Geofísica na busca de água subterrânea

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ÁGUA SUBTERRÂNEA POR MEIO DE GEOFÍSICA: REVISÃO E EXEMPLOS 
Artigo submetido por José Gouvêa Luiz, Departamento de Geofísica da UFPA. 
Resumo 
A Geofísica, quando aplicada no estudo da água subterrânea, normalmente é usada na procura 
de rochas, estruturas ou ambientes geológicos que possam permitir a extração de água. Ela 
pode, entretanto, também ser usada para estimar características físicas dos aquíferos 
(porosidade e permeabilidade) e indicar parâmetros de potabilidade da água, tais como o seu 
grau de salinidade ou a presença de contaminações por poluentes químicos. Essas aplicações 
são aqui discutidas e apresentados exemplos do uso da Geofísica nos principais ambientes 
geológicos de ocorrência da água subterrânea. O objetivo do artigo é apresentar uma revisão e 
demonstrar a importância da aplicação da Geofísica no estudo da água subterrânea. 
Palavras-chave: Condutividade Hidráulica. Permeabilidade. Transmissividade. Interface Água 
Doce-Água Salgada. 
 
Abstract 
Geophysics, when applied to the study of groundwater, is commonly used in searching for 
rocks, structures or geological environments that can allow the extraction of water. It can, 
however, also be used to estimate physical aquifer characteristics (porosity and permeability) 
and to indicate water potability parameters, such as the degree of salinity or the presence of 
contamination by polluting chemicals. These applications are discussed here and presented 
examples of the use of geophysics in the main geological environments of occurrence of 
groundwater. The objective of this article is to review and demonstrate the importance of the 
application of geophysics in the study of groundwater. 
Keywords: Hydraulic Conductivity. Permeability. Transmissivity. Freshwater-Saltwater 
Interface. 
 
INTRODUÇÃO 
A água, alimento indispensável para a vida, pode ser encontrada em duas fontes 
naturais: a superficial e a subterrânea. A água de superfície encontra-se nos rios, lagos, 
igarapés, baías e oceanos, enquanto a água subterrânea ocorre nas camadas geológicas, abaixo 
da superfície da Terra. Da quantidade de água doce que existe na superfície e na subsuperfície 
até a profundidade de 1000 m, mais do que 95% é água subterrânea (Rebouças 1980). 
A utilização segura de água superficial como fonte de abastecimento doméstico de 
uma cidade requer uma série de cuidados, que envolve desde um bom planejamento e 
administração, até um controle da qualidade da água. Isto demanda muitos recursos e reflete 
num alto preço a ser pago pelo consumidor da água. 
Uma alternativa para o abastecimento de água, mais efetivo e de menor custo, é fazer 
uso, também, da água subterrânea retirada das camadas geológicas através de poços tubulares. 
Existem pelo menos sete razões principais para o uso de águas subterrâneas (Rebouças 
1980): 
 A água para uso das populações e indústrias apresenta-se isenta de organismos 
patogênicos, turbidez e cor, dispensando os caros processos de purificação exigidos 
pelas águas superficiais. 
 A água encontra-se mais protegida dos agentes de contaminação ou poluição. 
 A água apresenta volumes armazenados muito grandes em relação aos mananciais 
de superfície. 
 A água é de difícil contaminação radioquímica e de grande importância estratégica 
na problemática de segurança nacional, considerando-se as diferentes hipóteses de 
catástrofes atômicas ou ação de terrorismo. 
 Não há grande perda por evaporação, sendo pouco afetada pelos problemas de seca. 
 
 No nível de abastecimento público, permite parcelamento dos investimentos, na 
medida em que evolui a demanda. 
 Pode constituir-se na fonte principal ou complementar de abastecimento doméstico 
ou industrial. 
No estudo da água subterrânea, os materiais rochosos da subsuperfície podem ser 
classificados como: Aquíferos, aquícludos e aquífugos. 
Os aquíferos são os materiais da subsuperfície dotados de porosidade e permeabilidade 
suficientes para produzirem a água necessária a algum tipo de abastecimento. A 
permeabilidade dos aquíferos é normalmente superior a 10
-2
 darcy. 
Os materiais que não transmitem água a velocidades suficientes de modo a fornecerem 
quantidades adequadas para o abastecimento são chamados de aquícludos. Esses materiais 
têm baixa permeabilidade (inferior a 10
-2
 darcy). 
São classificados como aquífugos os materiais que, por não possuírem vazios 
interconectados, não são capazes de ceder ou absorver água. Esses materiais têm 
permeabilidade muito baixa ou nenhuma permeabilidade (menor do que 10
-4
 darcy), embora 
possam conter um grande número de poros. 
Conceitos básicos sobre as águas subterrâneas podem ser encontrados em De Viest 
(1969), Custodio e Llamas (1976), Freeze e Cherry (1979), Singhal e Gupta (1999), Fetter 
(2001), Alfaro et al. (2006) e Feitosa et al. (2008). 
 
 
AMBIENTES DE OCORRÊNCIA DA ÁGUA SUBTERRÂNEA 
A água subterrânea ocorre em dois tipos principais de ambientes geológicos: Nas 
bacias sedimentares, que abrigam grandes espessuras de sedimentos e de rochas sedimentares, 
 
e nas áreas de embasamento, onde rochas ígneas e metamórficas afloram ou são recobertas 
por uma pequena espessura de sedimentos (Figura 1). 
Nas bacias sedimentares a água subterrânea pode encontrar-se em aquíferos 
constituídos de sedimentos inconsolidados (areias, cascalhos) ou de rochas sedimentares 
(arenitos, calcários, dolomitos), que ocorrem na forma de camadas extensas ou de lentes ou, 
ainda, na forma de paleocanais. 
Nas áreas de embasamento a maior quantidade de água encontra-se normalmente nas 
fraturas que cortam rochas intrusivas, derrames basálticos ou rochas metamórficas. A água 
pode também ser retirada das zonas de alteração dessas rochas ou de paleovales nelas 
encaixados. 
 
Figura 1 – Ambientes geológicos de ocorrência de água subterrânea. 
 
 
 
POROSIDADE, CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA, PERMEABILIDADE E 
TRANSMISSIVIDADE 
No ambiente sedimentar a água subterrânea é armazenada nos poros das rochas. Por 
isso, as rochas e sedimentos de maior porosidade são as que apresentam o maior potencial 
para a retirada de água para abastecimento. Entretanto, a existência de grande porosidade não 
necessariamente implica que a rocha possa ser explorada como aquífero. É necessário que, 
além de conter grande quantidade de água, a rocha permita que essa água possa ser facilmente 
dela retirada. 
A capacidade de uma rocha ou sedimento ceder facilmente a água de seus poros é 
medida pela sua condutividade hidráulica ou pela sua permeabilidade. Assim, há rochas e 
sedimentos que apresentam grande porosidade (contêm grande quantidade de água) e elevada 
permeabilidade (cedem facilmente a água) como as areias inconsolidadas e os arenitos, mas 
também há rochas e sedimentos que apresentam grande porosidade e baixa permeabilidade 
(cedem água com dificuldade) como as argilas e os folhelhos. A Tabela 1 apresenta valores de 
porosidade para diversos tipos de sedimentos e rochas. 
 
Tabela 1 – Porosidade de sedimentos e rochas (adaptado de Freeze e Cherry 1979). 
 Porosidade (%) Porosidade (%) 
Cascalho 25 - 40 Arenito 5 - 30 
Areia 25 - 50 Calcário 0 - 20 
Silte 35 - 50 Dolomito 0 - 20 
Argila 40 - 70 Folhelho 0 - 10 
Basalto fraturado 5 - 50 Cristalina fraturada 0 - 10 
Calcário cárstico 5 - 50 Cristalina fechada 0 - 5 
 
A condutividade hidráulica e a permeabilidade são definidas respectivamente por: 
K
g
 


   C d 2 , (1) 
 
em que K é a condutividade hidráulica,  a permeabilidade intrínseca,  a densidade do 
fluido, g o valor da gravidade e  a viscosidade do fluido. 
A permeabilidade intrínseca, descrita pela expressão à direita, é função do meio, sendo 
C uma constante que depende do arredondamento e do arranjo dos grãos e da sua 
compactação na rocha e d o diâmetro médio dos grãos na rocha. A velocidade com que um 
fluido percorreum meio depende da condutividade hidráulica e do gradiente hidráulico, sendo 
expressa pelo negativo do produto dessas duas quantidades. Na Tabela 2 são apresentados 
valores de condutividade hidráulica e permeabilidade para alguns tipos de rochas e 
sedimentos. 
 
Tabela 2 – Condutividade hidráulica (K) e permeabilidade () de rochas e sedimentos 
(adaptado de Freeze e Cherry 1979). 
 K (m/s)  (darcy) K (m/s)  (darcy) 
Basalto permeável 10
-7
 – 10
-2
 10
-2
 - 10
3
 Folhelho 10
-13
 - 10
-9
 10
-8
 - 10
-4
 
Ígnea e metamórfica 
fraturada 
10
-8
 - 10
-4
 10
-3
 - 10 Argila 10
-12
 - 10
-9
 10
-7
 - 10
-4
 
Calcário e dolomito 10
-9
 - 10
-6
 10
-4
 - 10
-1
 Silte 10
-9
 - 10
-5
 10
-4
 - 1 
Arenito 10
-10
 - 10
-6
 10
-5
 - 10
-1
 Areia 10
-6
 – 10
-2
 10
-1
 - 10
3
 
Ígnea e metamórfica 
fechada 
10
-14
 - 10
-10
 10
-9
 - 10
-5
 Cascalho 10
-3
 - 1 10
2
 - 10
5
 
 
Rochas com valores de permeabilidade abaixo de 10
-4
 darcy são consideradas 
impermeáveis. Valores de permeabilidade são considerados baixos entre 10
-4
 e 1 darcy; 
médios, entre 1 e 10
2
 darcy; altos, entre 10
2
 e 10
4
 darcy; e muito altos, acima de 10
4
 darcy 
(Benedini 1976). 
 Transmissividade hidráulica (m
2
/s) é a quantidade de água que pode ser transmitida na 
horizontal por toda a espessura do aquífero. Seu valor é calculado pela expressão 
𝑇 = 𝐾ℎ, (2) 
em que 𝐾 é a condutividade hidráulica e ℎ a espessura do aquífero. 
 
RESPOSTA GEOFÍSICA 
O sucesso da Geofísica Aplicada como ferramenta de detecção depende de vários 
fatores, dentre os quais se destaca o contraste entre as propriedades físicas do objeto que está 
sendo investigado e as do ambiente que o rodeia. Desse modo, um objeto com densidade 
superior a 5 g/cm
3
, por exemplo, pode ter boas chances de ser detectado dentro do ambiente 
geológico, onde as rochas raramente apresentam valores de densidade superior a 3 g/cm
3
. 
Embora o contraste de propriedade física seja muito importante, outro fator que deve ser 
destacado é a concentração do objeto dentro do volume de material amostrado durante as 
medidas geofísicas. Por esse motivo, apesar do ouro possuir densidade e condutividade 
elétrica elevadíssimas em relação às das rochas hospedeiras, as medidas geofísicas não 
permitem que se detecte diretamente esse mineral, porque sua concentração nas rochas 
geralmente é inferior a 50 ppm. A concentração controla, pois, o contraste de propriedades 
físicas dentro do volume amostrado pelas medidas. Quanto menor a concentração, menor será 
o contraste, independente do valor absoluto da propriedade física do objeto da investigação e 
quanto menor o contraste, mais difícil se torna a detecção direta através de medidas 
geofísicas. Para que um contraste possa ser percebido pela Geofísica, a concentração não deve 
ser inferior a 1% (10000 ppm). 
A presença de água nos poros das rochas faz com que algumas das suas propriedades 
físicas sejam alteradas como, por exemplo, a condutividade elétrica e a densidade. A presença 
de água também afeta a velocidade com que as ondas sísmicas e as ondas eletromagnéticas se 
propagam nas rochas. Ainda assim, a prospecção de água subterrânea é uma aplicação 
indireta, isto é, não são as propriedades físicas das águas que são diretamente pesquisadas e 
que respondem aos métodos geofísicos. A tabela 3 mostra valores de propriedades físicas e da 
velocidade de propagação das ondas sísmicas para diversos tipos de rochas e sedimentos. 
 
 
Tabela 3 – Propriedades físicas e velocidade das ondas sísmicas para rochas e sedimentos 
(compilado de Astier 1975). 
 
Densidade 
(g/cm
3
) 
Resistividade (ohm.m) 
Veloc. Sísm. 
(m/s) 
Areias secas 1,4-2,2 1000-10000 600-1200 
Areias saturadas 1,8-2,4 0,5-5 (salg.); 50-500 (doce) 1600-2400 
Argilas 1,7-2,5 2-20 1800-2200 
Arenitos 2,0-2,6 50-10000 2000-3500 
Calcários 2,2-2,8 300-10000 3000-5000 
Granitos 2,6-2,8 100-10000 4000-6000 
Lavas 2,8-3,0 300-10000 2500-4000 
 
A teoria dos métodos geofísicos empregados na prospecção de água subterrânea é 
descrita por Astier (1975), Orellana (1982), Telford et al. (1990), Luiz e Silva (1995) e 
Kearey et al. (2009). 
Na prospecção de água subterrânea com métodos geofísicos são procuradas rochas, 
estruturas ou ambientes geológicos que possam permitir a extração de água. Os métodos 
geofísicos podem ainda ser usados para: 
a) Estimar características físicas dos aquíferos, como porosidade, permeabilidade e 
transmissividade (Benedini 1976; Griffiths 1976; Kelly 1977; Kosinski e Kelly 1981; 
Niwas e Singhal 1981; Ponzini et al. 1984; Marinho e Lima 1997; Vadav e Abolfazli 
1998; Hagrey e Müller 2000; Lima e Niwas 2000; Niwas e Lima 2003; Soupios et al. 
2007; Lu e Sato 2007; Nascimento e Lima 2013; Neves e Luiz 2015); 
b) Indicar alguns parâmetros de potabilidade da água, como, por exemplo, seu grau de 
salinidade (Hagrey e Müller 2000; Benkabbour et al. 2004) ou contaminações por 
poluentes químicos e orgânicos (Buselli et al. 1990; Costa e Ferlin 1992; Costa et al. 
1995; Benson et al. 1997; Sauck et al. 1998; Aquino e Botelho 2001; Nunes e Luiz 
2006; Laureano e Shiraiwa 2008; Baessa et al. 2010; Bahia et al. 2011; Cunha e 
Shiraiwa 2011). 
 
Os métodos geofísicos podem também fornecer informações sobre o sentido do fluxo 
da água subterrânea (Schiavone e Quarto 1984; Carvalho Junior 1997; Braz et al. 2000; Neves 
2002; Neves e Luiz 2003) e sobre o volume de água presente em aquíferos (West e Sumner 
1972; Van Overmeeren 1997). 
Embora os métodos elétricos e eletromagnéticos sejam os mais empregados nos 
estudos sobre águas subterrâneas, também os métodos sísmicos e a gravimetria podem 
fornecer bons resultados, como pode ser observado em Eaton e Watkins (1970), Hobson 
(1970), West e Sumner (1972), Zehner (1973), Van Overmeeren (1975), Van Nostrand 
(1976), Carmichael e Henry Jr. (1977), Stewart (1980), Ali e Whiteley (1981), Van 
Overmeeren (1981), Kobayashi (1982), Allis e Hunt (1986), Haeni (1986), Steeples e Miller 
(1990), Holman et al. (1999) e Mota e Monteiro dos Santos (2006). 
As principais aplicações da Geofísica na prospecção da água subterrânea e os métodos 
recomendados nessas aplicações são: 
 Determinação dos limites e espessura de uma bacia sedimentar - métodos da 
eletrorrestividade, sísmicos (refração e reflexão), gravimétrico, magnético. 
 Determinação da extensão lateral e espessura de camadas - métodos da 
eletrorresistividade, sísmicos (refração e reflexão). 
 Localização de paleocanais e paleovales - métodos da eletrorresistividade, 
polarização induzida, georadar (GPR), sísmicos (refração e reflexão), 
gravimétrico. 
 Localização de fraturas - métodos eletromagnéticos indutivos. 
 Determinação do topo do lençol freático - métodos da eletrorresistividade, 
georadar (GPR), sísmico de refração. 
 Determinação do contato entre água doce e água salgada - métodos da 
eletrorresistividade, eletromagnéticos indutivos, georadar (GPR). 
 
 Estudos do movimento (direção de fluxo) da água - método do potencial 
espontâneo. 
 Estudos da variação de permeabilidade - método da polarização induzida. 
 Estimativas de porosidade - métodos da eletrorresistividade, sísmico de 
refração e radiométrico (em medidas realizadas no interior de poços e na 
superfície do terreno para os 2 primeiros métodos e no interior de poços no 
caso do radiométrico). 
 Estimativas de permeabilidade - método da eletrorresistividade (em medidas 
realizadas no interior de poços e na superfície do terreno). 
 Estimativas do teor em sólidos dissolvidos (sais) - método da 
eletrorresistividade (em medidas realizadas no interior de poços). 
Apesar da Geofísica fornecer bastante informação na prospecção de água subterrânea, 
a nível mundial, 96 % dos gastos com prospecção geofísica entre 1976 e 1990 foram 
efetuados na procurade petróleo, enquanto que, dos 4 % restantes, 49 % foram dedicados à 
prospecção mineral, 4 % à prospecção de água subterrânea, 18 % à construção civil e 1 % à 
proteção ambiental (Luiz e Silva 1995). Atualmente, parece que esses percentuais pouco 
foram alterados. 
A seguir são apresentados exemplos de aplicações da Geofísica na prospecção de água 
subterrânea. 
 
ESTIMATIVAS DE POROSIDADE, TRANSMISSIVIDADE E CONDUTIVIDADE 
HIDRÁULICA 
A porosidade das rochas pode ser estimada a partir de valores da resistividade elétrica 
por meio da relação empírica denominada de Fórmula de Archie-Winsauer. Para o caso de 
formações saturadas, não argilosas, essa fórmula é 
 
𝜌𝑟 = 𝜌𝑎𝑎∅
−𝑚 , (3) 
em que 𝜌𝑟 é a resistividade da rocha saturada de água, 𝜌𝑎 a resistividade da água, ∅ a 
porosidade da rocha e 𝑎, 𝑚 são parâmetros empíricos relacionados respectivamente com a 
textura e a cimentação da rocha. O parâmetro a varia de 0,6 (rochas sedimentares) a 3,5 (tufos 
e lavas vulcânicas), enquanto o parâmetro m varia de 1,3, para sedimentos fracamente 
consolidados, a 2,3, para rochas com grãos bem cimentados (Keller 1970). 
Alguns dos valores típicos de a e m são (Keller 1970): a = 0,88 e m = 1,37 para rochas 
detritais fracamente cimentadas, com porosidade variando de 25 % a 45 % e idade terciária 
(areias, arenitos e alguns calcários); a = 0,62 e m = 1,72 para rochas sedimentares 
moderadamente cimentadas, com porosidade variando de 8 % a 35 % e idade geralmente 
mesozoica (arenitos e calcários); a = 0,62 e m = 1,95 para rochas sedimentares bem 
cimentadas, com porosidade entre 5 e 25 % e idade usualmente paleozoica; a = 3,5 e m = 1,44 
para rochas vulcânicas altamente porosas (20 a 80 %); a = 1,4 e m = 1,58 para rochas com 
menos de 4 % de porosidade (rochas ígneas e rochas sedimentares metamorfisadas). 
Em primeira aproximação, o uso de a = 1 e m = 2 produzem erros pequenos de 
estimativa para porosidades entre 10 % e 30 % (Keller e Frischknecht 1966). 
 A porosidade também pode ser estimada a partir da velocidade das ondas obtida em 
levantamentos de refração sísmica. Em formações consolidadas, saturadas e não argilosas é 
valida a Fórmula de Wyllie dada por (Astier 1975): 
1
𝑉
=
∅
𝑉𝑎
+
 1−∅ 
𝑉𝑚
, (4) 
sendo 𝑉 a velocidade no meio, ∅ a porosidade, 𝑉𝑎 a velocidade na água (1450 m/s) e 𝑉𝑚 a 
velocidade na matriz da rocha. De acordo com Astier (1975), resultados satisfatórios são 
normalmente alcançados usando-se os seguintes valores para 𝑉𝑚 : 6000 m/s em arenitos, 6400 
m/s em calcários e 7000 m/s em dolomitos. Por outro lado, em formações consolidadas, 
saturadas e argilosas a expressão passa a ser (Astier 1975): 
 
1
𝑉
=
𝑃𝑎𝑟𝑔
𝑉𝑎𝑟𝑔
+
∅
𝑉𝑎
+
1−𝑃𝑎𝑟𝑔 −∅
𝑉𝑚
, (5) 
em que 𝑃𝑎𝑟𝑔 é a percentagem de argila presente na rocha e 𝑉𝑎𝑟𝑔 a velocidade na argila (cerca 
de 2000 m/s). 
 Para estimativa da transmissividade hidráulica é necessário combinar a expressão (2), 
que define a transmissividade, com a expressão de definição da resistência elétrica transversal 
(R) de uma camada dada por (Orellana 1982): 
𝑅 = 𝜌ℎ, (6) 
em que 𝜌 representa a resistividade elétrica da camada e ℎ a sua espessura. Dessa combinação 
resulta 
𝑇 = 𝐾
𝑅
𝜌
 . (7) 
Se em determinada área 𝐾/𝜌 de um aquífero permanece constante, a representação do 
logaritmo da transmissividade (obtida em alguns poços da área) versus o logaritmo da 
resistência transversal calculada a partir de Sondagens Elétricas Verticais (realizadas próximo 
dos poços onde foram obtidos os valores de transmissividade) permite estabelecer uma 
relação linear entre a transmissividade e a resistência transversal. Desse modo, ao se 
realizarem sondagens elétricas em outros pontos da área é possível estimar a transmissividade 
e a condutividade hidráulica nesses pontos, sem que se precise perfurar um poço. Além disso, 
é possível identificar os locais de maior transmissividade do aquífero, para indicar locais de 
perfuração de poços. 
 
MAPEAMENTO DE CAMADAS AQUÍFERAS EM UMA BACIA SEDIMENTAR 
A Figura 2 mostra uma seção geoelétrica construída a partir da correlação lateral de 
modelos resultantes da interpretação de Sondagens Elétricas Verticais (SEVs) realizadas com 
o método da eletrorresistividade. O levantamento geofísico foi realizado na cidade de Bom 
Jesus do Tocantins, no sul do estado do Pará. Na seção há a indicação de duas possíveis 
 
camadas aquíferas. Uma mais rasa (camada 4) iniciando na profundidade de 20 m e a outra, 
mais profunda (camada 6) com topo à profundidade superior a 100 m. A indicação das 
camadas aquíferas foi feita com base na correlação da seção com informações adicionais 
obtidas em poço raso próximo e em observações de campo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2 – Seção geoelétrica construída a partir de modelos resultantes da interpretação de SEVs 
realizadas em Bom Jesus do Tocantins, sul do Pará. As camadas 4 e 6 foram indicadas como 
aquíferos. Os valores nas colunas representam as resistividades em ohm.m (adaptado de Alves e Luiz, 
2001). 
 
Outro exemplo do mapeamento de camadas aquíferas potenciais em uma bacia 
sedimentar é apresentado na Figura 3. Nessa figura, são mostrados resultados da interpretação 
de dados de gravimetria e de sísmica de refração obtidos sobre o mesmo perfil. O 
levantamento foi realizado no Indian Wells Valley, na Califórnia, EUA. A parte superior da 
figura mostra os valores da gravidade medidos no campo (linha contínua) e os valores da 
gravidade calculados (pontos) para o modelo da subsuperfície representado na parte mediana 
da figura. Na parte inferior da figura aparece o modelo representativo da subsuperfície obtido 
a partir dos dados de refração sísmica. Observa-se no modelo sísmico que as camadas 
sedimentares e o embasamento são caracterizados por valores de velocidade de propagação 
interpretados para a onda sísmica. Nota-se, comparando-se os dois modelos da subsuperfície, 
que eles são muito similares, embora o modelo obtido a partir da gravimetria seja menos 
 
detalhado que o modelo da sísmica, pois apenas consegue discriminar o embasamento e um 
pacote de sedimentos repousando sobre ele, sem individualizar as diversas camadas de 
sedimentos. 
 
 
Figura 3 – Modelos interpretativos de medidas gravimétricas e de sísmica de refração obtidos sobre 
perfil realizado em Indian Wells Valley, Califórnia, EUA (adaptado de Eaton e Watkins 1970). 
 
Mais exemplos da aplicação da geofísica no mapeamento de camadas aquíferas podem 
ser encontrados em Lima (1990), Souza e Luiz (1994), Harari (1996), Barbosa Junior e Alves 
(2013) e Mendes et al. (2014). 
 
LOCALIZAÇÃO DE FRATURAS NO AMBIENTE DE EMBASAMENTO 
Nas regiões em que existe pequena espessura de material sedimentar, a quantidade de 
água subterrânea que pode ser retirada do subsolo é geralmente muito pouca. Quantidades 
apreciáveis de água subterrânea podem, entretanto, ser retiradas de fraturas das rochas do 
embasamento que repousam logo abaixo do material sedimentar. 
 
Essas fraturas têm sido localizadas com sucesso através da aplicação dos métodos 
eletromagnéticos indutivos. A Figura 4 ilustra a aplicação do método eletromagnético nesse 
tipo de ambiente. O levantamento foi realizado ao longo de ruas na sede do município de 
Canaã dos Carajás, no sul do Pará, com medidas tomadas a intervalos de 50 m. Estão 
representadas na figura as medidas das componentes em-fase e quadratura obtidas com o 
sistema slingram HLEM Max-Min para três frequências (110 Hz, 880 Hz e 3250 Hz). A 
posição das fraturas aparece indicada por setas na figura. 
 
Figura 4 – Mapeamentode fraturas com o sistema eletromagnético slingram HLEM. A posição das 
fraturas está marcada por setas. As linhas contínuas representam a componente em-fase, enquanto as 
linhas tracejadas representam a componente em quadratura (adaptado de Alves e Luiz 2001). 
 
Outros exemplos de aplicação da Geofísica em ambiente de embasamento são 
descritos por Lima e Medeiros (1988), Medeiros e Lima (1990, 1991), Cavalcante et al. 
 
(2001), Souza Filho et al. (2006), Lima (2010), Oliveira (2011), Sousa e Luiz (2012) e 
Nascimento et al. (2013). 
 
MAPEAMENTO DA CUNHA SALINA EM ÁREA COSTEIRA 
Na zona de costa marinha, a água salgada infiltra em direção ao continente, 
posicionando-se por baixo da água subterrânea doce. O conhecimento da profundidade da 
interface que separa essas duas águas é importante para indicar a profundidade máxima que 
um poço de captação deve atingir para não atingir a água salgada. Esse é um problema que 
tem sido resolvido satisfatoriamente com o auxílio do método da eletrorresistividade e dos 
métodos eletromagnéticos indutivos, bem como do georadar (GPR). 
Na Figura 5 é mostrada a aplicação do método da eletrorresistividade por meio de 
SEVs para delinear a superfície que separa água doce-água salgada na Ilha Comprida, estado 
de São Paulo. A figura apresenta à esquerda o resultado obtido em 3 SEVs e à direita a 
localização dessas SEVs e o contato água doce-água salgada interpretado. 
 
Figure 5 - Determination of the freshwater-saltwater interface in Long Island, municipality of Iguape, 
Sao Paulo (adaptado de Davino et al. 1980). 
 
A Figura 6 mostra uma seção de resistividade onde foi possível identificar a interface 
água doce-água salgada. A seção foi obtida em caminhamento elétrico realizado na Vila de 
Algodoal, nordeste do Pará. De acordo com Luiz et al. (2001), a interface tem o valor de 125 
 
ohm.m, que foi estimado a partir da expressão (3), Fórmula de Archie-Winsauer, usando os 
valores de 25% para a porosidade e 20 ohm.m para a resistividade da água salobra presente na 
formação (constituída por areias). 
Outros trabalhos envolvendo o mapeamento da interface água doce-água salgada são 
apresentados por Arora e Bose (1981), Lima e Macedo (1983), Cavalcanti Neto (1986), 
Goldman et al. (1991), Silva (1991), Aquino et al. (1998a,b), Pereira et al. (2003), Land et al. 
(2004), De Mio et al. (2005) e Dias et al. (2007). 
 
Figura 6 – Seção de resistividade realizada em Algodoal, nordeste do Pará. A interface que separa 
água doce de água salgada está representada pela linha tracejada (adaptado de Luiz et al. 2001). 
 
SEPARAÇÃO ENTRE AQUÍFERO SALINO E AQUÍFERO DE ÁGUA DOCE 
A resposta geofísica ao método da eletrorresistividade produzida por aquíferos com 
água salobra e aquíferos argilosos com água doce é muito similar. Tanto a água salobra como 
a presença de argilosidade faz com que a resistividade diminua. Para separar esses efeitos, 
Roy e Elliott (1980) usaram o método da polarização induzida, que produz valores altos na 
presença de argila e baixos na presença de água salgada. A Figura 7 ilustra essa aplicação do 
método da polarização induzida. Na figura é feita uma comparação entre medidas obtidas em 
SEVs com os métodos da eletrorresistividade e polarização induzida. Na Figura 7 (a) estão 
SEVs realizadas sobre aquífero com água salobra: a resistividade é menor do que o limite 100 
Ω.m e a polarização induzida menor do que o limite de 3 ms. Na Figura 7 (b) as SEVs foram 
 
executadas sobre aquífero argiloso com água doce: a resistividade está próxima do limite de 
100 Ω.m e a polarização acima do valor limite de 3 ms. 
 
 
Figura 7 – Comparação entre medidas obtidas em SEVs com os métodos da eletrorresistividade e 
polarização induzida, para separar aquíferos com água salobra de aquíferos argilosos com água doce 
(adaptado de Roy e Elliott 1980). 
 
IDENTIFICAÇÃO DE ZONAS ARENOSAS ATRAVESSADAS POR UM POÇO 
Durante a perfuração de um poço para captação de água subterrânea, são coletadas 
amostras do material que está sendo cortado. A finalidade dessa amostragem é a identificação 
das zonas mais promissoras para a explotação da água (normalmente as zonas arenosas, em 
uma bacia sedimentar). Muitas vezes, os limites das zonas arenosas são difíceis de serem 
determinados com base apenas na amostragem do material cortado; além disso, intercalações 
argilosas nas zonas arenosas também podem ser de difícil reconhecimento. Esses problemas 
 
podem ser facilmente resolvidos perfilando-se o poço com medidas geofísicas. A delimitação 
dos limites das zonas arenosas fornecida pela perfilagem auxilia no posicionamento preciso 
dos filtros de captação de água. 
Conceitos básicos sobre a perfilagem de poços aplicada à água subterrânea podem ser 
encontrados em Keys (1970, 1989), Nery (2008) e Nery (2013). 
Na Figura 8 estão representadas parte das medidas geofísicas obtidas durante a 
perfilagem de um poço perfurado na região metropolitana de Belém-PA. No poço foram 
“corridos” os perfis elétricos de resistência elétrica (RE) e potencial espontâneo (PE) e o 
perfil nuclear de Raios Gama. A correlação entre os 3 perfis permitiu identificar 3 zonas 
arenosas, que constituem possíveis aquíferos indicados para retirada de água. Essas zonas 
estão destacadas pelos símbolos I, II e III. A posição das zonas foi identificada associando-se 
baixos valores de contagens de raios gama (cps – contagens por segundo) com valores altos 
de resistência elétrica e valores baixos de potencial espontâneo. Essa associação caracteriza a 
presença de zonas arenosas, em oposição aos altos valores de raios gama, baixos valores de 
resistência elétrica e altos valores de potencial espontâneo que as zonas argilosas produzem. 
A caracterização de zonas arenosas em perfis de poços e sua correlação lateral para a 
definição de camadas aquíferas é apresentada por Lima e Ribeiro (1982), Keys (1989), Souza 
e Luiz (1994) e Freimann et al. (2014). 
 
 
Figura 8 – Perfilagem de poço perfurado em ambiente de bacia sedimentar para a captação de água 
subterrânea. PE = potencial espontâneo; RE = resistência elétrica. As zonas arenosas estão destacadas 
pelas linhas tracejadas com os símbolos I, II e III. 
 
 
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