser a
dissolução de gesso a causa principal da maioria dos casos de
sobressaturação que se observam (Fig. 6.11).
Se modificarmos a composição dessas águas de modo a reconstituir a
composição hipotética que teriam antes de se dar a dissolução de gesso
obtêm-se valores de índices de saturação perto do equilíbrio. Se os cálculos
forem feitos fixando o CO2 todas as águas caem no campo do equilíbrio
exceptuando uma.
Refira-se, ainda, um tipo de águas caracterizado por valores de SO
extremamente baixos e valores de muito acima da média. São
geralmente sobressaturadas. As particularidades de composição que estas
águas exibem podem ser explicadas por redução de sulfatos.
−24
−3HCO
A redução de sulfatos pela matéria orgânica é traduzida pela seguinte
equação:
-276-
OH2CO2SHOCH2H2SO 222224 ++=++ +− (Stumm & Morgan, 1970)
Pode demonstrar-se que esta reacção é termodinamicamente possível,
tendo em conta as concentrações nas águas estudadas, das espécies que
nela intervêm.
A produção de CO2 conduz ao aumento dos iões e CO o que
explica a sobressaturação (White, 1965).
−3HCO −2
3
Fig. 6.11 - Mapa com a distribuição dos índices de saturação em relação à calcite na Unidade Boliqueime - Quarteira.
6.3 A dissolução de carbonatos e a carsificação
Como se viu anteriormente apenas a dissolução dos carbonatos em
sistema aberto é compatível com as características hidroquímicas
observadas nas água do Algarve. Esta afirmação é, aliás, extensiva a
praticamente todas as águas de maciços calcários portugueses. Isto implica
que a água quando atinge a zona saturada já se encontra em equilíbrio com a
calcite, sendo, portanto, teoricamente incapaz de dissolver aquele mineral.
-277- Esta hipótese contraria a experiência quotidiana que nos mostra a
existência de cavidades resultantes da dissolução do calcário na zona
saturada. Aliás, a maioria dos carsólogos apoia a hipótese de que a formação
de galerias cársicas se dá fundamentalmente na zona saturada, pouco abaixo
do nivel freático.
Há pois necessidade de encontrar o mecanismo que explique essa
dissolução.
As hipóteses mais aceites admitem a intervenção dos seguintes
factores:
a) Arrefecimento da água
O arrefecimento de uma água saturada em calcite traduz-se em nova
agressividade em relação àquele mineral. Thrailkill (1968) atribui a este
fenómeno a responsabilidade pela formação de vazios na zona saturada,
admitindo que a água contacta com uma atmosfera contendo CO2.
Segundo aquele autor uma água a 11ºC em equilíbrio com PCO2 de
103,5 atmosferas, contém 29,3 ppm de Ca2+ quando saturada em calcite. Se a
temperatura baixar de 1ºC mantendo-se a água em contacto com a mesma
PCO2, ela pode dissolver mais 0,5 ppm de Ca2+.
O arrefecimento da água não parece uma hipótese capaz de explicar a
carsificação, por dois motivos principais:
- a maioria das águas sofre um aumento de temperatura quando circula
da zona vadosa para a zona saturada.
É da experiência comum que a temperatura das águas das nascentes
cársicas é superior à das águas de precipitação.
- o modelo de Thrailkill (1968) não explica a formação de cavidades
muito abaixo da superfície freática, pois admite como pressuposto básico a
abertura a uma fase gasosa.
b) Aumento da força iónica
Já anteriormente se viu que a dissolução de sais tem como
consequência a diminuição dos coeficientes de actividade dos iões,
traduzindo-se, portanto, por nova agressividade da água.
-278-
No entanto, apenas em sistema aberto se dá aumento significativo da
quantidade de calcite dissolvida.
Assim, o aumento da força iónica não parece ser hipótese a considerar,
até porque grande parte dos iões é adquirida na zona não saturada
nomeadamente Cl- e Na+; portanto, a passagem pela zona saturada não se
traduz por um aumento muito grande da força iónica.
c) Presença de outros ácidos
A formação de ácido sulfúrico devido à oxidação de sulfuretos ou à
presença de ácidos orgânicos tem sido invocada por alguns autores para
explicar a carsificação na zona saturada.
No entanto, os ácidos orgânicos existem em concentrações incapazes
de produzirem efeitos apreciáveis e a presença de sulfuretos nas rochas
carbonatadas está longe de ser generalizada. É verdade que por vezes se
observa carsificação preferencial ao longo de camadas ricas de sulfuretos
como por exemplo na Cova da Velha, Alvados-Maciço Calcário Estremenho
(Crispim, J.A. - informação oral). No entanto, não é um facto banal,
suficiente para explicar um fenómeno generalizado como é a carsificação.
d) Mistura de águas
A dissolução de calcite por uma mistura de águas de composições
distintas é, talvez, a hipótese que goza de maior aceitação. Este fenómeno
foi citado por Laptev (1939) in Burger (1975) e Bögli (1964). Este último
autor designou o fenómeno de "corrosão por mistura" (mischungkorrosion).
Bögli recorre à corrosão por mistura para explicar o aparecimento de
cavidades na zona saturada, pois em locais onde se dá o encontro de águas
com composições diferentes pode produzir-se uma mistura agressiva, capaz
de dissolver a rocha.
A agressividade da mistura depende da composição das águas que
nela participam.
Para averiguar a capacidade de dissolução de uma mistura de águas,
elaborou-se um programa de computador, apropriado (programa MISKOR).
-279- No cálculo intervêm as proporções das águas que entram na mistura, a
respectiva composição e a temperatura.
O programa começa por calcular a composição da mistura e o pH de
equilíbrio. A operação é feita procurando o valor de aH+ que satisfaz a
equação da electroneutralidade:
++=++HCaOHHCOCO
mm2mmm2 -2-13
-23
calculando-se a partir da actividade do ião CO e esta a partir da
expressão: -2
3COm −2
3
m
2H
HCO
H
COCO CID
K21Ka
K1γa
γ1a
-3
-23
-23
=
⋅+
⋅+
++
=
onde CIDm, significa carbono inorgânico dissolvido da mistura.
As molalidades e calculam-se tendo em conta as equações
[2] , [5] e [6]. Por seu lado obtém-se a partir da igualdade:
-3HCO
m
m
-OHm
+2Ca
+2Cam ++
++
+22
21 CaCa m
yxym
yxx
sendo e x a molalidade do Ca+21Ca
m 2+ na primeira água e a proporção em que
esta entra na mistura, e y a molalidade do Ca+22Ca
m 2+ e a proporção referente
à segunda água.
O CID da mistura é obtido por processo semelhante.
Após calcular a composição da mistura passa-se ao cálculo da
quantidade de calcite que aquela pode dissolver. O processo de cálculo é
semelhante ao que é utilizado no modelo de dissolução em sistema fechado.
De facto, na ausência de outros fenómenos, além da dissolução de
calcite, tem-se:
CIDfinal = CIDmistura + ∆Ca2+ ,
onde ∆Ca2+ = m - +2finalCa +2
misturaCam
-280-
Por um método iterativo procuram-se os valores de e pH que
satisfazem as equações acima e, ainda, as seguintes: +2
finalCam
KCaa 2-23 CaCO
=⋅ + (equilíbrio com a calcite)
--3
-23
2 OHHCOCOHCamm2mmm2 ++=+ ++ (electroneutralidade)
Vejamos um exemplo. Considere-se uma mistura, em partes iguais, de
duas águas que atingiram o equilíbrio com a calcite, em sistema aberto, em
contacto com atmosferas, contendo CO2 às pressões parciais de 10-2 e 10-3
atmosferas, à temperatura de 20ºC. A composição dessas águas e da mistura
resultante é a seguinte:
3,48
Pressão CO2 H2CO3 −3HCO −2
3CO Ca2+ CID pH
1ª água 10-2 0,42 3,70 1,74 3,90 7,299
2ª água 10-3 0,04 1,54 6,91 0,78 1,59 7,955
Mistura 50/50
10-2,2 0,24 2,51 3,23 1,26 2,75 7,395
Obs.: H2CO3, , Ca−3HCO 2+, CID expressos em mmol/l, expresso em
µmol/l.
−23CO
O índice de saturação da mistura - ISC=0,6845 - mostra que esta se
encontra subsaturada em relação à calcite.
Em presença daquele mineral a mistura dissolve-o até ao equilíbrio e
adquire a composição final seguinte:
−3HCO −2
3CO Ca2+ CID ISC pH
159,8 0,27 52,7 2,799 1 7,526
+2Caγ =0,7684, =0,7687, =0,9364, I = 3,95E-03 -2
3COγ -
3HCOγ
Houve, portanto, um aumento do Ca2+ de 2,2mg/l que corresponde a
5,5mg/l de calcite dissolvida.
-281-
Verifica-se, pois, que a mistura de águas é, efectivamente, capaz de
explicar alguns casos de corrosão, na zona saturada, como foi
inequivocamente demonstrado por Bögli. No entanto, não parece ser capaz
de explicar a generalidade dos casos, parecendo antes ser um fenómeno
excepcional.
Em síntese, pode dizer-se que nenhuma das hipóteses apontadas
parece ser capaz de explicar um fenómeno tão comum e generalizado como
é o desenvolvimento da drenagem subterrânea num aquifero cársico. Para
Bakalowicz (1979) esse desenvolvimento apenas pode derivar de um
mecanismo único e geral. Este autor sugere, como causa geral, a dissolução
da rocha na zona saturada por águas que atravessaram rapidamente a zona
de aeração ficando em equilíbrio com o CO2 contido nesta. Nas palavras do
mesmo autor "l'infiltration rapide déplace en profondeur les conditions de
dissolution de surface" (Bakalowicz, 1977).
Em suma, Bakalowicz propõe como causa da carsificação a dissolução
em sistema fechado. Ora já se viu anteriormente que neste caso as águas
seriam caracterizadas por valores de pH que não correspondem aos que são,
em geral, observados nas nascentes cársicas e, além disso, possuem valores
de e Ca−3HCO 2+ muito baixos.
Note-se que todas estas considerações se baseiam na hipótese de que
se verificam todos os equilíbrios que intervêm na dissolução do CO2 e da
calcite. Ora, há indícios de que nem sempre tal sucede.
Suponha-se uma água que entra em equilíbrio com o CO2 da zona de
aeração e atinge rapidamente a zona saturada. Se, nessa zona, se der a
dissolução de calcite sem que se verifique subida acentuada do pH, à custa
do consumo de H2CO3 na reacção:
H2CO3 ↔ + H−3HCO +
seria possível dissolver quantidade apreciável de calcite. A água resultante estaria desiquilibrada verificando-se a seguinte
relação:
K1a
aa
32
-3
COH
HHCO >⋅ +
.
-282- Tinha-se, portanto, um valor de CO2 dissolvido inferior ao calculado a
partir do valor de pH.
Como se viu, anteriormente, verificaram-se numerosos casos de
desiquilibrio que poderiam corroborar a hipótese.
Resta explicar os desiquilibrios no sentido oposto, isto é, quando o CO2
dissolvido é superior ao de equilíbrio.
Em conclusão nenhuma das hipóteses conhecidas explica
satisfatoriamente o fenómeno da carsificação profunda. A investigação deste
tema passa por um conhecimento profundo da evolução hidroquímica na
zona de aeração e ao longo da zona saturada.
CAPÍTULO 7
A P L I C A Ç A O D A A N Á L I S E F A C T O R I A L À H I D R O Q U Í M I C A
7.1 Fundamentação teórica
A aplicação de técnicas de análise multivariada, nomeadamente da
análise factorial, à hidroquímica não tem sido muito frequente. No entanto, a
aplicação dessas técnicas pode ter grandes vantagens em casos onde é
necessário tratar grande número de atributos e de indivíduos. Efectivamente,
ao contrário de outras técnicas gráficas ou numéricas, o emprego da análise
factorial não é limitado pelo número de indivíduos a comparar nem pelo
número de atributos determinados nesses indivíduos.
Ainda outra vantagem resulta da possibilidade de incorporar na análise,
variáveis (atributos) de diferentes tipos, tais como concentrações das
espécies químicas, pH, temperatura, etc.
Acresce, ainda, que na análise factorial a variabilidade de espécies
presentes em pequenas concentrações não é abafada pela variabilidade das
espécies existentes em concentrações muito maiores.
No modelo que serve de base à análise factorial, admite-se a
existência de um conjunto de factores de variação, mutuamente
independentes, com os quais as variáveis iniciais se relacionam. A variância
é, pois, olhada como o resultado da variância dos referidos factores,
acrescida das variâncias individuais de cada variável.
Assim, para cada variável j tem-se a seguinte relação:
-284-
(Klovan, 1975) ∑=
+⋅=p
1ijijij εflx
onde fi é o inésimo factor comum, lji um coeficiente, p o número especificado
de factores e εj a variação única da variável original j.
Como, em geral, o número de factores p é menor que o número de
variáveis originais (m), a interpretação fica simplificada quando se recorre à
análise factorial.
A escolha do número p de factores a utilizar na análise, deve ser feita a
priori. No entanto, muitas vezes é dificil de prever aquele número e recorre-
-se a procedimentos práticos para o definir.
Ao reduzir o número primitivo de variáveis, é evidente que se dá uma
perda de informação, ou seja, a variância que é reproduzida pelos p factores
escolhidos é inferior à variância inicial.
Torna-se necessário optar por restringir o número de factores, com a
consequente perda de informação ou usar toda a informação inicial
arrostando com a consequente dificuldade de interpretar simultaneamente um
excessivo número de variáveis.
A análise factorial pode ser encarada como análise factorial em modo
R ou em modo Q.
A análise factorial em modo R tem por objectivo investigar as inter-
relações das variáveis e o seu nome deriva do facto das interrelações serem
estudadas a partir da matriz de correlações.
O primeiro passo consiste na construção de uma matriz de dados em
que cada linha representa um indivíduo, neste caso uma análise de água, e
cada coluna representa uma variável ou atributo (parâmetro físico-químico).
Seguidamente os dados originais são padronizados, pois nem todas as
variáveis se apresentam expressas nas mesmas unidades. A padronização é
uma operação que torna as variáveis adimensionais e que consiste em
subtrair a cada observação a média da variável respectiva e dividir o
resultado pelo desvio padrão:
j
jij*ij s
xxx
−=
-285- onde,
*ijx = valor padronizado da variável j no objecto i
xij = valor observado, da variável j no objecto i
jx = média da variável j
s j j = desvio padrão da variável A matriz de dados padronizados é utilizada para calcular as variâncias
e covariâncias entre as variáveis. Visto, tratar-se de uma matriz de dados
padronizados, a matriz de covariâncias obtida é igual à matriz de correlações
que se obteria a partir dos dados originais.
As covariâncias são calculadas usando a expressão:
1-n
xxxxcov
n
1
n
1jkki
n
1jkik
ij
∑ ∑∑ ⋅−⋅=
onde xik = valor da variável i observado no objecto k. Seguidamente extraem-se os valores próprios e os vectores próprios
da referida matriz de covariâncias. Igualando o módulo de cada vector próprio
ao respectivo valor próprio, obtêm-se os factores.
Cada factor pode ser interpretado como um vector no espaço m
dimensional, onde cada variável original intervém com maior ou menor peso
(loading). Cada factor resulta, portanto, da combinação linear de todas as
variáveis.
Projectando os indivíduos nas novas variáveis que são os factores,
obtêm-se então os scores.
A fim de eliminar as variâncias individuais de cada variável, presentes
na matriz de dados original, efectua-se previamente a seguinte operação
matricial:
[x] . [s2]-1
onde [x] = matriz de dados [s2] = matriz de covariâncias.
-286- Multiplicando a matriz que resulta desta operação pela matriz dos
loadings obtém-se a matriz dos scores livres das componentes únicas. Tem-
-se, portanto,
[F] = [x] .[s2]-1.[L] onde [F] = matriz dos scores e
[L] = matriz dos loadings. Para terminar, executa-se uma operação comum na análise factorial: a
rotação dos eixos factoriais, que tem por objectivo tornar mais claro o
significado dos factores. No esquema de rotação usado (rotação VARIMAX
de KAISER) cada eixo factorial é levado a uma posição tal que as projecções
de cada variável, nos eixos, se situam o mais perto possível das
extremidades ou da origem.
Quanto à análise factorial em modo Q, ela investiga as relações entre
objectos permitindo distinguir num conjunto, tipos extremos, ou origens,
identificar a composição desses tipos e calcular, para cada indivíduo, a
proporção atribuível a cada origem.
Neste tipo de análise a sequência de operações difere da descrita
anteriormente, em alguns aspectos. Assim, utiliza-se a matriz transposta de
dados originais, não padronizados. Sobre esta calcula-se a matriz de
coeficientes C-Teta. O coeficiente C-Teta é o coseno do ângulo formado por
dois vectores representando os objectos num espaço m dimensional, e é
dado pela expressão:
∑ ∑
∑
= =
=
⋅
⋅= n
1i
n
1i
2kj
2ki
n
1ikjki
xx
xxTeta-C
A partir deste passo as operações são basicamente iguais nos dois
modos de análise.
Informação mais pormenorizada sobre as bases teóricas e operativas
que estão na base da análise factorial pode ser encontrada em numerosos
trabalhos destacando-se os de Klovan (1975), Jöreskog et al. (1976), Imbrie
et al. (1964), Davis (1973), etc.
-287- Os programas de microcomputador utilizados na análise que se segue
foram adaptados de Davis (1973).
7.2 Interpretação dos resultados Os resultados analíticos da colheita de águas de 1978, a mais
completa, foram tratados por análise factorial.
Algumas imprecisões analíticas já referidas anteriormente, não afectam
demasiado os resultados pois trata-se sobretudo dum estudo comparado.
Não se integraram na análise algumas variáveis muito correlacionadas
ou redundantes, como por exemplo o resíduo seco (muito correlacionado com
a condutividade), a alcalinidade e as durezas, a partir das quais se calcula o
bicarbonato, o cálcio e o magnésio.
A partir da matriz de dados, assim simplificada (Quadro 7-I), calculou-
-se a matriz de covariâncias entre dados padronizados (correlações), Quadro
7-II.
Embora esta seja, por si só, elucidativa merece que se lhe dedique um
pouco de atenção.
Começa-se por observar que a condutividade, que exprime fielmente a
mineralização total, está correlacionada, sobretudo, com os iões Cl- , Na+ e
K+. Esse facto interpreta-se admitindo que a dissolução de NaCl é a causa
principal da variação na mineralização das águas estudadas. A dissolução de
KCl está estreitamente associada à anterior o que é evidenciado pela
correlação elevada existente entre o Na+ e o K+.
Os iões , Ca−24SO 2+ e Mg2+ mostram, também, correlação significativa
com a condutividade.
A correlação negativa, altamente significativa, existente entre o pH e o
ião Ca2+ reflecte as reacções de equilibrio dos iões derivados do ácido
carbónico e da dissolução dos carbonatos. Essa oposição pode ser expressa,
de várias formas, entre as quais pela fórmula de Langelier:
-3
2 HCOCaalog-alog-
K2KClogpH +=
que se obtém combinando as equações [3] e [4] (capítulo 6).
-288-
Quadro 7-I
Nº Código Un. CE pH −3HCO −2
4SO Cl- −3NO Na+ K+ Ca2+ Mg2+
1 587.8.001 1 640 7.2 378 35 18 3.1 16 0.6 80 322 588.6.001 1 680 7.2 360 90 18 5.7 16 0.6 100 283 588.6.002 1 580 7.2 342 30 17 5.3 15 0.4 98 144 588.6.003 1 630 7.2 366 42 18 4.8 16 0.6 100 175 596.3.001 1 720 8.2 372 25 55 5.5 47 0.9 78 286 596.3.004 1 1000 7.2 397 32 144 14.1 94 1.9 92 407 596.3.010 1 780 8.0 415 26 61 9.2 73 1.4 70 318
21
3
0.4
7.7
131 42
770
495
596.6.001 1 760 7.4 384 22 66 7.9 49 0.9 86 319 596.7.012 1 830 7.3 427 37 58 11.9 48 1.2 82 42
10 596.7.013 1 800 7.4 421 21 62 12.1 49 1.0 88 3511 596.8.001 1 770 7.3 427 52 5.7 43 0.9 102 2112 597.3.001 1 680 7.2 366 60 20 6.2 20 1.2 102 2313 597.8.001 2 830 7.1 561 10 20 15.0 16 0.7 119 4414 597.8.002 2 700 7.1 470 16 2.6 14 0.4 121 1615 597.8.003 2 740 7.1 476 32 20 2.2 20 1.2 121 2516 598.5.001 2 680 7.0 439 8 26 5.7 19 123 1217 605.4.003 4 840 7.1 458 30 61 7.9 58 1.2 113 2518 605.4.004 4 1350 7.1 476 47 160 41.8 153 2.8 151 1519 605.4.006 4 760 7.5 366 38 59 4.8 48 1.2 94 2420 605.8.002 3 1700 7.1 464 64 285 11.9 190 4.2 134 4721 605.8.003 3 1800 488 68 315 1.8 250 3.6 87 5922 605.8.006 3 1600 7.1 458 46 262 16.7 185 4.6 134 3923 605.8.007 4 1600 7.1 427 62 261 30.8 183 3.0 24 605.8.004 3 1700 7.8 415 49 321 11.9 225 5.3 119 1925 605.3.025 3 940 7.0 525 2 79 12.8 67 1.0 117 3526 605.3.017 3 800 7.2 311 10 82 49.3 58 3.6 111 1227 605.3.022 3 890 7.1 390 19 102 17.2 82 2.8 112 1828 605.4.013 3 890 7.2 409 38 88 17.6 67 1.4 109 3029 605.4.017 3 1850 7.6 439 120 313 26.0 210 3.0 141 5330 605.7.006 3 7.3 329 13 73 27.7 58 2.2 94 1931 605.8.005 3 850 7.3 403 9 87 11.4 67 1.6 105 2532 605.8.006 3 1400 7.2 439 25 223 10.6 165 3.0 107 4533 605.7.005 3 760 7.4 354 17 73 17.6 58 2.0 89 2534 605.7.013 3 990 7.1 451 6 119 14.1 87 1.8 123 2735 605.7.034 3 870 7.1 439 4 83 12.3 67 1.4 111 2436 605.7.007 3 980 7.2 366 30 139 16.5 108 2.6 100 3137 605.3.004 4 880 7.4 500 3 65 14.1 47 1.2 74 5138 606.1.005 4 1200 7.2 470 29 158 10.6 118 2.0 125 3539 606.2.003 4 740 7.2 403 4 50 11.0 28 0.8 125 1340 606.2.002 4 800 7.3 488 1 45 7.5 33 0.8 119 2841 605.8.001 4 1800 7.2 415 135 300 33.4 200 2.4 152 4742 606.6.002 4 930 7.7 403 1 116 14.1 83 1.8 102 2943 606.6.001 4 810 7.2 439 0 60 15.0 41 1.2 102 2944 606.2.006 4 810 7.2 2 45 7.0 33 0.8 117 2845 606.2.011 4 850 7.1 490 3 61 12.3 43 1.4 98 4346 606.1.009 4 980 7.1 490 5 85 40.0 58 1.2 115 4447 606.1.018 4 790 7.2 534 1 30 4.8 24 0.8 121 2548 606.1.020 4 750 7.0 512 0 30 5.0 25 0.8 127 1649 606.5.017 4 1500 7.2 425 70 258 11.0 173 3.6 119 37
-289-
Quadro 7-II
COND pH −3HCO −2
4SO Cl- −3NO Na+ K+ Ca2+ Mg2+
COND 1
pH 0,104 1 −3HCO 0,213 -0,272 1
−24SO 0,650 0,144 -0,222 1
Cl- 0,981 0,172 0,067 0,630 1 −3NO 0,346 -0,144 -0,129 0,175 0,336 1
Na+ 0,974 0,206 0,077 0,615 0,990 0,334 1
K+ 0,822 0,141 -0,090 0,430 0,872 0,421 0,875 1
Ca2+ 0,509 -0,493 0,375 0,297 0,421 0,370 0,389 0,328 1
Mg2+ 0,586 0,140 0,384 0,397 0,536 0,093 0,518 0,287 -0,059 1
O facto de, para este conjunto de dados, não se verificar correlação
negativa, significativa, entre o pH e o ião HCO , pode resultar da falta de
homogeneidade do referido conjunto.
−3
Por outro lado, a correlação existente entre o ião , o ião Ca−3HCO 2+ e o
ião Mg2+, explica-se facilmente, neste caso, em que se trata de águas de
aquiferos carbonatados.
As correlações elevadas que existem entre os iões SO e Cl−24
- com os
iões Ca2+ e Mg2+ sugerem, por um lado, que os sulfatos estão estreitamente
associados aos cloretos, constituindo, em conjunto, a principal causa da
variação composicional das águas, por outro lado que parte do Ca2+ e Mg2+
está associada ao ião SO . −24
Analise-se, em seguida, o significado dos três primeiros factores
(Quadro 7-III) que, por si só, contribuem com 80,3% para a variância total.
-290-
Quadro 7-III FACTOR I FACTOR II FACTOR III
COND 0,956 -0,153 -0,231 pH 0,256 0,813 0,125
−3HCO -0,050 -0,339 -0,890
−24SO 0,722 0,058 0,092
Cl- 0,975 -0,069 -0,114 −3NO 0,418 -0,466 0,377
Na+ 0,972 -0,044 -0,112 K+ 0,876 -0,112 0,136 Ca2+ 0,356 -0,841 -0,103 Mg2+ 0,537 0,245 -0,634
Nas figuras 7.1, 7.2 e 7.3 representam-se os pesos (loadings) de cada
variável nos três primeiros factores.
O factor I, responsável por 48,7% da variância total, indica que a causa
principal da variação química das águas estudadas, está associada à
condutividade e aos iões mais correlacionados com ela (Cl-, , Na−24SO + e K+)
e, dependente, em menor grau, dos iões Ca2+ e Mg2+.
Tal facto não é surpreendente pois trata-se de águas provenientes de
aquíferos carbonatados, onde consequentemente, os iões mais
característicos ( , Ca−3HCO 2+ e Mg2+) e o pH, que com eles se relaciona,
constituem um fundo mais ou menos uniforme.
No factor II (17,9% da variância total) estão representados
fundamentalmente o pH e o ião Ca2+, este com peso negativo. Os iões
e Mg
−3HCO
2+ também estão representados significativamente, embora com
menor peso.
No factor III estão representados, fundamentalmente, os iões HCO e
Mg
−3
2+.
-291-
Fig. 7.1 – Loadings das variáveis no 1º factor.
Fig. 7.2 – Loadings das variáveis no 2º factor.
Fig. 7.3 – Loadings das variáveis no 3º factor.
-292-
Os restantes factores não foram considerados. De facto alguns autores
recomendam como regra prática que se considerem apenas os factores com
valor superior a um, ou seja, aqueles que apresentam variância superior à
das variáveis originais padronizadas (Jöreskog et al., 1976).
Tanto as projecções dos scores das diferentes amostras nos planos
factoriais FI/FII (Fig. 7.4), FI/FIII (Fig. 7.5), como as projecções dos mesmos
scores padronizados (*), num triângulo com vértices Factor I, Factor II, Factor
III (Fig. 7.6) mostra a existência de dois conjuntos bem destacados:
- O conjunto A constituído por amostras de águas das Unidades
Boliqueime-Quarteira e Albufeira-Ribeira de Quarteira (ref. 18, 20, 21, 22, 23,
24, 29, 32, 38, 41 e 49).
- O conjunto B, constituído pelas restantes amostras.
A existência destes dois conjuntos é também evidenciada pelos
histogramas de frequência das amostras ao longo dos três factores (Fig. 7.7
a 7.9), sobretudo ao longo do primeiro.
Parece haver, portanto, uma contaminação importante onde
predominam os iões Cl-, , Na−24SO + e K+, e em menor grau, Ca2+ e Mg2+. De
facto, o conjunto A apresenta valores mais altos para o factor I, onde, como
já se viu, aqueles iões têm mais peso.
Assinale-se que todas as amostras com elevado score para o factor I
provêm de uma região situada entre Boliqueime e Quarteira.
Tendo em conta as associações , Cl-, Na+, K−24SO +, Ca2+ e Mg2+
reveladas pela análise factorial, parece evidente tratar-se de dissolução de
rochas evaporíticas, sobretudo sulfatos e cloretos, ascendidas ao longo de
estrutura diapírica.
No que se refere ao conjunto B é evidente uma relativa
homogeneidade, embora se revelem algumas tendências características de
cada unidade.
* a padronização dos factores obtém-se dividindo os scores pela respectiva comunalidade.
-293-
Fig.
7.4
– P
roje
cção
dos
scores
das
amos
tras
no p
lano
fac
toria
l FI
/FII
. (1)
Uni
dade
Tor
– S
ilves
; (2
)
Uni
dade
Cam
pina
de
Cim
a –
Am
endo
eira
; (3)
Uni
dade
Alb
ufei
ra –
Rib
eira
de
Qua
rteira
; (4)
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira.
-294-
Fig.
7.5
– P
roje
cção
dos
scores
das
amos
tras
no p
lano
fact
oria
l FI/F
III.
(1) U
nida
de T
or –
Silv
es; (
2)
Uni
dade
Cam
pina
de
Cim
a –
Am
endo
eira
; (3
) U
nida
de A
lbuf
eira
– R
ibei
ra d
e Q
uarte
ira;
(4)
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira.
-295-
Fig. 7.6 – Projecção dos scores normalizados das amostras no triângulo com vértices FI, FII, FIII. (1) Unidade Tor – Silves; (2) Unidade Campina de Cima – Amendoeira; (3) Unidade Albufeira – Ribeira de Quarteira; (4) Unidade Boliqueime – Quarteira.
-296-
Fig. 7.7 – Distribuição dos valores dos scores das amostras ao longo do 1º factor.
Fig. 7.8 – Distribuição dos valores dos scores das amostras ao longo do 2º factor.
Fig. 7.9 – Distribuição dos valores dos scores das amostras ao longo do 3º factor.
-297- Como a análise factorial se deve aplicar apenas a conjuntos
homogéneos sujeitos a processos semelhantes (Jöreskog et al., 1976),
aplicou-se a análise em modo R apenas ao conjunto B.
A análise da matriz de correlações deste novo conjunto (Quadro 7-IV),
reforça algumas das observações já formuladas.
Quadro 7-IV
COND 1
pH -0,096 1
Cl-
1
1
-0,675
1
−3HCO 0,314 -0,327 1
−24SO -0,358 0,109 -0,525 1
0,853 0,113 -0,180 -0,209 1
−3NO 0,467 -0,090 -0,194 -0,243 0,495
Na+ 0,817 0,208 -0,193 -0,151 0,969 0,437
K+ 0,520 0,053 -0,410 -0,087 0,721 0,710 0,727 1
Ca2+ 0,119 0,456 -0,356 -0,115 0,032 -0,192 -0,086 1
Mg2+ 0,528 0,132 0,425 -0,024 0,261 0,114 0,245 -0,048 -0,413
Verifica-se que a correlação entre a condutividade e o sulfato baixa
radicalmente, aliás com inversão de sinal, o mesmo se passando em relação
ao cálcio. Este facto indica que uma das origens dos iões Ca2+ e Mg2+,
verosimilmente sob a forma de sulfatos de cálcio e de magnésio, desaparece
neste novo conjunto de amostras. Note-se que na nova matriz a correlação
entre os iões SO e os iões Ca−24
2+ e Mg2+ não é significativa, o que mostra que
existia correlação entre aqueles iões, apenas no conjunto que foi retirado.
Neste novo conjunto evidenciam-se melhor as relações entre as
variáveis. É o que acontece por exemplo com o pH, cuja correlação com os
iões e Ca−3HCO 2+, aumenta, ou com a correlação entre o , o Ca−
3HCO 2+ e o
Mg2+.
-298- A comparação entre os loadings dos factores do conjunto total e do
conjunto B (Fig. 7.10 a 7.12) mostra que no primeiro factor desaparece a
influência dos iões SO , Ca−24
2+ e Mg2+, aumentando, por outro lado, o peso do
ião . No segundo factor a diferença reside apenas no facto do ião SO
passar a ter peso significativo no novo conjunto. No terceiro factor não se
notam diferenças apreciáveis.
−3NO −2
4
A projecção no plano factorial I/II (Fig. 7.13) permite a discriminação
quase completa das águas provenientes das quatro unidades.
As águas da Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira distinguem-se
pelos scores mais elevados em relação ao primeiro factor (todos superiores a
0,018), as águas da Unidade Tor-Silves individualizam-se das outras duas
unidades, sobretudo, ao longo do segundo factor, apresentando scores mais
altos.
A projecção em diagrama triangular, utilizando scores normalizados
dos três primeiros factores, acentua a discriminação (Fig. 7.14). As águas da
Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira aproximam-se mais do vértice do
Factor I (maior mineralização total), as das Unidades Boliqueime-Quarteira e
Campina de Cima-Amendoeira aproximam-se do vértice correspondente ao
Factor III (maior teor em HCO e Mg−3
2+). Tendo em conta o peso das variáveis
nos factores I e II pode-se prever que as projecções binárias Ca2+ contra
condutividade ou Cl- são as que têm maior poder discriminante, pois aquelas
variáveis estão pouco correlacionadas e são as que dominam os factores que
mais contribuem para a variância total (Fig. 7.15).
Os processos que conduzem à diferenciação hidroquimica das águas
estudadas podem ser interpretados a partir da análise factorial. O factor mais
importante de diferenciação relaciona-se claramente com processos
secundários de aquisição de sais, sobretudo, cloretos de sódio e de potássio
(factor I).
Estes sais podem ter origem na lexiviação de evaporitos, lavagem de
terrenos marinhos relativamente recentes ou em contaminações com águas
do mar infiltradas em terrenos submersos durante as últimas transgressões.
O fluxo natural, para Sul, na Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira e
na Unidade Boliqueime-Quarteira, e para Oeste na Unidade Tor-Silves levaria
-299-
Fig. 7.10 – Loadings das variáveis no 1º factor.
Fig. 7.11 – Loadings das variáveis no 2º factor.
Fig. 7.12 – Loadings das variáveis no 3º factor.
-300-
Fig.
7.1
3 –
Proj
ecçã
o do
s scores
das
am
ostra
s no
pla
no f
acto
rial F
I/FII
. (1)
Uni
dade
Tor
–
Silv
es;
(2)
Uni
dade
Cam
pina
de
Cim
a –
Am
endo
eira
; (3
) U
nida
de A
lbuf
eira
– R
ibei
ra d
e
Qua
rteira
; (4)
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira.
-301-
Fig. 7.14 – Projecção dos scores normalizados no triângulo com vértices FI, FII, FIII. (1) Unidade Tor – Silves; (2) Unidade Campina de Cima – Amendoeira; (3) Unidade Albufeira – Ribeira de Quarteira; (4) Unidade Boliqueime – Quarteira.
-302-
Fig.
7.1
5 –R
elaç
ão e
ntre
o i
ão C
l- e o
ião
Ca2+
. (1
) U
nida
de T
or –
Silv
es;
(2)
Uni
dade
Cam
pina
de
Cim
a –
Am
endo
eira
; (3)
Uni
dade
Alb
ufei
ra –
Rib
eira
de
Qua
rteira
; (4)
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira.
-303- à concentração dos sais nessas direcções. A maior concentração de
actividades agrícolas perto do litoral contribui também para o aumento de
concentração dos iões Cl-, Na+, etc. quer por fazerem parte dos fertilizantes
usados quer por serem concentrados no solo devido à irrigação.
O significado dos outros dois factores considerados não é tão claro.
Esse facto pode resultar do conjunto analisado não ser perfeitamente
homogéneo, pois, como se viu anteriormente, há fenómenos locais que fazem
variar o quimismo, o que obscurece a análise e, também, por se ter
englobado, nesta, variáveis que não se adaptam ao modelo factorial. De
facto, a matriz dos resíduos mostra que o nitrato é a variável que possui
maior resíduo, o que significa que a sua distribuição é independente dos
factores considerados.
Apesar das dificuldades expostas julga-se que o factor II se relaciona
com os fenómenos modificadores que afectam o ião Ca2+, (troca iónica) e
com a redução de sulfatos. O facto de os iões e Mg−24SO 2+ estarem
representados significativamente no factor III mas com sinal oposto ao do ião
Ca2+ sugeriu o estudo das relações entre essas variáveis. Tanto a projecção
Ca2+ contra (Fig. 7.16) como a projecção Ca−24SO 2+ contra Mg2+ (Fig. 7.17)
parecem evidenciar uma correlação negativa entre aquelas variáveis. Note-se
que a afirmação se restringe apenas ao conjunto B; no conjunto A verifica-se
correlação positiva facilmente explicável pois a dissolução de evaporitos que,
como se viu, caracteriza este conjunto, fornece, entre outros, iões , Ca−24SO 2+
e Mg2+.
A oposição verificada no conjunto B entre o ião Mg2+ e o ião Ca2+ pode
ter duas origens:
- troca iónica entre o Mg2+ e o Ca2+
- dissolução de dolomite
De facto a dissolução de dolomite traduz-se por uma menor
concentração em Ca2+ pois, por exemplo, a 20ºC e a PCO2 = 10-2 atm. uma
água em equilibrio com a dolomite contém 45,5 mg/l de Ca2+ enquanto que
nas mesmas condições de P e T, dissolvendo calcite até ao equilibrio, ficará
com cerca de 70 mg/l. Portanto, quanto maior for a componente dolomítica de
uma rocha, menos calcite é dissolvida, o que explicaria a referida oposição.
-304-
Fig.
7.1
6 –R
elaç
ão e
ntre
o i
ão S
O42-
e o
ião
Ca2+
. (1)
Uni
dade
Tor
– S
ilves
; (2
) U
nida
de
Cam
pina
de
Cim
a –
Am
endo
eira
; (3)
Uni
dade
Alb
ufei
ra –
Rib
eira
de
Qua
rteira
; (4)
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira.
-305-
Fig.
7.1
7 –R
elaç
ão e
ntre
o i
ão C
a2+ e
o i
ão M
g2+. (
1) U
nida
de T
or –
Silv
es;
(2)
Uni
dade
Cam
pina
de
Cim
a –
Am
endo
eira
; (3)
Uni
dade
Alb
ufei
ra –
Rib
eira
de
Qua
rteira
; (4)
Uni
dade
Bol
ique
ime
– Q
uarte
ira.
-306-
Outra hipótese a considerar é a dissolução sequencial calcite-dolomite
pois esta tem como consequência, como já foi referido no capítulo anterior, o
aumento do teor em Mg2+ e a diminuição em Ca2+.
Em relação à oposição entre o ião Ca2+ e o ião , sobretudo nítida
para teores baixos deste último, não foi possível encontrar uma hipótese que
a explicasse. Resta acrescentar que a referida oposição não se verifica nas
restantes colheitas. Mais significativa é a oposição SO - que se pode
atribuir ao fenómeno da redução de sulfatos. Na verdade, como se viu no
capítulo anterior, essa redução é acompanhada do aumento do ião .
−24SO
−24
−3HCO
−3HCO
O factor III relaciona-se bastante fielmente com o teor de Carbono
inorgânico dissolvido como é evidenciado na figura 7.18. Pode-se afirmar que
este factor reflecte as variações consequentes da espessura e tipo de solo
atravessado durante a infiltração.
O facto do ião Mg2+ estar fortemente representado neste factor, pode
indicar que o mesmo está menos sujeito a fenómenos modificadores e
portanto, mais estreitamente relacionado com os fenómenos de dissolução.
O ião enquadra-se mal na análise anterior, como já foi referido,
pois apresenta um resíduo significativo (baixa comunalidade). E provável
que, incorporando na análise mais factores, o ião referido viesse a estar
representado fortemente num deles. A matriz de correlação mostra que o ião
se associa de forma significativa ao ião K
−3NO
−3NO +. Esta associação sugere que
o aumento do teor daqueles iões esteja relacionado com contaminação por
actividades agrícolas. A projecção do ião contra o ião K−3NO + (Fig. 7.19)
revela por um lado o aumento correlativo das duas variáveis e por outro lado
a independência do conjunto A o que demonstra que neste a origem do
potássio está relacionada com outra causa. Tal não é surpreendente se se
admitir a hipótese, já formulada, da contaminação das águas daquele
conjunto por rochas evaporíticas, nas quais o potássio é elemento comum.
No conjunto B o aumento do teor de potássio está relacionado, tal
como o do nitrato, com a contaminação por actividades agrícolas.
As correlações relativamente elevadas que o teor de NO
linebreack
−3
-307-
apresenta com a condutividade, o teor de Cl- e de Na+ poderão resultar da
maior concentração de actividades agrícolas de regadio na zona da Beira-
Mar.
Fig. 7.18 –Relação entre o Carbono inorgânico dissolvido (CID) e os scores das amostras no 3º factor. (1) Unidade Tor – Silves; (2) Unidade Campina de Cima – Amendoeira; (3) Unidade Albufeira – Ribeira de Quarteira; (4) Unidade Boliqueime – Quarteira.
Fig. 7.19 – Relação entre o ião NO3
- e o ião K+. (1) Unidade Tor – Silves; (2) Unidade Campina de Cima – Amendoeira; (3) Unidade Albufeira – Ribeira de Quarteira; (4) Unidade Boliqueime – Quarteira.
-308- Os objectivos fundamentais da análise factorial modo Q já foram
resumidos anteriormente, assim como a sucessão de operações necessárias
à sua execução.
No Quadro 7-V apresentam-se os três primeiros valores próprios
extraídos da matriz de cosenos C-Teta, bem como a respectiva percentagem
de variância e percentagem acumulada de variância.
QUADRO 7-V
Valores Próprios % % acumulada
1º 37,754 99,35 99,35
2º 0,199 0,52 99,87
3º 0,028 0,07 99,94
Pode verificar-se que só o primeiro valor próprio contribui com 99,35%
de variância total, o que leva a concluir que o conjunto a que se aplicou a
análise factorial modo Q é pouco diversificado, resultando essencialmente
dum tipo de água fundamental. A figura 7.20 representa os scores das
variáveis nos dois primeiros factores.
As projecções dos loadings, já sujeitos à rotação varimax, (Fig. 7.21),
no plano factorial FI/FII, mostra a boa separação entre as unidades que foram
consideradas. As amostras provenientes da Unidade Boliqueime -Quarteira e
da Unidade Campina de Cima-Amendoeira têm maiores loadings no factor I
enquanto que as provenientes da Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira
possuem maiores loadings no factor II.
Interpretando os factores como representando tipos de água
hipotéticos, o mais dissemelhantes possíveis em termos de composição, cuja
mistura conduziria às composições observadas, pode-se considerar as
amostras 14, 36 e 2 como aquelas que mais se aproximam da composição
definida pelos factores I, II e III, respectivamente.
A amostra 2 é a que representa melhor a composição inicial das águas
infiltradas nos aquiferos estudados. A actuação de dois processos
fundamentais, enriquecimento em sais, sobretudo NaCl, e a redução de
sulfatos com o consequente aumento de conduziria aos dois outros
tipos de água.
−3HCO
-309-
Fig. 7.20 – Scores das variáveis no 1º e 2º factores.
Fig. 7.21 –Projecção dos loadings das amostras no plano factorial FI/FII. (1) Unidade Tor – Silves; (2) Unidade Campina de Cima – Amendoeira; (3) Unidade Albufeira – Ribeira de Quarteira; (4) Unidade Boliqueime – Quarteira.
-310- Essas modificações podem ser apreciadas projectando as três
amostras atrás citadas no diagrama de Piper (Fig. 7.22).
Pode-se melhorar a representação factorial efectuando uma rotação
oblíqua. Um dos esquemas mais simples de rotação deste tipo deve-se a
Imbrie (1963).
Neste método efectua-se a rotação dos eixos de forma a que coincidam
com as amostras mais divergentes, no caso presente as amostras já citadas
14, 28 e 2. Começa-se por constituir uma matriz com os loadings dessas
amostras, matriz T. Da multiplicação da matriz dos scores varimax pela
inversa de T obtém-se uma nova matriz de scores [C]:
[C ] = [B ] [T] -1
A figura 7.23 mostra a projecção das amostras no novo plano factorial
FI/FII. Com base na interpretação permitida pela análise factorial pode-se
esboçar um modelo da evolução hidroquimica da água das unidades
estudadas.
Como factores primários pode-se mencionar a composição da água das
chuvas, a composição mineralógica da rocha aquífera e a espessura e
composição do solo atravessado durante a infiltração. Este último factor
constitui a primeira condicionante do teor de CO , e Ca das águas
subterrâneas. A composição transmitida por estes factores não é muito
diversificada pelo que são os factores secundários que exercem maior
influência na diversificação observada.
2+ −3HCO2
Destes os mais importantes são os que levam ao aumento de e
diminuição de , que se atribui à redução de sulfatos e os que conduzem
ao aumento acentuado de mineralizações com enriquecimento sobretudo de
Cl , Na , K , , Mg e Ca . A origem destes iões é múltipla: lexiviação
de rochas evaporíticas; contaminação com sais aprisionados em sedimentos
marinhos ainda não completamente lavados; contaminação com águas do
mar infiltradas durante as últimas transgressões; contaminação com águas do
linebreack
−3HCO
−24SO
−24SO- + + 2+ 2+
-311-
Fig. 7.22 – Projecção no diagrama de Piper das amostras com maiores loadings para cada factor.
Fig. 7.23 –Projecção dos loadings das amostras, após rotação oblíqua, no plano factorial FI/FII. (1) Unidade Tor – Silves; (2) Unidade Campina de Cima – Amendoeira; (3) Unidade Albufeira – Ribeira de Quarteira; (4) Unidade Boliqueime – Quarteira.
-312-
mar por difusão da zona da mistura, em regiões costeiras; contaminação
proveniente de actividades agrícolas, donde resulta o aumento de espécies
que fazem parte da composição de fertilizantes e aumento de outras por
concentração derivada de irrigação.
CAPÍTULO 8
C O N C L U S Õ E S
A região estudada neste trabalho inclui diversas formações,
constituídas essencialmente por calcários e dolomitos, mediana a
intensamente carsificados, o que lhes confere, por vezes, excelentes
propriedades hidráulicas, as quais alternam com espessas séries margosas
que constituem limites impermeáveis.
O conhecimento da geometria, estrutura e morfologia, conduziu à
definição de várias unidades hidrogeológicas.
A Unidade Tor-Silves é a que ocupa maior extensão, cerca de 280 km2,
estendendo-se desde Querença até Estômbar.
As formações aquíferas principais desta unidade são os Cálcários e
Dolomitos da Picavessa (Liássico) e os Calcários do Guilhim (Dogger).
A ocorrência de dobras e de falhas que afectam aquelas formações,
fazendo aflorar as camadas impermeáveis subjacentes, permitiu considerar
várias subunidades.
A caracterização hidráulica baseada em ensaios de caudal mostrou
que os aquíferos apresentam por vezes comportamento típico dos meios com
dupla porosidade e outras vezes o seu comportamento não se afasta
significativamente do que é típico dos meios porosos.
Os valores de transmissividade obtidos, situam-se entre 1200 m2/dia e
1700 m2/dia, e o coeficiente de armazenamento entre 0,5% e 3%.
-314- As águas da Unidade Tor-Silves são todas do tipo bicarbonatado
cálcico, com mineralização total moderada, geralmente a condutividade é
inferior a 750 µS/cm. A sequência aniónica mais frequente é r HCO >rCl−3
-
>r SO e a catiónica rCa−24
2+> rMg2+>rNa+. No entanto, existem regiões onde se
observam sequências distintas daquelas.
A distribuição dos níveis piezométricos mostra que o fluxo se faz
predominantemente para Oeste. O valor do gradiente hidráulico varia entre
cerca de 11,5‰ e 15‰. A presença de gradientes fortes pode ser indicativo
de zonas de permeabilidade mais baixa.
A Unidade Campina de Cima - Amendoeira situa-se a Norte de Loulé. A
formação aquífera principal é constituída pelos Calcários e Dolomitos do
Escarpão (Malm). A recarga faz-se por infiltração difusa e através de
numerosos sumidouros.
Conhecem-se algumas nascentes temporárias e uma permanente; esta
situa-se no contacto da Unidade com rochas impermeáveis da Formação dos
Grés de Silves.
A escassez de pontos de água nesta Unidade não permite caracterizá-
-la em termos de propriedades hidráulicas.
As águas têm mineralização total moderada e são todas do tipo
bicarbonatado cálcico.
A Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira tem como suporte os
calcários miocénicos (Calcários Lumachélicos da Praia da Rocha). Esta
formação assenta, em geral, sobre rochas cretácicas impermeáveis.
A espessura, relativamente uniforme, não parece ultrapassar, em
média, os 80m.
A transmissividade obtida, por ensaios de caudal, tem distribuição do
tipo log-normal, sendo a média de 540 m2/dia.
O estudo das flutuações do nível piezométrico, induzidas pelas marés
oceânicas, mostra que os valores da difusividade aumentam com a distância
ao litoral. Os valores daquele parâmetro, calculados a partir da amplitude das
oscilações, difere acentuadamente dos valores calculados a partir dos
linebreack
-315-
atrazos o que se pensa indicar situação de semiconfinamento. Essa
interpretação coaduna-se bem com o que sabe da geometria do aquifero; é
um aquifero coberto, em grande extensão, por formações detríticas que
podem funcionar como aquitardos.
O estudo das características hidroquímicas das águas desta Unidade,
indica a existência de uma zona central, extensa, com águas de
mineralização total moderada, em que a sequência aniónica é r >
r SO >rCl
−3HCO
−24
- e a sequência catiónica rCa2+>rNa+>rMg2+ ou rCa2+> rMg2+> rNa+;
esta zona é ladeada de outras com mineralização total maior, em que se dá o
enriquecimento em Cl-, SO , Mg−24
2+ e Na+.
A zona com águas de mineralização mais baixa, corresponde a uma
área de recarga importante, o que explica o tipo de fácies presente.
A existência de massas evaporíticas na região a Norte de Montechoro
e perto do troço final da Ribeira de Quarteira, seria a causa do referido
enriquecimento.
Um balanço hídrico aproximado, mostra que esta Unidade recebe
recarga através dos limites. O conhecimento da geologia e da distribuição
dos níveis piezométricos indicam que a recarga se faz a NE (Patã de Baixo)
e, provavelmente, a Leste.
A Unidade Boliqueime - Quarteira ocupa grande extensão, situando--se
entre Ferreiras, Campina de Baixo (Loulé) e Quarteira.
As formações aquíferas são os Calcários e Dolomitos do Escarpão
(Malm) e os Calcários Lumachélicos da Praia da Rocha (Burdigaliano).
A ocorrência de dobras que fazem aflorar a formação margosa
subjacente, leva a considerar várias subunidades.
Os valores de transmissividade, obtidos a partir de ensaios de caudal,
têm uma distribuição aproximadamente log-normal. Os valores da média e da
mediana, 2700 m2/dia e 868 m2/dia, respectivamente, são mais altos do que
os das outras unidades.
O tipo de águas dominante é o bicarbonatado cálcico. A presença de
águas com elevado teor de e baixo teor de SO sugere que nesta
unidade se dá a redução de sulfatos.
−3HCO −2
4
-316-
Tal como na Unidade Albufeira - Ribeira de Quarteira, também aqui se
dá a modificação do tipo de águas fundamental, por enriquecimento em Cl-,
, Na−24SO + e Mg2+ o que leva à existência de zonas caracterizadas por
sequências iónicas distintas da que foi mencionada.
A caracterização hidráulica das diferentes unidades, por meio de
ensaios de caudal ou por estudos da propagação das flutuações de maré,
evidencia uma acentuada heterogeneidade dos aquíferos.
O comportamento hidrodinâmico aproxima-se, nalguns pontos, do
comportamento dos meios porosos, mas noutros mostra características
específicas, típicas dos meios com dupla porosidade.
Esse comportamento, próprio dos aquíferos fissurados, é normalmente
hipertrofiado nos maciços carbonatados, graças aos processos de dissolução
que neles ocorrem.
A dissolução produz o alargamento dos sistemas iniciais de fracturas, o
que conduz a uma organização dos escoamentos, com grau de
hierarquização variável. Sabe-se, por outro lado, que o referido alargamento
não se faz uniformemente mas sim privilegiando certos sistemas. Assim,
outra característica dos meios cársicos é a sua frequente anisotropia.
Embora não se disponha de dados que permitam caracterizar esse
aspecto, pois para isso seria necessário efectuar ensaios de caudal com
observações em, pelo menos, três piezómetros não alinhados, condição essa
que raramente se encontra, ou fazer um estudo estatístico das direcções das
galerias subterrâneas naturais, é possivel prever, com razoável grau de
probabilidade, as direcções de fracturação que serão preferencialmente
alargadas. Tendo em conta os sistemas principais de fracturas, e as
sucessivas tensões a que estiveram sujeitos, pode-se prever que os sistemas
N20 e N140 são os beneficiados pelos referidos processos de carsificação. A
observação dos processos de carsificação superficial apoia esta hipótese.
O balanço hídrico aproximado, ainda que afectado de certas
imprecisões, mostra que a região estudada dispõe de recursos hídricos
relativamente abundantes, por certo muito superiores aos que são
actualmente explorados.
A perda de importantes volumes de água através das nascentes
situadas na extremidade Oeste da Unidade Tor-Silves, mostra que se pode
incrementar a exploração dos recursos hïdricos subterrâneos desta unidade.
-317-
No entanto, a concentração excessiva de captações em certas zonas
conduziu a desiquilíbrios denunciados pela descida continua dos níveis
piezométricos e pela existência de regiões em que esses níveis se situam
abaixo do nível do mar.
O carácter irregular das precipitações e as condições topográficas
existentes na área estudada, tornam difícil a exploração dos recursos
hídricos superficiais. No entanto, poderia ser aproveitada parte desses
recursos, recorrendo à recarga artificial.
Na Unidade Tor-Silves a recarga artificial é possível e facilitada pela
existência de sumidouros com grande capacidade de absorção e de níveis
piezométricos situados muitos metros abaixo da superficie.
Assim, o aproveitamento de parte dos caudais escoados pela Ribeira
de Quarteira, provenientes de bacias situadas a montante de Paderne, seria
possível sem o recurso a obras de elevado custo.
A existência de níveis profundos torna também possível o
aproveitamento de parte das águas superficiais que se perdem por
evaporação nas depressões cársicas, sobretudo na Nave do Barão. Esse
aproveitamento teria, aliás, a vantagem adicional de, mais cedo, permitir a
utilização agrícola dos terrenos alagados.
Nas unidades situadas a Sul a recarga artificial é mais problemática,
dado o afastamento entre as regiões topográfica e geologicamente favoráveis
à implantação de barragens onde se fizesse a retenção temporária das águas
superficiais e os pontos favoráveis à recarga.
Ao seleccionar aqueles pontos ter-se-ia que considerar a existência de
um eixo de drenagem subterrânea importante (Olhos de Água) e o facto da
Ribeira de Quarteíra ser efluente no seu troço final.
B I B L I O G R A F I A
ALMEIDA, C. (1979) - Programas para calculadora de bolso com aplicações em hidrogeologia, Bol. Museu e Lab. Min. e Geol. da Fac. Ciências de Lisboa, vol. 16(1), p. 101-122. ALMEIDA, C. (1979) - Inventário de grutas do Algarve. Relatório inédito integrado no estudo da Conservação do Ambiente Geológico do Algarve.
ALMEIDA., C. (1981) - Aplicação do cálculo automático à interpretação de ensaios de bombeamento. II Encontro Nacional de Geociências, resumos das comunicações, Coimbra. ALMEIDA, C. (1982) - Hidrogeoquímica dos maciços carbonatados do Algarve, V Semana de geoquímica, resumos das comunicações, Aveiro. ALMEIDA, C. (1983) - Programa para Tratamento estatístico de estruturas lineares. 1° Congresso Nacional de Geologia, Resumos de comunicações, Aveiro.
ALMEIDA, C. e CARVALHO, A.M.G. (1983) - Caracterização de uma Formação Paleozóica "Pós-Tectónica'' do Algarve, Bol. Soc. Geol. de Portugal (em impressão). ALMEIDA, C. e ROMARIZ, C. (1981) - Notícia Explicativa do Mapa de Densidade de Drenagem do Algarve na escala 1:100 000. Relatório inédito integrado no estudo da conservação do Ambiente geológico do Algarve. ALMEIDA, C. e ROMARIZ, C. (1984) - Aspectos quantitativos da Drenagem Superficial do Algarve (em publicação). ALMEIDA, C. e SILVA, M.L. (1983) - Novas observações sobre o efeito de maré em aquíferos costeiros do Algarve (em publicação).
-319-
AMERICAN PUBLIC HEALTH ASSOCIATION (1980) - Standard Methods for the Examination of Water and Wastewater, 15th ed.
ANTUNES, M.T. (1979) - Vertebrados Miocénicos de Olhos de Água, interesse estratigráfico. Bol. Museu e Lab. Min. e Geol. da Fac. Ciências de Lisboa, vol. 16, p. 343-352. ANTUNES, M.T., BIZON, G., NASCIMENTO, A., PAIS, J. (1981) - Nouvelles données sur la datation des dépôts miocènes de l'Algarve (Portugal), et l'évolution géologique regionale. Ciências da Terra, vol. 6, p.153-168, fig. 1-2. ARMIJO, R., BENKHELIL, J., BOUSQUET, J.C., ESTEVEZ, A., GUIRAUD, R., MONTENAT, C., PAVILLON, M.J., PHILIP, H., SANZ DE GALDEANO, C. e VIGUIER., C. (1977) - Les résultats de l'analyse structurale en Espagne (Tortonien à Quaternaire). Bull. Soc. Géol. Fr., (7), XIX, 3, p. 591-594. ARTHAUD, F. & MATT, P. (1975) - Les Decrochements tardi-Hercyniens du sud-ouest de l'Europe. Géometrie et essai de Reconstitution des conditions de la deformation. Tectonophysics, vol. 25 p. 139-171. BAKALOWICZ, M. (1977) - Relations entre la Dynamique des eaux du Karst et les processus de Karstification, Proc. 7th Int. Speleol. Cong., Sheffield, p. 10-12. BAKALOWICZ, M. (1979) - Contribution de la Géochimie des eaux a la connaissance de l'aquifère Karstique et de la Karstification, Lab. Sout. du C.N.R.S., Moulis, p. 269. BAPTISTA, R. (1979) - Contribuição para o estudo Hidrogeológico do Miocénico de Albufeira-Algarve. Relatório de Estágio Científico inédito. Fac. Ciências de Lisboa. BARENBLATT, ZHELTOV, KOCHINA (1960) - Basic concepts in the theory of Seepage of Homogeneous Liquids in Fissured Rocks. Journ. of Applied Math. Mech. vol. 24(5), p. 1284-1303. BERTHOU, P.-Y., CORREIA, F., PRATES, S., TAUGOURDEAU, J. (1983) - Essai de Synthèse du Crétacé de l'Algarve: Biostratigraphie, Paléogéographie, Sédimentation Argileuse, Bull D' Inf. des Geol. du Bassin de Paris, Vol. 20(2), p. 3-24.
-320- BLANEY, H.F. (1959) - Monthly Consumptive use requirements for Irrigated Crops, Proc. Am. Soc. Civil Eng., J. Irrig. and Drain. Div., vol. 85(IR1), p.1-12. BÖGLI, A. (1964) - Corrosion par mélange des eaux, Int. J. Speleol., vol. 1(1-2), p. 61-70. BONNET, C. (1850) - Algarve (Portugal). Description géographique et géologique de cette province. Acad. Royale Sciences Lisbonne, p. 186. BOSCH, A.P. (1975) - Estudio Hidrogeológico de Sierra Grossa, Provincia de Valencia, V Jornadas Minero-Metalurgicas, T. III, p. 25-35. Bilbao. BOULTON, N. S. (1954) - Unsteady radial flow to a pumped well in an unconfined formation. Proceeding of the Inst. of Civil Eng., vol. 3, part. III, p.564-579. London. BOULTON, N.S. & STRELTSOVA, T.D. (1977) - Unsteady flow to a pumped well in a fissured waterbearing formation, Journal of Hydrology, vol. 35, p. 257-269. BOUSSINESQ, J. (1877) - Essai sur la théorie des eaux courantes. Mémoires présentés par divers savants à l'Académie des sciences. Imprimerie Nationale, p. 252. Paris. BURDON, J.D. (1961) - Methods of Investigating the Ground Water Resources of the Parnassos-Ghiona Limestones. I.A.S.H. Athens Meeting, Publ. 57, p. 143-159. BURDON, J.D. (1965) - Hydrogeology of some Karstic areas of Greece, Actas do Colóquio de Dubrovnik sobre Hidrologia das rochas fissuradas, I.A.S.H., Unesco, vol. 73, p. 308-317. BURGER, A. (1975) - Chimisme des roches et de l'eau Karstiques, Hidrology of Karstic Terrains, Intern. Union Geol. Sci., A.I.H., B3, p. 79-89. CABRAL, J. (1979) - Contribuição para o Estudo Hidrogeológico do Miocénico de Albufeira-Algarve. Relatório de Estágio Cientifico inédito. Fac. Ciências de Lisboa. CARVALHO, A.M.G. e PRATES, S. (1983) - Sobre a ocorrência de Caliços no Algarve, 1º Congresso de Geologia, Resumos das comunicações. Aveiro.
-321-
CASTANY, G. (1967) - Traité pratique des eaux souterraines. Ed. Dunod, p. 657. Paris. CASTANY, G. (1975) - Prospección y Explotación de las Aguas Subterráneas, Ed. Omega . Barcelona. CASTANY, G. & NIKITIN, M.R. (1979) - Evaluation Regionale des Ressources en eau souterraine, Méthodes d'évaluation des Ressources en eau souterraine, Association Internationale des Hydrogeologues, Compte-Rendus du Congrés de Vilnius, URSS, Mémoires, T. XV. CATALÁN LAFUENTE, J. (1981) - Quimica del Agua. Ed. Blume, p. 355. Madrid. CAZENOVE, E. (1971) - Ondes Phréatiques Sinusoïdales. La Houille Blanche, n° 7. CHEMIN, J., DROGUE, C., GUILBOT, A. (1974)- Application d'un modéle mathématique conceptuel au calcul du bilan hydrique d'un aquifère calcaire (Bassin Témoin de Saugras). C.R. Acad. Sc. Paris, t. 279, série D, p. 1241-1243. CHOFFAT, P. (1887) - Recherches sur les terrains secondaires au Sud du Sado. Com. Comissão Trab. Geol. Portugal, t. I, fasc. II, p. 222-312, fig. 4. Lisboa. CHOFFAT, P. (1950) - Géologie du Cénozoïque du Portugal, Com. Serv. Geol. Portugal, t XXX, p. 9-182. Lisboa. CORREIA, F., PRATES, S., BERTHOU, P.Y. (1982) - Recherches sur la Biostratigraphie et la Sédimentologie du Crétacé de l'Algarve Oriental (Portugal), Cuadernos de Geologia Ibérica. COSTA, F.E. (1983) - Hidrogeologia do Lias-Dogger a oriente do Rio Arade, Com. Serv. Geol. Portugal, t. 69, fasc. 1, p. 107-145. COUTAGNE, A. (1954) - Quelques considérations sur le pouvoir évaporant de l'atmosphère, le déficit d'écoulement effectif et le déficit d'écoulement maximum, La Houille Blanche, p. 360-369. CRIDDLE, W.D. (1958) - Methods of computing consumptive use of water, Proc. Am. Soc. Civil Eng., J. Irrigation and Drainage Div., vol. 84(IR 1), p. 1-27.
-322-
CRISPIM (1982) - Morfologia Cársica do Algarve, Estágio Cientifico, Dep. Geol. da Fac. Ciências de Lisboa CUSTODIO, E. (1967) - Études Hidrogéochimiques dans le Delta du Llobregat, Barcelona (Espagne), Simposio de Berna, IASH, p. 135-155. Bruxelas CUSTODIO, E., y LLAMAS, M.R. (1976) - Hidrología subterránea, Edit. Omega, 2t., p. 2359. Barcelona. DAVIS, J.C. (1973) - Statistics and data analysis in Geology, Wiley, N. Iorque. DEWEY, J.F., PITMAN III, W.C., RYAN, W.B.F., BONNIN, J. (1973) - Plate Tectonics and the evolution of the Alpine System, Geol. Soc. of America Bull, vol. 84, p. 3137-3180. DROGUE, C. (1971) - Coefficient d'infiltration ou infiltration efficace, sur les roches calcaires, Actes du Colloque d'Hydrologie en pays calcaire, Annales Scientifiques de I'Université de Besançon, fasc. 15, 3e série, Géologie. Besançon. DROGUE, C. (1982) - L'aquifère karstique: Un domaine perméable original, Le Courrier du CNRS, vol. 44, p.18-23. DROGUE, C., MAS, G., GRILLOT, J.C., LLORIA, C. & GUERIN, R. (1975) - Utilisation du filtrage optique pour l'étude de la fracturation des roches carbonatées en hydrogéologie, Rev. Géogr. Phys. Géol. Dynam., vol. XVII, fasc. 1, p. 39-44, 5 fig. FEIO, M. (1951) - A evolução do relevo do Baixo Alentejo e Algarve, Com. Serv. Geol. Portugal, t. XXXII(2), p. 303-481, fig. 1-42, est. I-XXII, 1 mapa morfol. Lisboa. FERREIRA, O.V. (1951) - Os Pectnídeos do Miocénico do Algarve, Com. Serv. Geol. Portugal, t. XXXII(1), p. 153-180, 3 quadros, 11 est. Lisboa.
FERRIS, J.G. (1951) - Cyclic flutuations of water level as a basis for determining aquifer transmissibility, Ass. Int. Hydrol. Sci, Ass. Gen. Bruxelas, tII,148 p. FORKASIEWICZ, J. & PALOC, H. (1965) - Le Régime de tarissement de la Foux de la Vis, étude preliminaire; Commune de Vissec: Gard, Actas do Colóquio de Dubrovnik sobre hidrologia de rochas fissuradas, 1, p. 213-226.
-323-
FREEZE, R.A. & CHERRY, J. (1979) - Groundwater, Prentice-Hall, Inc., p. 604. Londres. GARRELS, R.M., & CHRIST, C.L. (1965) - Solutions, Minerals, and Equilibria, Harper and Row, p. 450. Nova Iorque. GARRELS, R.M. & THOMPSON, M.E. (1962) - A Chemical model for sea water at 25ºC and one atmosfere total pressure, Am. Jour. of Science, vol. 260, p. 57-66. GEIRNAERT, W., van BEERS, P.H., DE VRIES, J.J., HOOGEVEN, H. (1982) - A geo-electric survey of the miocene aquifer between Quarteira and Olhão, Algarve (Portugal), III Semana de Hidrogeologia, Fac. Ciências Lisboa, p. 143-153. GOUVEIA, A.M. (1938) - Algarve, Aspectos fisiográficos, Ed. autor, 161 p., est. 11, 1 esboço geol., fig. 4. Lisboa. GREENGARTEN, A.C. & WITHERSPOON, P.A. (1972) - A method of analyzing pump test data from fractured aquifers. Sym. Percolation trough fissured rocks, Stuttgart. Int. Soc. Rock Mechanics, Int. Ass. Eng. Geology, t. 3-B, p. 9. GREGORY, K.J. & WALLING, D.E. (1976) - Drainage Basin form and process, a geomorphological approach, Edward Arnold (publishers) Ltd., Londres. GRILLOT, J.C. (1981) - A propos des inversions locales de contrainte en tectonique: indices, conséquences sur les déformations, probleme de leur signification mécanique (exemple de l'Algarve, Portugal), C.R. Acad. Sci., t. 292, Sér. II, p. 629-632, fig. 3. Paris. GRILLOT, J.C. & ALMEIDA, C. (1982) - Tectonique cassante posthercynienne dans l'Algarve (sud du Portugal). Incidence sur l'hydrologie karstique. Rev. Geol. Dynamique et de Géog. Physique, vol. 23, fasc. 2, p. 119-130. Paris. HAGGET, P & CHORLEY, R.J. (1974) - Network Analysis in Geography, Edward Arnold (publishers) Ltd., Londres. HELGESON, H.C. (1969) - Thermodynamics of hydrothermal systems at elevated temperatures and pressures, Am. Journ. of Sci., vol. 267, p. 729-804. HELGESON, H.C., KIRKHAM, D.H., FLOWERS, G.C. (1981) - Theoretical prediction of the thermodynamic behavior of aqueous electrolytes at high pressures and temperatures: IV. Calculations of activity coefficients, osmotic coefficients, and apparent molal and standard and relative partial molal properties to 600ºC and 5kB., Am. Jour. of Sci., vol. 281, p. 1249-1516.
-324- HEM, J.D. (1959) - Study and interpretation of the chemical caracteristics of natural water. U.S. Geol. Survey, water-supply paper n° 1473. HERAK, M. & STRINGFIELD, V.T. (1972) - Karst, important Karst region of the northern hemisphere, Elsevier Pub. Company. HERAS, R. (1976) - Hidrología y recursos hidráulicos. Dirección General de Obras Hidráulicas. Centro de Estudios Hidrográficos, t. 1. Madrid. HERNANDEZ, J.L. & FERNANDEZ-RUBIO, R. (1976) - Estudio hidrologico-estadistico del Alto Rio Darro (Granada), Simpósio Nacional de Hidrogeologia. Valência. HORTON, R.E. (1945) - Erosional development of streams and their drainage Basins: hydrophysical approach to quantitative morphology. Bull. of the Geol. Soc. of America, vol. 56, p. 275-370. HVORSLEV, M.J. (1951) - Time lag and soil permeability in groundwater observations, Corps of Eng., U.S. Army, Waterways Exp. Station, Bull. 36. IMBRIE, J. (1963) - Factor and Vector Analysis programs for analyzing geologic data, U.S. Office of Naval Research, Tech. Rept. 6, 83 p. IMBRIE, J. & van ANDEL, T.H. (1964) - Vector analysis of heavy mineral data. Bull. Geol. Soc. Am., vol. 75, p. 1131-1156. JACOB, C.E. (1947) - Drawdown test to determine effective radius of artesian well, Trans. Am. Soc. Civil Eng., vol. 72, art° 2321, p. 1047. JACOB, C.E. (1950) - Flow of Groundwater. Engineering hydraulics. Ed. Rouse. John Wiley & Sons. Nova Iorque. JAMIER, D. (1975) - Étude de la fissuration, de l'hydrogéologie et de la Géochimie des eaux profondes dans les massifs du Mont Blanc et de l'Arpille. Thèse Doct. Sci., Univ. Neuchâtel, 153p. JANSA, L.F. & WADE, J.A. (1975) - Geology of the continental margin of Nova Scotia and New Foundland, in van der LINDEN, W.J.M. & WADE, J.A., eds., Offshore Geology of Eastern Canada, Canada Geol. Survey paper, vol. 74-30, p. 51-105.
-325- JÖRESKOG, K.G., KLOVAN, J.E., REYMENT, R.A. (1976) - Geological factor analysis, Elsevier Scientific Pub. Comp. JULIVERT, M., FONTBOTE, J., RIBEIRO, A. & CONDE, L. (1974) - Memória Explicativa del Mapa Tectónico de la Peninsula Ibérica y Baleares, Inst. Geol. Min. España. Madrid. KESSLER, H. (1957) - Estimation of Subsurface water resources in Karstic Regions, I.A.S.H. t. II, p. 199-206. Meeting de Toronto. KESSLER, H. (1965) - Water balance investigations in the Karstic Regions of Hungary, Actas do Colóquio de Dubrovnik, A.I.H.S., Unesco, vol. 73, p. 91-105. KIRALY, L. (1973) - Notice explicative de la carte hidrogéologique du Canton de Neuchâtel, Bull. Soc. Neuchâteloise Sc. Nat., suppl. au vol. 96, p. 16, 1 carte. KLOVAN, J.E. (1975) - R- and Q- mode factor analysis, in McCAMMON, R.B. Concepts in Geostatics, Springer-Verlag, p.21-69. LA MOREAUX, P.E. et al. (1970) - Annotated Bibliography of carbonate rocks, Geol. Surv. of Alabama, Bull. 94, part A, 242 p. LANGMUIR, D. (1971) - The Geochemistry of some carbonate ground waters in Central Pennsylvania, Geochim. Cosmochim. Acta, vol. 35, p. 1023-1045. LAUTENSACH, H. (1937) - Portugal auf Grund eigener Reisen und der Literatur. II Teil: Die portugiesischen Landschaften. Petermanns Mitteilungen, Gotha, Ergänzungsheft 230, p. 165, taf. 1-20. LOGAN, J. (1964) - Estimating transmissibility from routine production test of waterwells, Groundwater, vol. 2, nr. 1: 35-37. LOUREIRO, J.M. (1981) - Regime pluviométrico, estimativa dos recursos de águas superficiais, estiagem e anos secos no Algarve, Recursos Hídricos, A. P. R. H., vol. 2(1), p. 47-62. Lisboa.
-326-
MAILLET, O.E. (1905) - Essais d'hydraulique souterraine et fluviale, Herfman, p. 218. Paris. MANSPEIZER, W., PUFFER, J.H., COUSMINER, H.L. (1978) - Separation of Morocco and Eastern North America: A Triassic-Liassic stratigraphic record, Geol. Soc. of America Bull., vol. 89, p. 901-920. MANUPPELLA, G., ROCHA, R.B., MARQUES, B. & RAMALHO, M.M. (1984) - Cartografia Geológica do Algarve. Comunicações apresentadas no 3° Congresso sobre o Algarve, vol. 2, p. 693-704. MAURIN, Y., MARTIN, A., PREVOT, D. (1982) - Portugal 82 - Algarve, Relatório de uma expedição espeleológica a Portugal, Soc. Languedoc. de Speleol. MARQUES, B. (1983) - O Oxfordiano-Kimeridgiano do Algarve Oriental. Tese apresentada à Universidade Nova de Lisboa. MILANOVIC, P. (1981) - Karst hydrogeology, Water Resources Publications, p. 434. MOUGENOT, D., MONTEIRO, J.H., DUPEUBLE, P.A., MALOD, J.A. (1979) - La marge continentale sud-portugaise: Évolution structurale et sédimentaire, Ciências da Terra (U.N.L.), vol. 5, p. 223-246. Lisboa. MUNHÁ, J. (1983) - Low-Grade Regional Metamorphism in the Iberian Pyrite Belt., Com. Serv. Geol. Portugal, t. 69, fasc. 1, p. 3-35.
NAPIAS, J.C. (1963) - Étude hydrogéologique du massif des Arbailles (Basses Pyrenées), Thèse 3e Cycle, Bordeaux, vol. 220, p. 147.
OGDEN, L. (1965) - Estimating transmissibility with one drawdown. Ground Water, vol. 3 (3), p. 51-54. OLIVEIRA, J.T. (1983) - The marine carboniferous of South Portugal: a stratigraphic and sedimentological approach, Mem. Serv. Geol. Portugal, vol. 29, p. 3-37. Lisboa. OLIVEIRA, J.T., HORN, M. & PAPROTH, E. (1979) - Preliminary note on the stratigraphy of the Baixo Alentejo Flysch Group, Carboniferous of Portugal, and on the paleogeographic development compared to corresponding units in Northwest Germany, Com. Serv. Geol. Portugal, t. 65, p. 151-168. Lisboa. PAIS, J. (1982) - O Miocénico do Litoral Sul Português. Ensaio de Síntese. Estudo Complementar para obtenção do grau de Doutor em Geologia pela U.N.L., 47 p., fig. 6. Lisboa.
-327-
PALAIN, C. (1976) - Une série détritique terrigène les "Grès de Silves'': Trias et Lias inférieur du Portugal, Memória n° 25 (Nova Série) dos S.G.P. PAPADOPULOS, I.S. (1965) - Nonsteady flow to a well in an infinite anisotropic aquifer, Actas de Col. de Dubrovnik sobre hidrologia de rochas fissuradas, vol. 1, p. 21-31. PAPADOPULOS, I.S. & COOPER, H.H. Jr. (1967) - Drawdown in a well of large diameter, Water Resources Research, vol. 3, p. 241-244. PARANT, B. (1963) - Reconnaissance géologique de l'Algarve, Relatório interno da C.P.P., p. 1-14, pl. I-IX. PICKNETT, R.G., BRAY, L.G., STENNER, R.D. (1976) - The chemistry of cave waters, in FORD, T.D. & CULLINGFORD, C: (eds.) The Science of Speleology, Acad. Press, 593 p. Londres. PIRES, R.G. (1972) - Aspectos Paleontológicos e Sedimentológicos do Pérmico do Buçaco. Relatório de Estágio Científico inédito. Dep. Geol. da Fac. Ciências de Lisboa. PLUMMER, L.N., PARKHURST, D.L., WIGLEY, T.M.L. (1979) - Critical Review of the Kinetics of Calcite Dissolution and Precipitation, in Chemical Modeling in Aqueous Systems, ED. E. A. JENNE, p. 537-573, Am. Chem. Soc., Washington, D.C. PORTUGAL FERREIRA, M. & MACEDO, C.A.R. (1977) - Actividade basáltica-Pérmico-Liássica no Território Português. Uma achega para a datação. Memórias e Noticias. Publ. Mus. Lab. Min. Geol. Univ. Coimbra, vol. 83, p. 39-52. PRATSCH, J.C. (1958) - Stratigraphisch-tektonishe Untersuchungen im Mesozoikum von Algarve (Südportugal). Beih. zum Geol. Jahr., Hannover, heft 30, 123 p., fig. 14, taf. 2. QUINTELA, A. (1967) - Recursos de Águas Superficiais em Portugal Continental. Lisboa. RAMBERT, B. (1973) - Recherches sur la signification hydrogéologique de la densité du drainage: application à la détermination et à la cartographie de l'écoulement souterrain. B.R.G.M. Dep. Géologie de l'Aménagement, 73-SGN 422 Ame, p. 63.
-328-
RAZACK, M. (1979) - Approche numérique et quantitative de l'étude sur clichés aériens de la fracturation des réservoirs en roches fissurées. Rev. Inst. Fran. Pet., vol. XXXIV (4), p. 547-574. RAZACK, M., DROGUE, C., ROMARIZ, C. et ALMEIDA, C. (1980) - Étude de l'éffet de marée océanique sur un aquifère carbonaté cotier (Miocène de l'Algarve - Portugal), Elsev. Sci. Publ. Company, Journal of Hydrology, vol. 45, p. 57-69. Amsterdam. REY, J. (1983) - Le Crétacé de l'Algarve: Essai de Synthèse. Com. Serv. Geol. Port., t. 69, fasc. 1, p. 87-101. RIBEIRO, A. & ALLIA (1979) - Introduction à la Géologie Génèrale du Portugal. Serv. Geol. de Portugal. Lisboa. RICHÉ, P. (1962) - Note sur le bassin mesozoïque et tertiaire de l'Algarve. Relatório interno da C.P.P., p. 1-10, pl. 3. RIGGINS JR., L.B. (1949) - Relatório Geológico da área de Guilhim, Província do Algarve, Portugal, Relatório interno da C.P.P., 16 p. ROBINSON, R.A. & STOKES, R.H. (1955) - Electrolyte Solutions, Butterworths Scientific Publications, p. 559. Londres. ROCHA, R.B. (1971) - Contribuição para o estudo Geológico da região do Cabo de S. Vicente - Alvor. Bol. Soc. Geol. Portugal, vol. XVII, fasc. II-III, p. 139-168. Lisboa. ROCHA, R.B. (1976) - Estudo Estratigráfico e Paleontológico do Jurássico do Algarve Ocidental. Ciências da Terra (U.N.L.), vol. 2, p. 9-179. Lisboa. ROCHA, R.B. e MARQUES, B. (1979) - Le Jurassique de l'Algarve (Portugal): Esquisse Stratigraphique et Évolution Paléogéographique, Bol. Soc. Geol. de Portugal, vol. XXI, fasc. II-III, p.137-151. Lisboa. ROFAIL, N.E. (1965) - Analysis of pumping test in fractured rocks. Actes Coll. Dubrovnik. A.I.H.S., Unesco, vol. 1, p. 81-88.
-329-
ROMARIZ, C., ALMEIDA, C. & SILVA, M.O. (1979) - Contributions to the Geology of Algarve (Portugal). II-Volcanic Structures in eastern Algarve (Portugal). Bol. Museu e Lab. Min. e Geol. da Fac. Ciências, vol. 16 (1), p. 253-263. Lisboa. ROMARIZ, C., CORREIA, F. & PRATES, S. (1979) - Contributions à la Connaissance de l'Algarve (Portugal). II-Un Nouveaux facies du Miocène. Bol. Museu e Lab. Min. Geol. da Fac. Ciências, vol. 16 (1), p. 265-271. Lisboa. ROMARIZ, C., OLIVEIRA, M., ALMEIDA, C., BAPTISTA, R. & CARDOSO, J. (1979) - Contributions to the Geology of Algarve, Portugal. I-The Miocene Facies of Olhos de Água. Bol. Museu e Lab. Min. e Geol. da Fac. Ciências, Vol. 16 (1), p. 243-251. Lisboa. ROMARIZ, C., SILVA, M.O., ALMEIDA, C. & PALMA, F. (1976) - Episódios vulcano-sedimentares no Algarve (Nota Prévia), Bol. Museu e Lab. Min. e Geol. da Fac. Ciências, vol. 14 (2), p. 373-376. Lisboa. ROQUES, H. (1969) - Problèmes de transfert de masse posés par l'évolution des eaux souterraines, Ann. Spélèol., 27, 1, p. 79-92. SASS, E., MORSE, J.W., MILLERO, F.J. (1983) - Dependence of the values of Calcite and Aragonite Thermodynamics Solubility Products on Ionic Models. Am. Jour. of Science, vol. 283, p. 218-229. SCHOELLER, H. (1948) - Le régime Hydrogéologique des calcaires éocènes du synclinal de Dyr et Kef (Tunisie). Bull. Soc. Géol. France, vol. 18 (5), p. 167-180. SCHOELLER, H. (1962) - Les eaux Souterraines. ED. Masson. Paris. SCHOELLER, H. (1965) - Hydrodinamique dans le Karst (écoulement et emmagasinement). Hydrogéologie des roches fissurées. Simposio de Dubrovnik. A.I.H.S., t. I, p. 3-20. Paris. SILVA, M.O. (1984) - Hidrogeologia do Algarve Oriental. Dissertação para obtenção do grau de Doutor em Geologia pela Faculdade de Ciências da U.N. de Lisboa. SILVA, M.L. & ALMEIDA, C. - Aspectos Hidrogeológicos de Formações Miocénicas do Algarve Litoral, 1° Congresso Nacional de Geologia (em publicação).
-330-
SOKOLOV, A.A. (1969) - Interrelationship between Geomorphological Characteristics of a Drainage Basin and the Stream. Soviet Hydrology, Selected Papers I , p.16-22. STIFF, M.A. (1951) - The interpretation of chemical water analysis by means of patterns. Journ. of Petrol. Tech, vol. 3 (10), p. 15-17. STRAHLER, A.N. (1952) - Hypsometric (Area-Altitude) Analysis of Erosional Topography. Bull. of the Geol. Soc. of America, vol. 63, p. 1117-1142. STRAHLER, A.N. (1964) - Quantitative Geomorphology of Drainage Basins and Channel networks, in Handbook of Applied Hydrology, p. 4-39/4-76. STRELTSOVA, T.D. (1976) - Hydrodynamics of Groundwater flow in fractured formations. Water Resources Research, vol. 12 (3), p. 405-414. STRELTSOVA-ADAMS, T.D. (1978) - Well Hydraulics in Heterogeneous aquifer formations. in Advances in Hydroscience. (ED) Ven te CHOW, vol. II, Academic Press, N.Y. p. 357-423. STUMM, W., & MORGAN, J.J. (1970) - Aquatic Chemistry, John Wiley & Sons, p. 583. Nova Iorque. SWEETING, M.M. (1972) - Karst Landforms, The MacMillan Press Ltd., p.362. Londres. THEIS, C.V. (1935) - The relation between the lowering of the piezometric surface and the rate and duration of discharge of a well using groundwater storage. Am. Geophys. Union Trans, vol. 16, p. 519-524. THIESSEN, A.H. (1911) - Precipitation averages for large areas. Monthly Weather Revue, p. 1082. THORNTHWAITE, C.W. (1948) - An approach toward a national classification of climate. Georg. Review, vol 38 (1), p. 55-94. THRAILKILL, J. (1968) - Chemical and Hydrologic factors in the excavation of Limestone Caves, Geol. Soc. of America Bull., vol. 79, p. 19-45.
-331-
THRAILKILL, J. (1977) - Relative Solubilities of Limestone and Dolomite: Karst Hydrogeology, Proceedings of the twelfth Int. Congress, I.A.H., Mem. V.XII, p. 491-500. Alabama. TIXERONT, J. & BERKALOFF, E. (1948) - Note sur la percolation profonde des précipitations d'eau dans les massifs calcaires de Tunisie, A.I.H.S., p. 31-39. Oslo. TRUESDELL, A. & JONES, B.F. (1974) - WATEQ, a computer program for calculating chemical equilibria of a natural waters, U.S. Geol. Survey Jour. Research, vol. 2, p. 233-248. TURC, L. (1955) - Le bilan d'eau des sols: relations entre les précipitations, l'évaporation et l'écoulement. Ann. Agron. (1954), p. 491-495; 1955, p. 5-131. van der KAMP, G.S.J.P. (1973) - Periodic flow of groundwater. Ed. Rodopi N.V., p. 121. Amsterdão. van HOUTEN, F.B. (1976) - Late variscan non marine deposits, Northwestern Africa: implications for pre-drift North Atlantic reconstrution. Amer. Journ. Sci, vol. 276, p. 671-693. van HOUTEN, F.B. (1977) - Triassic-Liassic Deposits of Marocco and Eastern North America: comparison, The Am. Ass. of Pet. Geologists Bull, vol. 61 (1), p. 79-99. VICTOR, L.A.M. e MARTINS (1978) - Estudo das anomalias gravimétricas nas regiões de Moncarapacho e Campina de Faro. Publicação n° 15 do Inst. Geof. Infante D. Luis. VILIMONOVIC, J. (1965) - A contribution to the study of groundwater intake recharge in Karst, Act. Col. Dubrovnik, A.I.H.S., Unesco, p. 482-499. WHITE, D.E. (1965) - Saline Waters of sedimentary rocks, Am. Assoc. Petroleum Geol. Mem, vol. 4, p. 342-366.
-332-
SIGNIFICADO DOS SÍMBOLOS UTILIZADOS NO CAPITULO 5
∇ ador de Laplac2 Oper e: 2
2
2
2
yx ∂∂
+∂∂
D Difusividade hidráulica: D=T/S
h Nível piezométrico h' Nível piezométrico no meio poroso (blocos) h' Nível piezométrico no aquitardo S Coeficiente de armazenamento S* Coeficiente de armazenamento das macrofracturas T Transmissividade
B Espessura do aquífero
B B = T/p
B' Espessura do aquitardo K Condutividade hidráulica do aquífero K' Condutividade hidráulica do aquitardo K1 Condutividade hidráulica máxima K2 Condutividade hidráulica mínima x1 Eixo maior de anisotropia x2 Eixo menor de anisotropia
r 2
1222
1 KKxxr ⋅
+=
µ µ = 12 /KK
ρ ρ = x2 / 12 /KK
ρ Parâmetro caracteriz
ρ2 – 1/ρ2 = 20 /x
ε ε = p/S p p = T/B2
η η = S/S* + 1
ν ν = 1/η-η
distância radial desde o local de extracção até ao
piezómetro no plano horizontal transformado ρ, x1
ando a intensidade de drenância:
2λ
-333-
θ θ = 2(r/B)4tε
Q Caudal t Tempo x Distância ao litoral
τ Tempo adimensional: τ = 2πt / t0 t0 Período da maré X Distância adimensional: X = x / x0
x0 x0 = /SπTt 0
∆h Variação do nível piezométrico em relação ao nível médio
∆h0 Semiamplitude da oscilação no piezómetro
∆H0 Semiamplitude da maré
λ Factor de drenância: λ = /K'KBB'