O CICLO DA ÁGUA

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BLACK
GEOCIÊNCIAS
www.grupoa.com.br
JOHN GROTZINGER
TOM JORDAN
TERRA
P A R A E N T E N D E R A
SEXTA EDIÇÃO
GROTZINGER
& JORDAN
SEXTA 
EDIÇÃO
PA
RA
 EN
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 TERRA
Desde que Frank Press e Raymond Siever lançaram a 
primeira edição de Para Entender a Terra (1965), este manual 
vem sendo paulatinamente atualizado e hoje se tornou um 
dos mais importantes livros-texto de universidades de vários 
países. Sucessores dos grandes mestres que iniciaram esta 
obra, Tom Jordan e John Grotzinger, dois cientistas de gran-
de envergadura na atualidade, terminam, nesta sexta edição, 
o ciclo de uma grande reestruturação em relação à primeira 
edição.
A introdução de desenhos e esquemas inovadores, a mo-
derna concepção sobre tectônica de placas, a concepção da 
Terra como um sistema interativo e a análise de como a di-
nâmica planetária tem infl uenciado a evolução da vida evi-
denciam a profunda modernização deste livro-texto. O leitor 
é estimulado a fazer e pensar como os geólogos, enten-
dendo como eles adquiriram o conhecimento que possuem, 
como esse conhecimento impacta a vida dos cidadãos e o que 
se pode fazer para melhorar o ambiente da Terra. 
Leitura indicada para os cursos de bacharelado e licen-
ciatura em Geologia, Geografi a, Ciências da Terra, Cli-
matologia, Meteorologia, Ciências do Solo, Agronomia, 
Engenharias, Biologia, Ecologia, Ciências Ambientais 
e afi ns. A obra destina-se também a técnicos e profi ssionais 
que necessitem complementar e atualizar seus conhecimen-
tos gerais fora da área de especialização e ao público em geral 
que se interessa pelos fenômenos da Terra e da natureza.
TERRA
P A R A E N T E N D E R A
SEXTA EDIÇÃO
G ROTZ I NG E R & JOR DAN
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Catalogação na publicação: Natascha Helena Franz Hoppen CRB10/2150
G881e Grotzinger, John.
 Para entender a terra / John Grotzinger, Tom Jordan ; 
 tradução: Iuri Duquia Abreu ; revisão técnica: Rualdo 
 Menegat. – 6. ed. – Porto Alegre : Bookman, 2013.
 xxx, 738 p. : il. color. ; 28 cm.
 Tradução da 4. ed. de Rualdo Menegat, Paulo César 
 Dávila Fernandes, Luís Aberto Dávila Fernandes, Carla 
 Cristine Porcher.
 ISBN 978-85-65837-77-4
 1. Geociências. 2. Geologia. I. Jordan, Tom. II. Título.
CDU 55
Tradutores da 4ª edição
Rualdo Menegat
Professor do Instituto de Geociências/UFRGS
Paulo César Dávila Fernandes
Professor da Universidade do Estado da Bahia
Luís Aberto Dávila Fernandes
Professor do Instituto de Geociências/UFRGS
Carla Cristine Porcher
Professora do Instituto de Geociências/UFRGS
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O Ciclo Hidrológico e a 
Água Subterrânea
O ciclo geológico da água � 476
A hidrologia e o clima � 478
A hidrologia da água subterrânea � 483
A erosão pela água subterrânea � 493
A qualidade da água � 495
A água nas profundezas da crosta � 498
No poema “A Balada do Velho Marinheiro”, de Samuel Taylor Coleridge, há os se-
guintes versos: “Água, água, em todos os lugares, E nem uma gota para beber”. 
Cerca de 71% da superfície terrestre são cobertos de água, mas apenas uma 
fração dessa água está disponível para consumo humano. Os humanos não podem so-
breviver mais do que poucos dias sem água. Entretanto, o volume de água consumido 
pela sociedade moderna ultrapassa em muito o que precisamos para a mera sobrevi-
vência física. Imensas quantidades de água são utilizadas na indústria, na agricultura e 
para necessidades urbanas, como sistemas de esgoto. A hidrogeologia está se tornando 
importante para todos nós à medida que há um aumento da demanda de um estoque 
limitado de água.
Nos dois capítulos anteriores, vimos que a água é essencial a uma ampla variedade 
de processos geológicos. Vimos, no Capítulo 15, que a troca de água entre os oceanos e a 
atmosfera forma uma ligação crucial no sistema do clima da Terra; os cientistas do clima 
hoje reconhecem que o entendimento do ciclo da água é um dos passos mais importan-
tes na previsão meteorológica. No Capítulo 16, vimos que a água também é importante 
no intemperismo e na erosão, como solvente dos minerais das rochas e do solo e como 
um agente de transporte que carrega para longe materiais dissolvidos e alterados. O 
ciclo hidrológico relaciona todos esses processos. Nos Capítulos 18 e 20, veremos como 
as correntes e os rios formados por escoamento e pelo gelo glacial da criosfera ajudam a 
modelar as paisagens dos continentes. Este capítulo tem como foco a água que se infiltra 
na crosta terrestre para formar imensos reservatórios subterrâneos.
17
Conhecido na Venezuela como Salto del Ángel1, a cascata salta de 978 m de altura a partir de Auyun Tepui, 
um plano de uma mesa composta por arenitos. As cascatas levam esse nome em homenagem a Jimmy 
Angel, que caiu com seu avião no topo do Tepui na década de 1930. [Robert Hildebrand]
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O ciclo geológico da água
Com que taxa podemos bombear água de reservatórios 
subterrâneos sem esgotá-los? Quais serão os efeitos da 
mudança climática sobre o suprimento de água? A toma-
da de decisão inteligente sobre a conservação e gestão 
dos recursos hídricos exige conhecimento sobre como a 
água se move acima, sobre e sob a superfície terrestre e 
sobre como esse fluxo responde a mudanças naturais e 
modificações humanas. Esse campo de estudo é conheci-
do como hidrologia.
Os fluxos e os reservatórios
Podemos ver a água nos lagos, oceanos e calotas de gelo 
polar, assim como vê-la fluindo na superfície terrestre 
em correntes e geleiras. Mas é mais difícil observar as 
imensas quantidades de água armazenadas na atmos-
fera e no subsolo e os mecanismos pelos quais ela flui 
para esses locais de armazenamento e depois sai deles. 
Quando a água evapora, ela desaparece na atmosfe-
ra como vapor. Quando a água da chuva infiltra-se no 
subsolo, torna-se subterrânea – a massa de água arma-
zenada sob a superfície terrestre. Como os organismos 
usam água, pequenas quantidades dela também são ar-
mazenadas na biosfera.
Cada lugar onde a água é armazenada constitui um 
reservatório. Os principais reservatórios naturais da Terra, 
por ordem de tamanho, são os oceanos, as geleiras e o 
gelo polar, a água subterrânea, os lagos e os rios, a at-
mosfera e a biosfera. A Figura 17.1 mostra a distribuição 
da água nesses reservatórios. Embora a quantidade total 
de água nos rios e lagos seja relativamente pequena em 
comparação com o volume nos oceanos e mesmo de água 
subterrânea, esses reservatórios são importantes para a 
população humana porque contêm água doce ou altas 
concentrações de outros materiais dissolvidos.
Os reservatórios ganham água pelos influxos, como o 
pluvial e o fluvial, e a perdem pelos defluxos, como a eva-
poração e o defluxo fluvial. Se o influxo é igual ao defluxo, 
o tamanho do reservatório permanece constante, mesmo 
quando a água está continuamente entrando e saindo. 
Esses fluxos implicam a permanência, no reservatório, de 
uma dada quantidade de água durante um certo tempo 
médio, chamado de tempo de residência.
Qual é a quantidade de água 
existente na Terra?
A quantidade total de água disponível no mundo é imen-
sa – cerca de 1,4 bilhão de quilômetros cúbicos distribu-
ídos entre os vários reservatórios. Se cobrirmos com esse 
volume o território dos Estados Unidos, todos os 50 Es-
tados ficariam submersos em uma lâmina de água com 
cerca de 145 quilômetros de profundidade. Esse volume é 
constante, embora o fluxo de um reservatório para o outro 
possa variar diariamente, ano a ano ou, até, em períodos 
de séculos. Durante esses intervalos de tempo geologica-
mente curtos, não há ganho ou perda algum de água para 
fora ou para o interior da Terra, nem qualquer perda de 
águada atmosfera para o espaço exterior.
O ciclo hidrológico
A água na superfície terrestre e abaixo dela circula entre 
os diversos reservatórios: dos oceanos, da atmosfera e dos 
continentes. O movimento cíclico da água – do oceano 
para a atmosfera pela evaporação, de volta para a superfí-
Neste capítulo, estudaremos a distribuição, os movimentos e as característi-
cas da água acima, sobre e sob a superfície terrestre. Então, seguiremos o trajeto 
da água em maior detalhe conforme ela se infiltra no solo e flui pelos reservató-
rios subterrâneos. À medida que o fizermos, veremos o que torna a água subter-
rânea um recurso limitado que deve ser gerenciado de forma diligente.
FIGURA 17.1 � A distribuição de água na Terra. 
[Fonte: J. P. Peixoto and M. Ali Kettani, “The Control of the Water 
Cycle,” Scientific American (April 1973): 46; E. K. Berner and R. A. 
Berner, Global Environment. Upper Saddle River, N.J.: Prentice Hall, 
1996, pp. 2-4]
Geleiras e gelo polar 2,97%
(4,34 � 107 km3)
Água subterrânea 1,05%
(1,54 � 107 km3)
Lagos e rios 0,009%
(1,27 � 105 km3)
Atmosfera 0,001%
(1,5 � 104 km3)
Biosfera 0,0001%
(2 � 103 km3)
Oceanos e mares
(1,4 � 109 km3)
ÁGUA DOCE 4,04%
ÁGUA SALGADA 95,96%
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cie por meio da chuva e, então, para os rios e aquíferos por 
meio do escoamento superficial, retornando aos oceanos 
– é o ciclo hidrológico (Figura 17.2).
Dentro dos limites de temperatura encontrados na 
superfície terrestre, a água muda entre os três estados 
da matéria: líquido (água), gasoso (vapor d’água) e só-
lido (gelo). Essas transformações impulsionam parte 
dos principais fluxos de um reservatório para outro. O 
mecanismo de calor externo da Terra, movido pelo Sol, 
controla o ciclo hidrológico, principalmente pela evapo-
ração da água do oceano e transportando-a como vapor 
d’água na atmosfera.
Sob certas condições de temperatura e umidade, 
o vapor d’água condensa-se em minúsculas gotas que 
formam as nuvens e, então, precipita-se como chuva ou 
neve – referidas juntas como precipitação. Parte da pre-
cipitação encharca o subsolo pela infiltração, o proces-
so pelo qual a água penetra na rocha ou no solo pelos 
espaços das juntas ou dos pequenos poros entre as par-
tículas. Parte dessa água do subsolo evapora através do 
solo superficial e retorna à atmosfera como vapor d’água. 
Outra parte move-se pela biosfera e é absorvida pelas ra-
ízes das plantas, transportada para as folhas e retornada 
à atmosfera por meio de um processo chamado de trans-
piração. A maior parte dessa água subterrânea, porém, flui 
lentamente no subsolo. O tempo de residência da água 
nos reservatórios subterrâneos é longo, mas ela acaba re-
tornando à superfície em nascentes que alimentam rios e 
lagos e, assim, retorna aos oceanos.
A precipitação que não se infiltra no solo escoa su-
perficialmente, sendo gradualmente coletada pelos rios 
e lagos. A quantidade total de água da chuva que flui 
sobre a superfície, incluindo a fração que pode tempo-
rariamente infiltrar-se nas formações próximas à super-
fície e em seguida retornar para ela, é chamada de es-
coamento superficial
2
. Parte do escoamento superficial 
pode, posteriormente, infiltrar-se no solo ou evaporar 
dos rios e lagos, mas a maior quantidade move-se para 
os oceanos.
A neve pode ser convertida em gelo nas geleiras, o 
qual retorna aos oceanos como água pelo degelo e pelo 
escoamento superficial e para a atmosfera pela sublima-
ção, a transformação de um sólido (gelo) diretamente em 
gás (vapor d’água).
A maior parte da água que evapora dos oceanos re-
torna para eles como precipitação
3
. O restante precipita-
-se sobre os continentes e, então, ou evapora ou retorna 
para os oceanos na forma de escoamento superficial. A 
Figura 17.2 mostra o balanço do fluxo total entre os re-
servatórios no ciclo hidrológico. A superfície continen-
tal, por exemplo, ganha água pela precipitação e perde a 
mesma quantidade pela evaporação e pelo escoamento 
superficial. O oceano ganha água pelo escoamento su-
perficial e pela precipitação e perde a mesma quantida-
de pela evaporação. A quantidade de água que evapora 
dos oceanos é superior à que se precipita neles como 
chuva. Essa perda é compensada pela água que retor-
na como escoamento superficial dos continentes. Assim, 
o tamanho de cada reservatório permanece constante. 
Contudo, variações de clima produzem variações locais 
no balanço entre evaporação, precipitação, escoamento 
superficial e infiltração.
FIGURA 17.2 � O ciclo hidrológico é o movimento da água através da crosta terrestre, atmos-
fera, oceanos, lagos e rios. Os números indicam o volume de água (em milhares de quilômetros 
cúbicos por ano) que flui entre esses reservatórios anualmente.
Precipitação
398
Precipitação
107
Evaporação
434
Evaporação
71
Escoamento
superficial
36
Nível freático
Fluxo da água
subterrânea
Infiltração
Escoamento
superficial
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Quanta água está disponível
para o uso?
Apenas uma pequena proporção do enorme suprimento 
de água na Terra é útil à sociedade humana. O ciclo hidro-
lógico global é o que definitivamente controla a oferta de 
água. Por exemplo, os 96% da água terrestre que residem 
nos oceanos são basicamente inacessíveis para nós. Qua-
se toda a água que utilizamos é doce. A dessalinização (re-
moção do sal) da água do mar produz um pequeno mas 
constante aumento da quantidade de água doce em áreas 
como o árido Oriente Médio.
4
 No mundo natural, entre-
tanto, a água doce é fornecida somente pela chuva, pelos 
rios e lagos e, em parte, pelas águas subterrâneas e pelo 
degelo das neves ou geleiras continentais. Todas essas 
águas provêm originariamente da precipitação. Portanto, 
a quantidade máxima de água doce natural que podemos 
pensar em usar é aquela constantemente fornecida aos 
continentes pela precipitação.
A hidrologia e o clima
Em muitos aspectos práticos, os geólogos estudam a hi-
drologia local (que é a quantidade de água existente nos 
reservatórios de uma região e a forma como ela flui de 
um reservatório para outro), em vez da hidrologia global. 
O fator que exerce a mais forte influência na hidrologia 
local é o clima, que inclui a temperatura e a precipita-
ção. Em regiões quentes, onde as chuvas são frequen-
tes durante todo o ano, o estoque de água superficial e 
subterrânea é abundante. Em regiões áridas ou semiá-
ridas quentes, raramente chove, e a água é um recurso 
inestimável. As pessoas que vivem em climas frios con-
tam com a água do degelo da neve e das geleiras. Em 
algumas partes do mundo, estações de chuvas intensas, 
chamadas de monções, alternam-se com longas estações 
secas, nas quais a oferta de água cai, os solos secam e a 
vegetação murcha.
Umidade, chuva e paisagem
Muitas diferenças no clima estão relacionadas com a 
temperatura média do ar e com a quantidade de vapor 
d’água que ele contém, sendo que ambas afetam os níveis 
de precipitação. A umidade relativa é a quantidade de 
vapor d’água no ar, expressa como uma porcentagem da 
quantidade total de água que o ar poderia suportar em 
uma dada temperatura, se estivesse saturado. Quando a 
umidade relativa do ar é de 50% e a temperatura é 15°C, 
por exemplo, a quantidade de umidade no ar é a metade 
da quantidade máxima que o ar poderia carregar a 15°C.
O ar quente pode carregar muito mais vapor d’água 
do que o ar frio. Quando o ar quente não saturado es-
fria o suficiente, ele se torna supersaturado e parte do 
vapor se condensa como gotas d’água. As gotas de água 
condensada formam as nuvens. Podemos observar as 
nuvens porque elas são constituídas de gotas de água 
visíveis, enquanto o vapor d’água é invisível. Quando 
se condensa suficiente umidade nas nuvens, as gotas 
aumentam e podemficar pesadas demais. Então caem 
como chuva, por não conseguirem permanecer suspen-
sas nas correntes de ar.
A maioria das chuvas precipita-se em regiões úmidas 
e quentes próximas ao equador, onde o ar e as águas su-
perficiais dos oceanos são aquecidos pelo Sol. Sob essas 
condições, uma grande porção da água do oceano eva-
pora, resultando em uma umidade alta. Quando o ar é 
aquecido, ele expande-se, torna-se menos denso e sobe. 
Quando o ar úmido sobre os oceanos tropicais ascende 
a altas altitudes e sopra sobre continentes próximos, ele 
esfria, condensa e torna-se supersaturado. O resultado é 
uma chuva pesada sobre o continente, mesmo a grandes 
distâncias da costa.
Na latitude aproximada de 30°N e 30°S, o ar que des-
carregou sua precipitação nos trópicos começa a afundar 
de volta à superfície terrestre. Esse ar frio e seco se aquece 
e absorve umidade à medida que desce, produzindo céus 
limpos e climas áridos. Muitos desertos estão localizados 
nessas latitudes.
Os climas polares tendem a ser muito secos. Os oce-
anos polares e o ar sobre eles são frios, de modo que a 
evaporação da superfície marinha é minimizada e o ar 
pode carregar pouca umidade. Entre os extremos tropical 
e polar estão os climas temperados, onde as chuvas e as 
temperaturas são moderadas.
Os padrões climáticos que acabamos de descrever 
são impulsionados por padrões de circulação de ar na 
atmosfera, como veremos no Capítulo 19. Os processos 
da tectônica de placas também influenciam os proces-
sos climáticos. Por exemplo, as cordilheiras de monta-
nhas formam uma zona de sombra pluvial, que con-
siste em uma área de baixa precipitação nas encostas de 
sotavento (declive no sentido do vento). O ar carregado 
de umidade que ascende nas altas montanhas resfria-
-se, e a chuva precipita-se na encosta frontal ao vento. 
Com isso, o ar perde grande parte da sua umidade an-
tes de alcançar a encosta de sotavento (Figura 17.3). O 
ar aquece-se novamente quando desce até as elevações 
inferiores do outro lado da cordilheira de montanhas. A 
umidade relativa declina porque o ar quente pode su-
portar mais umidade, diminuindo ainda mais a proba-
bilidade de precipitação. As Montanhas Cascade, em 
Oregon (EUA), soerguidas pela subducção da Placa do 
Pacífico sob a Placa da América do Norte, cria uma zona 
de sombra. A maior parte do vento que sopra do Oceano 
Pacífico choca-se com a vertente oeste das montanhas, 
causando pesadas chuvas
5
, o que possibilita um ecossis-
tema florestal exuberante. A vertente leste, no outro lado 
da cordilheira, é seca e árida.
Assim como as feições dos acidentes geológicos po-
dem alterar os padrões de precipitação, as variações re-
sultantes nos padrões de precipitação controlam as taxas 
de intemperismo e erosão, que modelam a paisagem. No 
Capítulo 22, exploraremos ainda mais como os sistemas 
do clima e da tectônica de placas atuam em conjunto para 
controlar os padrões hidrológicos envolvidos no desen-
volvimento da paisagem.
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Secas
As secas – períodos de meses ou anos em que a precipita-
ção é muito mais baixa que o normal – podem ocorrer em 
todos os climas, mas as regiões áridas são especialmente 
vulneráveis a seus efeitos. Como a reposição da água a 
partir da precipitação não ocorre, os rios podem diminuir 
e secar, as lagoas e os lagos podem evaporar, e o solo pode 
ressecar e fender-se enquanto a vegetação morre. À me-
dida que a população cresce, a demanda por reservatórios 
também aumenta, e a ocorrência de seca pode reduzir o já 
precário abastecimento de água.
As secas mais severas das últimas décadas afetaram 
uma região da África conhecida como Sahel, ao longo da 
fronteira sul do Saara (Figura 17.4). Essa longa seca fez 
com que o deserto se expandisse, como veremos no Ca-
pítulo 19, e efetivamente destruiu fazendas e pastagens 
da região. Centenas de milhares de vidas foram perdidas 
pelo flagelo da fome.
Outra seca prolongada, mas menos trágica, afetou 
grande parte da Califórnia de 1987 até fevereiro de 1993, 
quando ocorreram chuvas torrenciais. Durante esse perío-
do, os níveis da água subterrânea e dos reservatórios caíram 
para os menores valores em 15 anos. Algumas medidas de 
controle foram instituídas, mas um movimento para di-
minuir o uso extensivo dos estoques de água em irrigação 
encontrou fortes resistências políticas dos fazendeiros e da 
agroindústria. À medida que a ameaça da escassez de água 
se avulta, o uso da mesma entra para a arena do debate das 
políticas públicas (ver Plano de Ação para a Terra 17.1).
Nossa história climática pode nos dar uma perspectiva 
da gravidade das secas. O Meio-Oeste dos Estados Unidos, 
por exemplo, vem sofrendo uma seca recente. Porém, du-
rante o período de 400 anos de 1500 a 1900, o Meio-Oeste 
era mais seco, em média, do que tem sido no último sécu-
lo. Além disso, o registro geológico mostra secas que foram 
mais severas e de maior duração do que a seca atual (pelo 
FIGURA 17.3 � Zonas de sombra pluvial são áreas de baixa precipitação nas encostas de sota-
vento (declive no sentido vento) de uma cordilheira de montanhas.
FIGURA 17.4 � Este campo de painço 
em Mali, na borda do Saara, mostra os 
efeitos de uma longa seca sobre o solo e 
as plantações. Esta foto foi tirada em 1984-
1985, mas a seca continua até hoje. [Frans 
Lemmens/Alamy]
Os ventos predominantes
transportam o ar quente
sobre os oceanos, onde ele
ganha umidade na forma de
vapor d’água.
2 Quando o ar úmido encontra
as encostas das montanhas,
ele ascende, esfria e condensa-se,
precipitando chuva ou neve.
Quando a massa de ar passa sobre as
montanhas, o ar frio – agora com a
umidade reduzida – mergulha e se
aquece. Sua umidade relativa diminui,…
O resultado é uma chuva
na encosta frontal ao
vento.
… e uma encosta seca de
sotavento, ou uma sombra
pluvial, é formada.
1 2 23 4
5
Oceano
Vento
Deserto
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Plano de ação para a Terra
17.1 A água é um bem precioso: quem tem acesso 
a ela?
Até recentemente, a maioria das pessoas nos Estados Unidos 
considerava que o abastecimento de água estivesse garanti-
do. No futuro próximo, contudo, devido à mudança climática 
e ao crescimento populacional, principalmente em regiões 
áridas, muitas áreas daquele país vão sofrer escassez de água 
mais frequentemente. Essas carências criarão conflitos entre 
os diversos setores de consumidores – residencial, industrial, 
agrícola e recreativo – para saber qual deles tem mais direito 
ao abastecimento.
Nos últimos anos, as secas amplamente noticiadas e as 
restrições legais ao uso da água na Califórnia, na Flórida, no 
Colorado e em muitos outros lugares alertaram o público de 
que aquele país enfrenta um grande problema de abasteci-
mento de água. Entretanto, o envolvimento do público osci-
la, aumentando e diminuindo à medida que os períodos de 
seca e abundância de chuvas alternam-se e os governos não 
adotam soluções duradouras com a urgência que o caso me-
receria. Aqui estão alguns fatos que devem ser ponderados:
 � Uma pessoa pode sobreviver com aproximadamente 2 li-
tros de água por dia. Nos Estados Unidos, o uso per capita, 
considerando-se todos os setores, é próximo a 250 litros 
por dia. Se forem considerados os usos para produção in-
dustrial, agrícola e energética, então a utilização per capi-
ta sobe para aproximadamente 6 mil litros por dia.
 � A indústria usa cerca de 38%, e a agricultura, 43% da 
água suprida pelos reservatórios desse país.
 � O uso doméstico per capita nos Estados Unidos é duas a 
três vezes maior que o da Europa Ocidental, onde os con-
sumidores pagam cerca de 350% a mais pela sua água.
 � Embora os Estados ocidentais dos Estados Unidos rece-
bam um quarto das chuvas do país, têm um uso per capita 
(grande partepara a irrigação) 10 vezes maior que aquele 
dos Estados orientais e a um custo bem menor. Na Califór-
nia, por exemplo, que importa a maior parte de sua água, 
85% dela são utilizados para a irrigação, 10% pelos municí-
pios e consumo pessoal e 5% pela indústria. Uma redução 
de 15% no uso para a irrigação quase dobraria a quantida-
de de água disponível para o uso nas cidades e indústrias.
 � A água doce usada nos Estados Unidos retorna ao ciclo 
hidrológico, mas pode retornar a reservatórios que não 
estejam bem localizados para o uso humano e sua qua-
lidade pode estar degradada. Depois de utilizada para 
irrigação, a água frequentemente se torna mais salgada e 
fica contaminada com pesticidas. As águas poluídas das 
cidades chegam até os oceanos.
 � A maneira tradicional de aumentar o abastecimento de 
água, como a construção de barragens, reservatórios e 
poços, tornou-se extremamente cara, porque a maioria 
dos melhores locais (e, portanto, mais baratos) já foi uti-
lizada. Além disso, a construção de mais barragens para 
formar grandes reservatórios traz custos ambientais, 
como a inundação de áreas despovoadas, mudanças 
prejudiciais no fluxo dos rios a jusante e a montante das 
barragens e a perturbação da ictiofauna e dos hábitats 
silvestres. A avaliação de todos esses fatores tem causado 
o adiamento ou a rejeição das propostas de construção 
de novas barragens.
Irrigação no Vale Imperial da Califórnia, um deserto natural. [David 
McNew/Getty Images]
Suprimento
público (11%)
Industrial (5%)
Aquacultura (10070
Alasca
Alasca
(b)
0 6,4 12 125 250 >250
Escoamento superficial (cm)
Escoamento superficial médio anual
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fração da água da chuva acaba como escoamento superfi-
cial. Em regiões secas, boa parte da precipitação é perdida 
pela evaporação e infiltração. Em áreas úmidas, como no 
sudeste dos Estados Unidos, uma proporção muito maior 
da precipitação escoa superficialmente para os rios. Um 
grande rio pode carregar uma enorme quantidade de 
água de uma área chuvosa para uma com pouca precipi-
tação. O rio Colorado, por exemplo, nasce em uma área 
de chuva moderada no Colorado e, então, carrega sua 
água através de áreas áridas do oeste do Arizona e do sul 
da Califórnia.
Os rios e as correntes de água transportam grande 
parte do escoamento superficial do mundo. Os milhões 
de pequenos e médios rios transportam cerca de meta-
de do escoamento total do planeta, e cerca de 70 grandes 
rios carregam a outra metade. Desta última parte, o rio 
Amazonas, na América do Sul, carrega quase a metade. 
O Amazonas transporta cerca de 10 vezes mais água que 
o Mississippi, que é o maior rio da América do Norte 
(Quadro 17.1). Os principais rios transportam enormes 
volumes de água porque as coletam em grandes redes de 
arroios e rios que abrangem vastas áreas. O Mississippi, 
por exemplo, coleta sua água de uma rede de arroios que 
cobre aproximadamente dois terços dos Estados Unidos 
(Figura 17.6).
O escoamento superficial é coletado e armazenado 
em lagos naturais e em reservatórios artificiais criados 
pelo represamento dos rios. As terras úmidas, como pân-
tanos e banhados, também atuam como depósitos de ar-
mazenagem do escoamento superficial (Figura 17.7). Se 
esses reservatórios são suficientemente grandes, podem 
absorver influxos de curta duração das principais chuvas, 
retendo parte da água que, de outro modo, extravasaria 
das margens dos rios. Durante as estações menos úmidas 
ou secas prolongadas, os reservatórios lançam água para 
os rios ou para os sistemas de água construídos para o 
uso humano. Esses reservatórios suavizam os efeitos das 
variações sazonais ou anuais do escoamento superficial e 
regularizam a vazão da água rio abaixo, ajudando a con-
trolar as inundações.
QUADRO 17.1 Vazão de alguns dos maiores rios
Rio Vazão (m3/s)
Amazonas, América do Sul 175.000
La Plata6, América do Sul 79.300
Congo, África 39.600
Yangtze, Ásia 21.800
Brahmaputra, Ásia 19.800
Ganges, Ásia 18.700
Mississippi, América do Norte 17.500
FIGURA 17.6 � O Rio Mississippi e seus tributários da maior rede de drenagem dos 
Estados Unidos.
Rio Arkansas
Rio Mississippi
Rio Ohio
Rio Missouri
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Além dessas funções, as terras úmidas são importan-
tes para a diversidade biológica, pois nesses lugares ocor-
re a procriação de muitas espécies de plantas e animais.
7
 
Por essas razões, muitos governos têm leis que regulam a 
drenagem artificial das terras úmidas causada pela ocu-
pação imobiliária. Apesar disso, o desaparecimento das 
terras úmidas está ocorrendo rapidamente, como conse-
quência da ocupação do solo. Nos Estados Unidos, mais 
da metade das terras úmidas originais existentes antes da 
colonização europeia desapareceu. Na Califórnia e em 
Ohio restaram apenas 10% das terras úmidas originais.
A hidrologia da água subterrânea
A água subterrânea forma-se quando as gotas de chu-
va se infiltram no solo e em outros materiais superficiais 
não consolidados, penetrando até mesmo em racha-
duras e fendas do substrato rochoso. Essas águas su-
perficiais, formadas a partir de precipitação atmosférica 
recente, são conhecidas como águas meteóricas (do 
grego metéoron, “fenômeno no céu”, que também origi-
na a palavra meteorologia). Os imensos reservatórios de 
água subterrânea armazenam cerca de 29% de toda a 
água doce, sendo o restante acumulado em lagos e rios, 
geleiras, gelo polar e atmosfera. Por milhares de anos, as 
pessoas têm extraído esse recurso, seja pela escavação 
de poços rasos ou pelo armazenamento da água que flui 
para a superfície em olhos d’água. Estes últimos são a 
evidência direta do movimento da água sob a superfície 
(Figura 17.8).
Porosidade e permeabilidade
Quando a água se move para e através do solo, o que de-
termina onde e em que taxas ela flui? Com exceção das 
cavernas, não existem grandes espaços abertospara pis-
cinas ou rios de água subterrânea. O único espaço dispo-
nível para a água é aquele dos poros e fraturas no solo e 
no substrato rochoso. Todo tipo de rocha e solo tem poros, 
mesmo que sejam pequenos e poucos. Porém, grandes 
quantidades de espaços porosos são mais frequentes em 
arenitos e calcários.
Podemos lembrar, do Capítulo 5, que a quantidade de 
espaço poroso nas rochas, nos solos ou em sedimentos é 
a porosidade – a porcentagem do volume total que é ocu-
FIGURA 17.7 � Como em um lago natural ou em um reservatório artificial de uma barragem, 
uma terra úmida armazena água durante o período de rápido escoamento para lançá-la lenta-
mente durante os períodos de escoamento baixo.
Em períodos secos, os rios
transportam pequenas 
quantidades de água…
… e carregam adiante
também pouca água.
Em períodos úmidos, os rios levam
grandes quantidades de água, …
… e lentamente liberada
durante os períodos secos.
… que é
armazenada…
PERÍODO SECO: BAIXO ESCOAMENTO PERÍODO ÚMIDO: ALTO ESCOAMENTO
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pada pelos poros. Esse espaço poroso consiste principal-
mente em espaço entre os grãos e nas rachaduras (Figura 
17.9). Ele pode variar de uma pequena porcentagem do 
volume total do material até 50%, onde a rocha foi dissol-
vida pelo intemperismo químico. As rochas sedimentares 
geralmente têm porosidades de 5 a 15%. A maioria das 
rochas ígneas e metamórficas tem pouco espaço poroso, 
exceto na ocorrência de fraturas.
Há três tipos de poros: espaços entre grãos (poro-
sidade intergranular), espaços em fraturas (porosidade de 
fissuras) e espaços criados por dissolução (porosidade 
vacuolar). A porosidade intergranular, que caracteriza os 
solos, os sedimentos e as rochas sedimentares, depende 
do tamanho e forma dos grãos que compõem esses ma-
teriais e de como eles estão conjuntamente empacotados. 
Quanto mais aberto o empacotamento das partículas, 
maior o espaço dos poros entre os grãos. Quanto me-
nores as partículas e mais variadas as suas formas, mais 
firmemente elas se ajustam. Os minerais que cimentam 
os grãos reduzem a porosidade intergranular, que varia 
entre 10 e 40%.
A porosidade é menor em rochas ígneas e metamór-
ficas, nas quais o espaço poroso é criado basicamente por 
fraturas, inclusive juntas e clivagem em zonas naturais de 
fraqueza. Os valores da porosidade de fissura normal-
mente são baixos (1 a 2%), embora algumas rochas fra-
turadas contenham considerável espaço poroso – até 10% 
do volume da rocha – em suas muitas rachaduras.
O espaço poroso em calcários e em outras rochas 
altamente solúveis, como os evaporitos, pode ser criado 
quando a água subterrânea interage com a rocha e a dis-
solve parcialmente, deixando vazios irregulares conheci-
dos como vugs. A porosidade vacuolar pode ser muito alta 
FIGURA 17.8 � A água subterrânea flui para a superfície em 
um penhasco em Vasey’s Paradise, no Cânion Marble, no Par-
que Nacional do Grand Canyon, Arizona (EUA), onde o relevo 
acidentado permite que a água do subsolo aflore na superfície. 
[Larry Ulrich]
FIGURA 17.9 � A porosidade nas rochas depende de vários fa-
tores. Nos arenitos, a extensão da cimentação e o grau de seleção 
de grãos são importantes. Nos folhelhos, a porosidade é limitada 
devido aos pequenos espaços entre os grãos minúsculos, mas 
pode ser aumentada por fraturamento.
Arenito não cimentado
Grão de areia
Espaço
do poro
Cimento
mineral
MAIS POROSO vs.
Arenito cimentado
Arenito bem selecionado Arenito mal selecionado
MENOS POROSO
Pequena
quantidade de
espaço poroso
nas fissuras
Rocha
impermeável
Folhelho fraturado
Quantidade muito pequena
de espaço poroso entre
grãos de argila e silte
Grãos
de silte
Argila
Folhelho não fraturado
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(mais de 50%). As cavernas são exemplos de vugs extre-
mamente grandes.
Embora a porosidade nos diga quanta água uma ro-
cha pode reter se todos os seus poros estiverem preen-
chidos, ela não nos fornece informação alguma sobre a 
rapidez com que a água pode fluir através desses poros. 
A água desloca-se no material poroso com uma trajetó-
ria sinuosa entre os grãos e através das fissuras. Quanto 
menores os espaços porosos e mais tortuoso o caminho, 
mais lentamente a água o percorre. A permeabilidade é 
a capacidade que um sólido tem de deixar que um flui-
do atravesse seus poros. Geralmente, a permeabilidade 
aumenta com o aumento da porosidade, mas também 
depende da forma dos poros, do quão bem conectados 
estão e do quão tortuoso é o caminho que a água deve 
percorrer para passar através do material. Redes de poros 
vacuolares em rochas carbonáticas podem ter permeabi-
lidade extremamente alta. Sistemas de cavernas são tão 
permeáveis que permitem que as pessoas e a água se mo-
vimentem por eles!
Tanto a porosidade como a permeabilidade são fato-
res importantes quando se está procurando um reserva-
tório de água subterrânea. Em geral, um bom reservatório 
de água subterrânea é um corpo de rocha, sedimento ou 
solo com alta porosidade (de modo que possa reter gran-
de quantidade de água) e alta permeabilidade (de sorte 
que a água possa ser bombeada dele mais facilmente). 
Os perfuradores de poços de regiões com clima tempe-
rado, por exemplo, sabem que é mais provável encontrar 
um bom estoque de água se furarem as camadas de areia 
ou arenito não muito profundas em relação à superfície. 
Uma rocha com alta porosidade, mas baixa permeabilida-
de, pode conter uma boa quantidade de água, mas como 
esta flui muito lentamente, torna-se difícil bombeá-la da 
rocha. O Quadro 17.2 resume a porosidade e a permeabi-
lidade de vários tipos de rocha.
A superfície freática
Quanto maior a profundidade alcançada pelos poços 
perfurados no solo e na rocha, mais úmidas as amostras 
trazidas para a superfície. Em profundidades pequenas, o 
material não é saturado – parte dos poros contém ar e não 
é completamente preenchida com água. Esse intervalo é 
chamado de zona não saturada (frequentemente deno-
minada também zona vadosa). Abaixo dela está a zona sa-
turada (geralmente chamada de zona freática), o intervalo 
no qual os poros estão completamente preenchidos com 
água. As zonas saturada e não saturada podem estar em 
material inconsolidado ou no substrato rochoso. O limi-
te entre essas duas zonas é a superfície freática
8
, geral-
mente chamada apenas de nível d’água (abreviação NA) 
(Figura 17.10). Quando um buraco é perfurado abaixo da 
superfície freática, a água da zona saturada flui para ele e 
o preenche até atingir o mesmo nível.
A água subterrânea move-se sob a força da gravidade 
e, desse modo, parte da água da zona não saturada pode 
se mover para a superfície freática. Uma fração da água, 
entretanto, permanecerá na zona não saturada, retida nos 
pequenos espaços porosos pela tensão superficial. A ten-
são superficial, como você deve se lembrar do Capítulo 
16, é o que mantém úmida a areia da praia. A evaporação 
da água nos espaços porosos da zona não saturada é re-
 QUADRO 17.2 Porosidade e permeabilidade de tipos de aquíferos
Tipo de rocha ou sedimento Porosidade Permeabilidade
Cascalho Muito alta Muito alta
Areia grossa a média Alta Alta
Areia fina e silte Moderada Moderada a baixa
Arenito, moderadamente cimentado Moderada a baixa Baixa
Folhelho fraturado ou rochas metamórficas Baixa Muito baixa
Folhelho não fraturado Muito baixa Muito baixa
FIGURA 17.10 � A superfície freática é o limite entre a zona 
não saturada e a zona saturada. Essas zonas podem estar tanto 
em materiais inconsolidados como no substrato rochoso.
Zona não saturada
Nível freático
Zona
saturada
Solo
Substrato
rochoso
alterado
Substrato
poroso
(arenito)
Espaços porosos 
ocupados por
água e ar
A água
preenche
todos os
espaços
porosos
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tardada tanto pelo efeito da tensão superficial como pela 
umidade relativa do ar nesses poros, a qual pode estar 
próxima a 100%.
Se perfurarmos poços em vários lugares e medir-
mos a profundidade da água de cada um deles, podere-
mos construir um mapa da superfície freática. Uma seção 
transversal da paisagem se pareceria com aquela mos-
trada na Figura 17.11a. A superfície freática acompanha a 
forma geral da superfície do relevo, mas sua declividade 
é mais suave, e chega até a superfície nos leitos dos rios 
e lagos e em nascentes. Sob a influência da gravidade, a 
água subterrânea move-se declive abaixo desde uma área 
onde a elevação da superfície freática é grande – sob um 
morro, por exemplo –, até lugares de elevações menores, 
como em nascentes, onde a água sai para a superfície.
A água entra e sai da zona saturada por meio de re-
carga e descarga (Figura 17.11b). A recarga é a infiltração 
da água em qualquer formação subsuperficial, frequen-
temente pela água da chuva ou do degelo da neve. A 
descarga é a saída da água subterrânea para a superfície, 
sendo o oposto da recarga. A água subterrânea é descar-
regada por evaporação, através de nascentes, e pelo bom-
beamento de poços artificiais.
A água também pode entrar e sair da zona satura-
da pelos rios. A recarga também pode ocorrer no leito de 
um rio onde o canal está mais elevado do que a superfície 
freática. Os rios que recarregam a água subterrânea dessa 
forma são chamados de rios influentes, sendo mais carac-
terísticos em regiões áridas, onde a superfície freática é 
profunda. Por outro lado, quando um canal está em uma 
elevação abaixo daquela da superfície freática, a água é 
descarregada da água subterrânea para o rio. Tal rio efluen-
te é típico de áreas úmidas e continua a fluir por muito 
tempo após o término do escoamento superficial, pois é 
alimentado pela água subterrânea. Assim, o reservatório 
de água subterrânea pode ser aumentado pelos rios in-
fluentes e reduzido pelos efluentes.
Os aquíferos
Os aquíferos
9
 são as formações rochosas pelas quais a 
água subterrânea flui em quantidade suficiente para su-
prir poços. A água subterrânea pode fluir em aquíferos 
não confinados ou confinados. Em aquíferos não confina-
dos, a água percola, passa lentamente, ou através de ca-
madas de permeabilidade mais ou menos uniforme, que 
se estendem até a superfície. O nível do reservatório em 
um aquífero não confinado corresponde à altura da su-
perfície freática (como na Figura 17.11a).
Entretanto, muitos aquíferos permeáveis, tipicamente 
de arenitos, são conectados acima e abaixo por camadas 
de baixa permeabilidade, como folhelhos. Essas camadas 
relativamente impermeáveis são aquicludes
10
, e a água 
subterrânea não pode percolá-los ou o faz muito lenta-
mente. Quando os aquicludes situam-se tanto sobrepos-
tos como sotopostos a um aquífero, forma-se um aquífero 
confinado (Figura 17.12).
As camadas impermeáveis sobrepostas a um aquí-
fero confinado evitam que a água da chuva infiltre-se 
diretamente até o mesmo e, assim, os aquíferos confi-
nados são recarregados pela precipitação sobre a área de 
recarga, frequentemente caracterizada por rochas aflo-
FIGURA 17.11 � Dinâmica 
da superfície freática em uma 
formação permeável rasa, em 
clima temperado. (a) A superfí-
cie freática segue a forma geral 
da topografia superficial, mas 
suas encostas são mais suaves. 
(b) A profundidade da superfí-
cie freática flutua em respos-
ta ao equilíbrio entre a água 
adicionada pela precipitação 
(recarga) e a água perdida pela 
evaporação e por poços, nas-
centes e rios (descarga).
(a)
Superfície freática
Zona não
saturada
Movimento da
água subterrânea
Zona saturada
1
2 … e percorre o subsolo
em direção aos lagos
e rios.
A água da chuva infiltra-se na
porosidade do solo e da rocha…
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rantes em regiões de maior altitude e morfologicamente 
elevadas. Nesses locais, a água da chuva pode infiltrar-se 
no solo porque não há um aquiclude impedindo a perco-
lação. A água, então, desce para o aquífero subterrâneo.
A água em um aquífero confinado – conhecido como 
aquífero artesiano – está sob pressão. Em qualquer pon-
to do aquífero, a pressão é equivalente ao peso de toda a 
água do aquífero que está acima dele. Se a elevação da su-
perfície do solo, onde perfuramos um poço em um aquí-
fero confinado, for menor que o nível freático da área de 
recarga, então a água fluirá espontaneamente acima da 
boca do poço (Figura 17.13). Esse tipo de poço, chamado 
de artesiano, é extremamente desejável, pois não necessita 
de energia para bombear a água até a superfície.
(b)
Rio
efluente
Durante os períodos úmidos, a superfície freática sobe
e tanto os poços profundos como os rasos podem ser
bombeados.
freática alta
2 ... que é descarregada à medida que se
movimenta para lagos e rios.
2 … as nascentes
d’água param de
fluir, os rios
secam,…
11 A chuva abundante recarrega
a água subterrânea, ...
Superfície
Rio
influente
Durante os períodos secos, a superfície freática desce e
somente os poços profundos podem ser bombeados.
Superfície freática baixa
3 … a superfície freática desce e a água dos rios e lagos
infiltra-se e recarrega o solo e a rocha superficiais.
Durante os períodos secos, a
evaporação descarrega a água 
subterrânea dos solos,…
AquicludeAquiclude
Aquiclude
Fluxo do
poço artesiano
Aquífero confinado
Diferença
nas elevações
Região de recarga
em terras altas
Altura média da superfície
freática na área de recarga
Altura de entrada
da água no poço
Superfície
freática
1 Um aquífero confinado está situado entre dois 
aquicludes (camadas de baixa permeabilidade).
O fluxo de um poço artesiano é controlado pela diferença de 
pressão causada pela diferença de elevação entre o nível
freático na área de recarga e o nível d’água no poço. 
Se o poço fosse tão alto quanto a 
superfície freática na área de recarga, não
haveria diferença de pressão alguma e,
assim, fluxo algum.
3
2
FIGURA 17.12 � Uma formação permeável situada entre dois 
aquicludes forma um aquífero confinado, através do qual a água 
flui sob pressão.
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Em ambientes geológicos mais complexos, a posição 
do nível freático pode ser mais complicada. Por exemplo, 
se há uma camada de argila relativamente impermeável 
– um aquiclude – intercalada em uma formação arenosa 
permeável, o aquiclude pode situar-se abaixo do nível fre-
ático de um aquífero raso e, ao mesmo tempo, acima do 
nível freático de um aquífero profundo (Figura 17.14). O 
nível freático do aquífero raso é chamado de nível freático 
suspenso, pois se situa acima do nível freático principal do 
aquífero inferior. Muitos lençóis freáticos suspensos são 
pequenos, com somente alguns metros de espessura e em 
uma área restrita, mas alguns se estendem por centenas 
de quilômetros quadrados.
Balanço de recarga e descarga
Quando a recarga e a descarga estão equilibradas, o reser-
vatório de água subterrânea e a superfície freática perma-
necem constantes, mesmo quando a água está continua-
mente percolando através do aquífero. Para que a recarga 
se equilibre com a descarga, a chuva deve ser frequente o 
suficiente para igualar-se à soma do escoamento para os 
rios e para as nascentes e poços.
Mas a recarga e a descarga nem sempre serão iguais, 
pois a chuva varia de estação para estação. Tipicamen-
te, a superfície freática desce em estações secas e sobe 
durante períodos úmidos (ver Figura 17.11b). Uma di-
minuição na recarga, como em secas prolongadas, será 
seguida por um intervalo longo de desequilíbrio e um 
nível freático baixo.
Um aumento na descarga, geralmente a partirdo 
aumento do bombeamento no poço, pode produzir o 
mesmo desequilíbrio a longo prazo e um rebaixamento 
do nível freático. Poços rasos podem terminar secando, 
tornando-se uma zona não saturada. Quando o bombe-
amento de água de um poço é mais rápido que a sua re-
carga, o nível d’água do aquífero é rebaixado sob a forma 
de um cone que se localiza em uma área no entorno do 
FIGURA 17.13 � A água flui de um poço artesiano sob sua pró-
pria pressão. [John Dominis/Time Life Pictures/Getty Images]
FIGURA 17.14 � Um nível freático 
suspenso forma-se em situações 
geologicamente complexas – no 
caso aqui ilustrado, ele ocorre no 
aquiclude de folhelho situado aci-
ma da superfície freática principal 
do aquífero de arenito. A dinâmica 
de recarga e descarga do nível fre-
ático suspenso pode ser diferente 
daquela do nível principal.
1
2 … que separa um nível freático
suspenso de outro nível
inferior, sendo esse o principal.
Uma lente de lamito intercalada em um
arenito tem uma permeabilidade muito
baixa. Isso forma um aquiclude local,…
Aquiclude
NascenteNascente
Nível freático principal
Nível freático suspenso
Não saturado
Saturado
Nascente
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