GEOFÍSICA

3.2.1 Método Geofísico

Os métodos geofísicos na exploração de águas subterrâneas têm vantagens distintas. Eles podem fornecer dados quantitativos referentes a propriedades hidrogeológicas e da geometria e profundidade de aquíferos, qualidade da água subterrânea, a água doce / água salgada, e delineação de feições estruturais e tectônicas o que controla o movimento das águas subterrâneas, e mesmo na delimitação de plumas de poluentes e fornecer orientações para a construção do poço adequado após a perfuração (UNESCO, 2011).

Métodos de resistividade elétrica foram desenvolvidos no início de 1900, mas tornaram-se mais amplamente utilizado desde os anos 1970, devido principalmente à disponibilidade de computadores para processar e analisar os dados (REYNOLDS, 1997).

3.2.2 Fundamentos Teóricos

Pertencente ao grupo dos métodos geoelétricos, a eletrorresistividade, é um método geofísico cujo princípio está baseado no estudo do potencial elétrico tanto dos campos elétricos naturais, existentes na crosta terrestre, como dos campos artificialmente provocados. Assim, a partir de medições do potencial elétrico na superfície pode-se determinar a distribuição de valores de resistividade em uma seção geológica, a existência de corpos minerais e o reconhecimento de estruturas geológicas (BHATTACHARYA; PATRA, 1968; TELFORD et al., 1990).

A resistividade é uma medida da dificuldade que a corrente elétrica encontra na passagem em um determinado material. A resistividade é designada por (ρ), dada em ohm.m e a condutividade (σ), dada em S/m, sendo a relação entre elas ρ = 1/σ.

A resistividade elétrica das rochas e minerais (Tabela 2) é uma propriedade influenciada pelos seguintes fatores (IAKUBOVSKII, LIAJOV, 1980 apud BRAGA, 2007):

 Resistividade dos minerais que formam a parte sólida da rocha;  Resistividade dos líquidos e gases que preenchem seus poros;  Umidade e porosidade da rocha;

 Processos que ocorrem no contato dos líquidos contidos nos poros e a estrutura mineral, tais como: processo de adsorção de íons na superfície do esqueleto mineral, diminuindo a resistividade total destas rochas.

Tabela 2 - Resistividade de alguns materiais geológicos.

Material Resistividade ( m) Granito 3 x 10² – 10⁶ Basalto 10 – 1,3 x 10⁷ Gabro 10³ - 10⁶ Arenito 1 – 7,4 x 10⁸ Conglomerados 2 x 10³ - 10⁴ Calcário 5 x 10 - 10⁷ Argilas 1 – 10² Aluviões e areias 10 – 8 x 10²

Água subterrânea doce 10 - 100

Água do mar 0,2 Quartzo 3 x 10² - 10⁶ Magnetita 5 x 10^-5 – 5,7 x 10³ Limonita 10³ - 10⁷ Hematita 3,5 x 10^-³ - 10⁷ Xisto (Grafite) 10 – 10²

Xisto (Calcário e mica) 20 - 10⁴

Pirita 2,9 x 10^-5 – 1,5

Fonte: REYNOLDS, 1997.

A resistividade é dada pela Lei de Ohm:

(19)

Onde:

ρ = resistividade elétrica (ohm.m); R = resistência elétrica (ohms); L = comprimento (m); e

S = a seção transversal do condutor (m²).

No método de eletrorresistividade existem três tipos principais de técnicas de levantamento de campo: caminhamentos, perfilagens e sondagens, dentre as quais existem uma grande variedade de configurações dos eletrodos. As sondagens elétricas verticais são

aplicadas quando se deseja informações pontuais, observando a variação da resistividade em profundidade.

3.2.3 Técnica de Aquisição de Dados

3.2.3.1 Sondagens Elétricas Verticais - SEVs

A técnica de Sondagem Elétrica Vertical (SEV) consiste na investigação da variação da resistividade em profundidade das unidades geológicas, permite determinar a espessura e a profundidade das camadas das unidades hidrogeológicas como visto em vários trabalhos (KOBAYASHI, RIJO, 1980; PORSANI et al., 1980; DAVINO, 1982; CARRASQUILLA, PORSANI, TAVARES, 1990; CUTRIM, FACHIN, 2004; SACASA, 2004; CUTRIM, REBOUÇAS, 2005; CUTRIM et al. 2007; SHIRAIWA, et al., 2010; OLIVA, KIANG, SEIXA, 2010; CUTRIM, SHIRAIWA, 2011; LIMA, SANTOS, 2011).

Existem diversos tipos de arranjos para o desenvolvimento da técnica da SEV: Arranjo Schlumberger e Arranjo Wenner. Neste trabalho utilizou-se o arranjo Schlumberger.

3.2.3.1.1 Arranjo Schlumberger

De acordo com Braga (2007), o arranjo Schlumberger está menos sujeito as variações laterais de resistividade, irregularidades na superfície topográfica e ruídos, com isto as leituras do campo apresentam maior precisão, resultando numa interpretação mais próxima da realidade.

Para um meio heterogêneo definimos uma quantidade , conhecida como a resistividade aparente (ρa). A resistividade aparente depende da geometria e resistividades dos elementos que constituem o meio geológico investigado (BHATTACHARYA; PATRA, 1968).

Figura 10 - Arranjo Schlumberger. A e B – eletrodos de corrente. M e N eletrodos de potencial. V – voltímetro e

I amperímetro. As linhas tracejadas indicam as linhas de corrente elétrica e as linhas contínuas as equipotenciais (modificado de Braga, 2007).

São cravados quatro eletrodos metálicos em linha reta na superfície do terreno, simétricos em relação ao centro do arranjo. Pelos dois eletrodos de corrente A e B injeta-se uma corrente (I) e mede-se a diferença de potencial ( V) gerada entre os dois eletrodos de potencial centrais M e N. Os eletrodos A e B são afastados em sentidos opostos mantendo a mesma distância em relação ao centro do arranjo. Com as medidas obtidas de corrente (I) e de diferença de potencial ( V) calcula-se a resistividade aparente (ρa), usando as seguintes equações (BHATTACHARYA; PATRA, 1968):

(1)

(2)

( ) ( ) ( ) ( ) (3) Onde:

K = fator geométrico (m);

ρa = resistividade aparente (ohm. m);

V = diferença de potencial (mV); I = corrente (A); e

AM, BM, NA, BN = distância entre eletrodos (m).

O centro do arranjo permanece fixo. Varia-se apenas a posição dos eletrodos A e B. Como a corrente flui de modo radial, à medida que se aumenta a distância entre os eletrodos A e B aumenta-se a profundidade de investigação.

Deve-se tomar cuidado ao dispor os eletrodos A e M sempre do mesmo lado e estar atento para que a distância MN seja menor que a distância AB/5 (TELFORD et al., 1990):

(23) Alguns autores identificaram através de experimentos em laboratório e campo a profundidade teórica de investigação versus a configuração eletródica para o arranjo de Schlumberger, para conhecer a separação entre eletrodos de corrente (Tabela 3).

Tabela 3 – Profundidade teórica de investigação segundo alguns autores.

Autores Profundidade de investigação

Roy & Apparao (1971) 0,125 L

Barker (1989) 0,190 L

Telford et al (1990) 0,167 L

L = separação entre os eletrodos de corrente.

Os dados produzidos pelas SEVs, espessura e profundidade ao topo das unidades geológicas, irão subsidiar os estudos hidrogeológicos. As reservas de águas de um aquífero são diretamente proporcionais a sua espessura como apresentados em estudos (FETTER, 2002; CUSTÓDIO, LLAMAS, 1976; COSTA, 1998; CUTRIM, FACHIN, 2004; SACASA et al., 2004; CUTRIM, REBOUÇAS, 2005; CUTRIM et al., 2007; OLIVA, KIANG, SEIXAS, 2010; SHIRAIWA et al., 2010; CUTRIM, SHIRAIWA, 2011) e a profundidade ao topo de um aquífero é um dos parâmetros utilizados em estudo de vulnerabilidade a contaminação de aquíferos, devido sua influência no tempo de trânsito dos contaminantes, determina a profundidade do material por meio do qual um contaminante deve percorrer antes de atingir o aquífero (FOSTER et al., 2002; ALLER et al., 1987).

A espessura e profundidade ao topo de um aquífero são parâmetros utilizados também na elaboração de projeto de construção de poços tubulares profundos (CUSTÓDIO, LLAMAS, 1976; KOBAYASHI, RIJO, 1980; DAVINO, 1982; CARRASQUILLA, PORSANI, TAVARES, 1990; FETTER, 2002; XAVIER, 2004; LOPES, SILVA, CARNEIRO, 2004). Estes parâmetros permitem estimar a profundidade do poço tendo influência direta nos custos de perfuração e na indicação do porte da máquina de perfuração (CUTRIM et al., 2007). Na formulação de modelo hidrogeológico conceitual, estes

parâmetros constituem as dimensões verticais do modelo (ANDERSON, WOESSNER, 1992; RUSHTON, 2003).