INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS DA AMAZÔNIA – INPA
UNIVERSIDADE ESTADUAL DO AMAZONAS – UEA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CLIMA E AMBIENTE
Caracterização hidrogeológica da região a norte da cidade de
Manaus, com base em informações geofísicas (resistividade
elétrica), geológicas e geomorfológicas
João da Silva Carvalho
Manaus, Amazonas
Março, 2012
i
João da Silva Carvalho
Caracterização hidrogeológica da região a norte da cidade de Manaus, com
base em informações geofísicas (resistividade elétrica), geológicas e
geomorfológicas
Orientador: Dr. Javier Tomasella
Tese apresentada ao Instituto
Nacional de Pesquisas da Amazônia/
Universidade
do
Estado
do
Amazonas como parte dos requisitos
para obtenção do Título de Doutor
em Clima e Ambiente
Manaus, Amazonas
Março, 2012
ii
INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS DA AMAZÔNIA – INPA
UNIVERSIDADE ESTADUAL DO AMAZONAS – UEA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CLIMA E AMBIENTE
Título da Tese:
Caracterização hidrogeológica da região a norte da cidade de Manaus, com
base em informações geofísicas (resistividade elétrica), geológicas e
geomorfológicas
João da Silva Carvalho
Banca Julgadora
Javier Tomasella (Orientador)
Rutenio Luiz Castro de Araujo (Membro)
Shozo Shiraiwa (Membro)
Solange dos Santos Costa (Membro)
Clauzionor Lima da Silva (Membro).
Manaus, Amazonas
Março, 2012
iii
C331
Carvalho, João da Silva
Caracterização hidrogeológica da região a norte da cidade de
Manaus, com base em informações geofísicas (resistividade
elétrica), geológicas e geomorfológicas /João da Silva Carvalho.--Manaus : [s.n.], 2012.
xxii, 157 f. : il. color.
Tese (doutorado) --- INPA, Manaus, 2012
Orientador : Javier Tomasella
Área de concentração : Clima e Ambiente
1. Geologia. 2. Geomorfologia. 3. Geofísica. 4. Hidrogeologia.
5. Águas subterrâneas. 6. Aquífero Alter do Chão. I. Título.
Sinopse:
Foram estudados os aspectos hidrogeológicos da região a norte da cidade de
Manaus, com base em dados geofísicos, geológicos, geomorfológicos e de
oscilação do nível freático, enfatizando a preservação da área de recarga do
aquífero Alter do Chão.
Palavras-chave: Geologia, Geomorfologia, Geofísica, Hidrogeologia, Aquífero Alter
do Chão
iv
DEDICATÓRIA
Dedico, com todo carinho, à minha Mãe, Dona Guiomar, e à minha esposa Dulcimar e
filhos (Priscila, Jonathan e Vinícius).
v
AGRADECIMENTOS
Agradeço:
. A Deus, pela vida, saúde e capacidade para realizar tarefas, e pensar os
desafios;
. Ao CNPq, pela aprovação e liberação de recursos que muito auxiliaram na
execução deste projeto;
. Ao Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia (INPA) e Universidade do
Estado Amazonas (UEA), através do programa de Pós-Graduação em Clima e
Ambiente, pela oportunidade concedida e apoio ao desenvolvimento deste programa;
. À Universidade Federal do Amazonas, por nos dar condições de tempo e
disponibilização da estrutura, incluindo laboratórios, equipamentos e veículos, que
auxiliaram nas etapas de campo e laboratório;
. Ao Laboratório de Geofísica do Departamento de Geologia Geral da UFMT,
pela disponibilização do equipamento (resistivímetro) para complementação do
levantamento de resistividade elétrica;
. Ao Dr. Eduardo da Silva Pinheiro, do Departamento de Geografia do
ICHL/UFAM, pela seção do GPS Diferencial para realização do levantamento
topográfico;
. Ao Sistema de Proteção da Amazônia (SIPAM), pelo fornecimento de
informações (imagens digitais) para auxiliar no desenvolvimento do projeto;
. À CPRM, pela liberação de informações pluviométricas e fluviométricas da
Estação de Rio Preto da Eva;
. Ao Dr. Javier Tomasella, pela confiança depositada e pela orientação e
sugestões sempre objetivas.
. Aos doutores Rutenio Luiz Castro de Araujo e Clauzionor Lima da Silva, do
Departamento de Geociências da UFAM, por estarem sempre dispostos a colaborar.
. Ao Dr. Shozo Shiraiwa, da Universidade Federal do Mato Grosso, pelo apoio
na realização dos levantamentos de campo, processamento de dados geofísicos e
pelas sugestões;
. Ao Dr. Alteredo Cutrim, da Universidade Federal do Mato Grosso, pelas
sugestões e apoio no processamento de dados geofísicos;
. À Dra. Solange dos Santos Costa pelo apoio e sugestões formuladas;
. À Dra. Jamile Dehaini pelas sugestões formuladas;
vi
. Aos colegas contemporâneos dos cursos de Doutorado e Mestrado do
programa de Pós-Graduação em Clima e Ambiente do INPA/UEA, pela convivência e
oportunidades de discussão de assuntos pertinentes;
. Aos alunos da disciplina Geofísica I, do Curso de Geologia, Turma 2010/2,
que participaram, na qualidade de aprendizes, da realização de duas sondagens
elétricas verticais e um caminhamento elétrico horizontal, na rodovia BR-174
(Presidente Figueiredo);
. À minha família, pela paciência e compreensão, pelas ausências e
abnegações.
. Às demais pessoas e instituições que, de forma direta ou indireta,
contribuíram para a execução deste projeto.
vii
EPÍGRAFE
“Embora ninguém possa voltar atrás e fazer um novo começo, qualquer um pode
começar agora e fazer um novo fim”.
Chico Xavier
viii
RESUMO
A área de abrangência deste trabalho situa-se na região a norte da cidade de Manaus,
compreendida entre as coordenadas 2º00’ e 3º00’ de latitude sul e 59º30’ e 60º30’ de
longitude oeste, onde predominam exposições sedimentares clásticas e pelíticas da
Formação Alter do Chão, de idade neocretácea, que se sobrepõe, em discordância
angular, a outras unidades paleozóicas da bacia. O relevo nessa região se apresenta
bastante dissecado pela drenagem, onde se destacam colinas de topos arredondados
(platôs), vales amplos, normalmente limitados por vertentes íngremes, onde se
encaixam pequenos cursos d'água. A rede de drenagem, de padrão dominante subdendrítico, é constituída pelas bacias dos rios Cuieiras, Branquinho, Puraquequara e
Preto da Eva e igarapés Tarumã Mirim e Tarumã Açu, alongadas e orientadas
segundo as direções NW-SE a NE-SW, condicionadas às direções dos principais
lineamentos tectônicos dessa região. Texturalmente os solos variam de argiloso nos
platôs a arenoso nos baixios, sobre os quais se desenvolveu uma exuberante
cobertura vegetal (Floresta Tropical Amazônica), em clima quente e úmido, com média
de precipitação superior a 2.300 mm/ano. Essa floresta exerce uma grande influência
ambiental, notadamente no equilíbrio do ciclo hidrológico regional, além de seu papel
no processo de recarga do aquífero Alter do Chão, a mais importante reserva
estratégica de água doce da região. Os processos tectônicos, que influenciaram a
morfologia do relevo local e condicionaram as drenagens, também exercem influência
no processo de armazenamento e fluxo de água subterrânea. Os resultados do
levantamento geoelétrico revelaram a existência de camadas de materiais clásticos e
pelíticos, intercaladas e descontínuas, que se prolongam e se afunilam para norte, até
o seu limite com rochas paleozóicas do Grupo Trombetas. O processo de recarga
desse manancial subterrâneo, a partir da infiltração da água através de toda essa
superfície, é mais eficaz devido a existência da cobertura vegetal. O monitoramento de
nível freático realizado na bacia do rio Preto da Eva, ao longo de um período
hidrológico anual (2010/2011), apresentou variação de nível da ordem de 7,0 metros
(com taxa de variação volumétrica de 2,9 mm/ano), onde o nível máximo aconteceu
cerca de um mês após o pico da estação chuvosa, enquanto que o nível mínimo
ocorreu durante a estação chuvosa, com defasagem de até quatro meses do pico de
chuva. Esse retardo corresponde ao período em que ocorre a recarga do aquífero,
quando as drenagens são alimentadas pelo fluxo de base. Uma estimativa preliminar
ix
aponta, para essa porção do aquífero Alter do Chão, um estoque de cerca de 130 km3
de água de boa qualidade, disponível para uso. Todavia, a manutenção desse estoque
depende, fundamentalmente, da ocupação e uso sustentável dessas terras,
respeitando os limites de desflorestamento, as condições geomorfológicas locais e o
uso sustentável dessa porção da floresta tropical Amazônica.
x
ABSTRACT
The area covered by this work lies in the region north of the Manaus city, between the
coordinates 2o00’ and 3o00' south latitude and 59o30'and 60o30' west longitude, which
predominantly exhibits sedimentary rocks of the Alter do Chão Formation, represented
by fluvial-lacustrine, clastic and pelitic rocks, from late Cretaceous age. The relief in
this region is considerable dissected by drainage, which contrast the hills of rounded
tops (platôs), broad valleys, usually limited by steep slopes, where are located small
streams. The drainage system, with dominant sub-dendritic pattern, is formed by the
basins of rivers Cuieiras, Branquinho, Puraquequara and Preto da Eva, and streams
Tarumã Mirim and Tarumã Açu, extending and oriented according to the directions
NW-SE to NE-SW and the main tectonic lineaments of the region. The soil texture is
ranged from clayey in the plateaus to sandy in the shallows, on which has grow a lush
vegetation (Amazon Rainforest), in hot and humid local climate, with average rainfall
exceeding 2,300 mm/year. This forest has a major environmental influence, especially
in the balance of the regional hydrological cycle, in addition to its role in the process of
recharge of the Alter do Chão aquifer, the most important strategic reserve of fresh
water in the region. The tectonic processes that influence the local morphology and
conditioned the drainages, has also influence on the storage and groundwater flow.
The results of the geoelectrical survey revealed the existence of intercalate and
discontinuous layers of pelitic and clastic material, which extend and taper north to its
boundary with the Paleozoic rocks of the Trombetas Group. The groundwater level
monitoring conducted in the Preto da Eva River, over a hydrological year period
(2010/2011), changed the order of 7.0 meters (volumetric variation rate of 2.9
mm/year), where the maximum occurred one month after the peak of the rainy season,
while the minimum occurred during the rainy season, with a lag of up to 4 months of
peak rainfall. This long delay period corresponds to the period in which the aquifer is
recharged, when the drains are fed by basis flow. A preliminary estimate points to that
portion of the Alter do Chão aquifer, a stock of about 130 km3 of water of good quality,
available for use. However, maintaining this value depends basically on the sustainable
use and occupation of these lands, considering the limits of deforestation, the local
geomorphological conditions and the sustainable use of that portion of the Amazon
rainforest.
xi
SUMÁRIO
Lista de Tabelas
xiv
Lista de Figuras
xvi
1. INTRODUÇÃO
1
2. ESTADO DA ARTE
9
2.1. Aspectos geológicos
9
2.1.1. Generalidades
9
2.1.2. Evolução tectônica da Bacia do Amazonas
11
2.1.3. Estratigrafia da Bacia do Amazonas
12
2.1.4. Neotectônica na Amazônia
17
2.2. Aspectos geomorfológicos
20
2.2.1. Generalidades
20
2.2.2. Relevo
24
2.2.3. Drenagem
24
2.3. Método geofísico da Eletrorresistividade
26
2.3.1. Generalidades
26
2.3.2. Arranjos eletródicos
28
2.3.3. Técnicas de campo
29
2.4. Hidrologia e Hidrogeologia
31
2.4.1. Generalidades
31
2.4.2. O Ciclo Hidrológico
33
2.4.3. Os caminhos da água a partir da superfície terrestre
35
2.4.3.1. Infiltração
35
2.4.3.2. Processos de escoamento
36
2.4.3.3. Zonas hidrológicas
37
xii
2.4.3.4. Águas subterrâneas e Aquíferos
38
2.4.4. Distribuição volumétrica de água na Terra
42
2.4.5. Disponibilidade de água e Balanço Hídrico Global
44
2.4.6. Distribuição e disponibilidade de águas doces no Brasil
48
2.4.6.1. A Região Hidrográfica Amazônica
58
2.4.6.2. O Sistema Aquífero Alter do Chão
63
3. OBJETIVOS
65
3.1. Objetivo Geral
65
3.2. Objetivos Específicos
65
4. MATERIAIS E MÉTODOS
66
4.1. Materiais
66
4.2. Métodos
66
4.2.1. Pesquisa de informações disponíveis na literatura (relatórios, teses,
66
dissertações, artigos e informações disponibilizadas na internet),
visando a caracterização geológica e geomorfológica local
4.2.2. Organização da estrutura de apoio às atividades de processamento
66
digital de imagens e de dados geofísicos
4.2.3. Organização da base de dados de referência
67
4.2.4. Realização de processamentos digitais sobre imagens SRTM
67
4.2.5. Construção de poços para monitoramento de nível freático
70
4.2.6. Monitoramento de Nível Freático
71
4.2.7. Avaliação de informações de perfis de poços perfurados na área
72
4.2.8. Avaliações sobre informações pluviométricas e fluviométricas da
74
Estação Rio Preto da Eva
4.2.9. Determinação das cotas (altitudes) topográficas das localizações
76
(poços, SEVs, CEH e bases de amarração), por meio de GPS
Diferencial
4.2.10. Levantamento geofísico (resistividade elétrica) de superfície
79
4.2.11. Processamento de dados geoelétricos
80
xiii
5. RESULTADOS
81
5.1. Avaliação dos aspectos geomorfológicos
81
5.1.1. Análise do relevo
81
5.1.2. Análise da drenagem
90
5.2. Avaliação dos dados geofísicos
92
5.2.1. Resultados das sondagens elétricas verticais (SEVs)
93
5.2.2. Resultados dos caminhamentos elétricos horizontais (CEH)
113
5.3. Avaliação dos dados pluviométricos e fluviométricos
118
5.4. Análise dos dados do monitoramento de nível freático
121
5.5. Disponibilidade de água subterrânea e balanço hídrico
126
5.6. Avaliação da área de recarga e descarga do aquífero Alter do Chão, no
129
âmbito da região a norte de Manaus
5.7. A recarga do aquífero Alter do Chão e as mudanças climáticas
131
6. CONCLUSÕES
137
7. REFERÊNCIAS
142
xiv
Lista de Tabelas
Tabela 1
Aspectos
quantitativos
dos
principais
reservatórios
terrestres
43
(Karmann, 2003 apud Teixeira et al., 2001;Tundisi, 2005 e Rebouças
et al.,2006; USGS, 2010)
Tabela 2
Disponibilidade anual de água doce por continente (Fonte: Hoekstra
45
e Hung, 2003)
Tabela 3
Relação dos 20 países detentores das maiores disponibilidades de
45
água doce do planeta (Fonte: Hoekstra e Hung, 2003)
Tabela 4
Contribuição dos fluxos subterrâneos à descarga dos rios (km3/ano) –
47
Fonte: modificado de Tundisi (2005)
Tabela 5
Principais aquíferos/sistemas aquíferos do planeta (Fonte: MMA,
47
2007)
Tabela 6
Parâmetros dimensionais, descarga e disponibilidade hídrica das
50
regiões hidrográficas brasileiras. Fonte: MMA (2006) e ANA (2009)
Tabela 7
Abrangências
geográficas
das
principais
bacias
hidrográficas
51
Reservas de águas subterrâneas do Brasil (Fonte: ANEEL, 1999,
53
brasileiras. Fonte: Tucci (2001)
Tabela 8
apud Varella Neto, 2008)
Tabela 9
Aspectos gerais de algumas bacias hidrográficas da Região 62
Hidrográfica Amazônica. Fonte: MMA (2006)
Tabela 10 Vazões
médias
nas
sub-regiões
Hidrográfica Amazônica, e
hidrográficas
da
Região
62
suas respectivas disponibilidades
hídricas, de acordo com a classificação da UNESCO (MMA, 2006)
Tabela 11 Informações sobre localização e características construtivas dos
70
poços de monitoramento
Tabela 12 Dados dos totais mensal e anual de precipitação medida na Estação
Pluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM), para o período de
74
xv
1995 a agosto de 2011
Tabela 13 Cotas médias mensais do nível do rio Preto da Eva, obtidas na
75
Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM), para o
período de 1995 a agosto de 2011
Tabela 14 Vazões médias mensais do rio Preto da Eva, fornecidas pela
75
Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM), para o
período de 1995 a agosto de 2011
Tabela 15 Pontos com localização topográfica, georreferenciados por meio de
78
GPS
Tabela 16 Informações sobre localização e características dos poços de
94
monitoramento
Tabela 17 Medidas de profundidade do nível freático nos poços de
monitoramento
122
xvi
Lista de Figuras
Figura 1
Mapa de localização da área de estudo. Fonte: IBGE
1
Figura 2
Seção estratigráfica esquemática da borda norte da Bacia do
Amazonas, ao longo da rodovia BR-174 (km 30 - km 98). Fonte:
CPRM/SGB (2010)
2
Figura 3
Imagem SRTM mostrando a localização das áreas de ocupação,
representadas fundamentalmente pelo Distrito Agropecuário da
SUFRAMA (DAS) e Assentamento Tarumã Mirim (ATM)
5
Figura 4
Configuração da gradação textural dos solos ocorrentes na região,
em função da topografia (conforme Pinheiro et al., 2007)
6
Figura 5
Mapa de localização da Bacia Sedimentar Paleozóica do
Amazonas, destacando as feições limítrofes com as demais bacias
sedimentares da Região Norte do Brasil, sendo: (1) Arco de
Iquitos, (2) Arco de Purus e (3) Arco de Gurupá (modificado de
Wanderley Filho et al., 2006)
9
Figura 6
Subdivisão do Cráton Amazônico em províncias geocronológicas e
domínios tectono-estratigráficos (conforme sugerido por Reis et al.,
2006)
10
Figura 7
Compartimentação da Bacia do Amazonas (conforme Wanderley
Filho, 1991)
12
Figura 8
Carta Estratigráfica da Bacia do Amazonas (Fonte: Cunha et al.,
2007)
15
Figura 9
Mapa geológico da área de abrangência deste trabalho. Fonte:
CPRM (2011
17
Figura 10
Lineamentos dos rios afluentes da margem esquerda do Rio
Amazonas, na região de Manaus (Fonte: Silva, 2005)
18
Figura 11
Mapa das unidades morfoestruturais da área (retângulo destacado
em traço vermelho), baseado em Nascimento et al. (1976) e Costa
et al. (1978)
21
Figura 12
Mapa de unidades do relevo da região norte da cidade de Manaus
(IBGE, 2006).
22
Figura 13
Imagem SRTM destacando as feições de relevo (interflúvios
alongados) e drenagem (alinhamento dos vales principais)
22
xvii
Figura 14
Modelo 3-D topográfico digital mostrando as principais feições
morfoestruturais da região (conforme Silva, 2005), sendo: (1)
Escarpa de falha do rio Cuieiras, (2) Escarpa de falha do Igarapé
Tarumã Mirim, (3) Escarpa de falha do rio Urubu e (4) Interflúvio
Urubu-Preto da Eva (adaptado de Silva, 2005)
24
Figura 15
Mapa de drenagem da região norte de Manaus, obtido por
processamento de imagens SRTM
25
Figura 16
Seção vertical mostrando a configuração geral das linhas equipotenciais e
de fluxo de corrente, em terreno homogêneo, geradas a partir da indução
de corrente elétrica no terreno, através do sistema de dois pontos de
emissão de corrente (A e B), destacando ainda o sistema (MN) de
medição do potencial elétrico resultante. Adaptado de Telford et al. (1990)
27
Figura 17
Representação esquemática do fluxo de corrente elétrica no
subsolo, mostrando as linhas de fluxo de corrente (azul) e as
equipotenciais (vermelhas). Fonte: Braga (2007)
27
Figura 18
Representação esquemática da distribuição eletródica conforme os
arranjos Schlumberger (A) e Dipolo-dipolo (B)
29
Figura 19
Representação esquemática da configuração eletródica Dipolodipolo para a realização de CEH. Braga (2007)
30
Figura 20
Configuração da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). Fonte:
site
http://ludmila-marrara.blogspot.com/2009/06/zona-deconvergencia-intertropical. html
33
Figura 21
O Ciclo Hidrológico e o Balanço Hídrico Global. Fonte: FISRWG
(1998)
34
Figura 22
Circulação oceânica induzida pelo vento (Fonte: Marengo, 2004)
35
Figura 23
Representação esquemática dos processos de escoamento
superficial e sub-superficial (modificado de Tarboton, 2003)
37
Figura 24
Compartimentação hidrológica do perfil do solo, em função do grau
de saturação do mesmo
38
Figura 25
Representação da circulação da água subterrânea, definindo as
linhas de fluxo e de iguais valores de potencial hidráulico. Fonte:
Teixeira et al. (2001)
39
Figura 26
Representação esquemática da Lei de Darcy, onde Q é a vazão, A
é área da seção, L é o comprimento (extensão) do escoamento, h
= h1 – h2, é o potencial hidráulico e K é a condutividade hidráulica
do meio
40
Figura 27
Representação esquemática dos principais tipos de aquíferos
quanto aos tipos de interstícios. Fonte: MMA (2007)
40
xviii
Figura 28
Representação esquemática dos principais tipos de aquíferos e
seus respectivos níveis de pressão
41
Figura 29
Distribuição relativa das águas no planeta Terra. Fonte: ANA
(2010)
44
Figura 30
Distribuição da água doce superficial no mundo. Fonte: ANA (2007,
adaptado da UNESCO)
48
Figura 31
Média histórica de precipitação (1961 a 2007) para o território
brasileiro, onde as regiões hidrográficas estão representadas pelas
siglas: (A) Amazônica, (B) Tocantins-Araguaia, (C) Atlântico
Nordeste Ocidental, (D) Parnaíba, (E) Atlântico Nordeste Oriental,
(F) São Francisco, (G) Atlântico Leste, (H) Atlântico Sudeste, (I)
Atlântico Sul, (J) Uruguai, (L) Paraná e (M) Paraguai. Fonte: ANA
(2009)
49
Figura 32
Anomalias normalizadas de chuva para o Norte (A) e Sul (B) da
Amazônia, desde 1929 até 1997. Fonte: Marengo (2004)
49
Figura 33
Regiões hidrográficas brasileiras, de acordo com Plano Nacional
de Recursos Hídricos. Fonte: ANA (2007)
50
Figura 34
Feições morfotectônicas da Plataforma Sul-Americana onde se
originam as nascentes dos principais rios formadaores das bacias
hidrográficas brasileiras. Fonte: adaptado de Schobenhauss e Brito
Neves (2003)
52
Figura 35
Principais Províncias e Subprovíncias Hidrogeológicas do Brasil e
suas relações com as regiões hidrográficas. Fonte: MMA (2007)
55
Figura 36
Mapa de Domínios/Subdomínios Hidrogeológicos do Brasil. Fonte:
CPRM/SGB (2007)
55
Figura 37
Mapa de distribuição das principais bacias
brasileiras. Fonte: site http://www.phoenix. org.br
sedimentares
56
Figura 38
Mapa com a localização dos principais sistemas aquíferos do
Brasil. Fonte: MMA (2007)
57
Figura 39
Região hidrográfica Amazônica. Adaptado de MMA (2006)
59
Figura 40
A Bacia Hidrográfica Amazônica, destacando o rio principal
(Solimões/Amazonas) e seus principais tributários. Fonte: site
portalsaofrancisco.com.br
60
Figura 41
Subdivisão (nível 2) da Bacia Hidrográfica Amazônica, em Subbacias hidrográficas. Adaptado de MMA (2006)
61
Figura 42
Mapa Hipsométrico da região de rio Preto da Eva, mostrando a
localização dos poços de monitoramento
71
xix
Figura 43
Fotografias mostrando detalhes da atividade de construção dos
poços de monitoramento, por meio de trado manual, destacando o
processo perfuração (A), o tipo de broca utilizada (B), o
mecanismo de limpeza do furo (C) e o acabamento final, com base
de proteção e tubo de acesso (D)
71
Figura 44
Fotografia mostrando detalhe do método de medida da
profundidade do nível freático, utilizando sonda medidora de nível
d’água
72
Figura 45
Seção topográfica mostrando o posicionamento dos poços de
referência e suas localizações em mapa
73
Figura 46
Esquema da determinação altimétrica por GPS. Fonte: Santos e
Sá (2006)
76
Figura 47
Fotografia mostrando o aparelho GPS instalado para rastreamento
de satélites e determinação de parâmetros geométricos para o
posicionamento de pontos topográficos
77
Figura 48
Fotografia exemplificando a localização de um ponto de SEV (A) e
a instrumentação utilizada no levantamento, destacando a
distribuição de eletrodos, em superfície (B)
79
Figura 49
Mapa topográfico com espaçamento entre curvas de níveis de 20
metros, produzidos a partir de processamento de imagens SRTM,
por meio do software ArcGis
82
Figura 50
Mapa hipsométrico produzido a partir do processamento de
imagens SRTM, por meio do software ArcGis, envolvendo a área
de estudo (retângulo tracejado, branco), com intervalos de 20
metros
83
Figura 51
Mapa de lineamentos do relevo (conforme Silva, 2005)
84
Figura 52
Perfil topográfico (SRTM) ao longo do meridiano de 60oW, desde a
região da periferia norte da cidade de Manaus (3º00’S) até a região
sul do município de Presidente Figueiredo (2º00’S)
85
Figura 53
Detalhe da zona de divisor de água (radial)
86
Figura 54
Perfil topográfico SRTM transversal aos vales dos rios
Puraquequara,
Preto
da
Eva
e
Urubu,
destacando,
esquematicamente, os efeitos tectônicos na morfologia do relevo
87
Figura 55
Mapa de lineamentos de drenagem (conforme Silva, 2005)
88
Figura 56
Mapa de declividade do relevo, obtido a partir de processamento
digital de imagens SRTM, no ArcGis 9.3, com intervalo em
porcentagens
89
xx
Figura 57
Mapa 3D da área de estudo, obtido a partir de processamento
digital de imagens SRTM, no ArcGis 9.3
90
Figura 58
Mapa destacando as bacias de drenagens da região de estudo,
com indicação do sentido do possível basculamento (seta) das
bacias principais (adaptado de Silva, 2005)
92
Figura 59
Mapa de localização das sondagens elétricas verticais (SEV).
Base: Mapa geológico do IBGE
93
Figura 60
Seção BR-174 mostrando o posicionamento das SEVs (1 a 11), ao
longo de um perfil topográfico (SRTM) segmentado, com exagero
vertical da ordem de 30 vezes
94
Figura 61
Seção AM-010 mostrando o posicionamento das SEVs (12, 13, 14
e 15), ao longo de um perfil topográfico (SRTM) segmentado, com
exagero vertical da ordem de 30 vezes
94
Figura 62
Perfil da SEV 1 (Fazenda Experimental da UFAM – km 38 da
rodovia BR-174)
96
Figura 63
Perfil da SEV 2, localizada no km 41 da rodovia BR-174
97
Figura 64
Perfil da SEV 3 posicionada no km 44 da rodovia BR-174
98
Figura 65
Perfil da SEV 4 (Ramal ZF2 - km 50 da rodovia BR-174)
99
Figura 66
Perfil da SEV 5 (Ramal de fazenda - km 57 da rodovia BR-174)
100
Figura 67
Perfil da SEV 6 (Ramal ZF3 - km 63 da rodovia BR-174)
101
Figura 68
Perfil da SEV 7 (Ramal do km 78 da rodovia BR-174)
102
Figura 69
Perfil da SEV 8 (paralela à margem leste da rodovia BR-174 – km
94)
103
Figura 70
Perfil da SEV 9 (paralela à margem leste da rodovia BR-174 – km
96 - ASFRAMA)
104
Figura 71
Perfil da SEV 10, localizada no ramal do km 85 da rodovia BR-174
105
Figura 72
Perfil da SEV 11 (margem leste da rodovia BR-174 – km 71)
106
Figura 73
Perfil da SEV 12, localizada no km 82 da rodovia AM-010
107
Figura 74
Perfil da SEV 13, localizada no km 68 da rodovia AM-010
108
Figura 75
Perfil da SEV 14, localizada no ramal ZF7-B (km 85 da rodovia
AM-010)
109
Figura 76
Perfil da SEV 15, localizada no ramal ZF1 (km 53 da rodovia AM010)
110
xxi
Figura 77
Seção estratigráfica interpretada dos dados de SEVs, concernente
à seção BR-174, mostrando as correlações entre os perfis das
mesmas
112
Figura 78
Seção estratigráfica interpretada dos dados de SEVs 15, 13, 14 e 12,
concernente à seção AM-010, mostrando as correlações entre os perfis
das mesmas
112
Figura 79
Seção modelo de resistividade elétrica de uma porção do limite
norte da Formação Alter do Chão (km 94 da BR-174), com
deslocamento de sul para norte
114
Figura 80
Seção modelo de resistividade elétrica de uma porção do limite
norte da Formação Alter do Chão (km 94 da BR-174), com
deslocamento de sul para norte – sequência da seção anterior
(Figura 72)
115
Figura 81
Seção modelo de resistividade elétrica de uma porção do limite
norte da Formação Alter do Chão (km 94 da BR-174), com
deslocamento de sul para norte, empregando a configuração
Dipolo-dipolo, com abertura de 40 metros entre eletrodos dos
dipolos
117
Figura 82
Perfis de volumes médios mensais de chuva para o período de
Jan/1995 a Ago/2011, medidos na Estação Pluviométrica de Rio
Preto da Eva (ANA/CPRM)
118
Figura 83
Nível médio mensal do rio Preto da Eva, para o período de
Jan/1995 a Ago/2011, medidos na Estação Fluviométrica de Rio
Preto da Eva (ANA/CPRM)
119
Figura 84
Vazão média mensal do rio Preto da Eva, para o período de
Jan/1995 a Ago/2011, medidos na Estação Fluviométrica de Rio
Preto da Eva (ANA/CPRM)
119
Figura 85
Perfis comparativos de volume médio mensal de chuva, cota
média mensal e vazão média mensal medidos Estação Rio Preto
da Eva, no período de 1995 a 2011 (ANA/CPRM)
120
Figura 86
Perfis de médias máximas e mínimas anuais do nível do rio Preto
da Eva, obtidas na Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva
(ANA/CPRM)
121
Figura 87
Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM01, o
volume de chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de
agosto/2010 a agosto/2011
123
Figura 88
Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM02, o
volume de chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de
agosto/2010 a agosto/2011
124
xxii
Figura 89
Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM03, o
volume de chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de
agosto/2010 a agosto/2011
125
Figura 90
Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM04, o
volume de chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de
agosto/2010 a agosto/2011
126
1
1. INTRODUÇÃO
A área de realização deste trabalho está situada a norte da cidade de
Manaus, capital do estado do Amazonas, compreendida entre as coordenadas 2º00’S
a 3º00’S de latitude e 59º30’W a 60º30’W de longitude, e envolve porções territoriais
dos municípios de Manaus, Rio Preto da Eva e Presidente Figueiredo (Figura 1).
- 61º00’
- 60º00’
-59º00’
Lago
Balbina
Pres. Figueiredo
Novo Airão
São
Sebastião
do
Uatumã -2º00’
Manaus
Rio Preto da Eva
Itapiranga
Área de investigação
Silves
Divisão municipal
-3º00’
Drenagem
Itacoatiara
Rodovia
CAAPIRANGA
0
50
100 km
Figura 1 – Mapa de localização da área de estudo. Fonte: IBGE.
Nessa porção territorial predominam exposições sedimentares da Formação
Alter do Chão, representativa da sequência estratigráfica superior da Bacia Paleozóica
do Amazonas, onde se destaca um relevo fortemente dissecado pela drenagem,
compreendido no âmbito da unidade geomorfológica Planalto Dissecado Rio
Trombetas-Rio Negro (Nascimento et al. 1976). A rede de drenagem é representada
pelas bacias hidrográficas dos rios Cuieiras e Branquinho, bacias dos igarapés
Tarumã Mirim e Tarumã Açu, afluentes pela margem esquerda do rio Negro, além de
porções das bacias dos rios Puraquequara, Preto da Eva e Urubu, que deságuam no
rio Amazonas.
A espessura do pacote sedimentar da bacia do Amazonas alcança mais de
5.000 metros, na região do depocentro, e diminui gradativamente à medida que se
aproxima das bordas, onde é nula. Dessa forma, conforme constatado por dados
estratigráficos e
geofísicos, nessa porção territorial
as camadas litológicas
subsuperficiais encontram-se inclinadas no sentido do depocentro da bacia, em
grande parte recobertos por sedimentos cretáceos/terciários da Formação Alter do
2
Chão, que expõe contato discordante com sedimentos paleozóicos do Grupo
Trombetas (Figura 2).
BR-174 (km 98)
Norte
BR-174 (km 30)
Sul
+60m 340m 740m 1140m
1540m 2140m -
Figura 2 – Seção estratigráfica esquemática da borda norte da Bacia do Amazonas, ao longo
da rodovia BR-174 (km 30 - km 98). Fonte: CPRM/SGB (2010)
A caracterização geológica da região de Manaus começou a ser desvenda a
partir dos estudos de reconhecimento geológico desenvolvidos por Albuquerque
(1922, apud Lourenço et al., 1978), nas cercanias de Manaus e Itacoatiara, quando
foram
identificadas
ocorrências
de
sedimentos
terciários,
de
constituição
predominantemente arenosa a argilosa, repousadas sobre as formações paleozóicas.
Nessa oportunidade, Albuquerque sugeriu a denominação de “Arenito Manaus” ao
fácies arenítico-caulínico presente nessa sequência terciária.
A partir da década de 1950, verificou-se um notável incremento de
informações acerca dos aspectos geológicos de toda a região Amazônica, relacionado
com as atividades de prospecção de hidrocarbonetos desenvolvidas pela Petrobrás
(na década de 1950) e os levantamentos de recursos naturais desenvolvidos pelo
Projeto RADAMBRASIL (na década de 1970), os quais muito contribuiram para a
quantificação, em nível de reconhecimento, de suas potencialidades minerais. Esse
contexto inclui a caracterização estratigráfica e evolução geológica da Bacia do
Amazonas (Andrade e Cunha, 1971; Caputo et al., 1972; Daemon e Contreiras, 1972;
Linsser, 1974; Souza, 1974; Araujo et al., 1976; Lourenço et al., 1978; Caputo, 1984;
Cordani et al., 1984; Hasui et al., 1984; Cunha et al., 1994; Hasui, 1996; Costa e
Hasui, 1997, entre outros), que produziram subsídios fundamentais para o
entendimento geológico de toda essa região, com base nos quais foi possível o
desenvolvimento de uma política estratégica, quer no âmbito da exploração mineral
como energética.
Ao longo do tempo, a porção superior desses depósitos sedimentares foi
submetida a processos de intemperismo, que resultou em espesso manto de solo
3
(incluído níveis lateríticos) que, associados com os processos de natureza tectônica e
climática, exercem grande importância nos processos geomorfológicos, hidrológicos,
hidrogeológicos e, inclusive, na formação e manutenção da floresta.
Os resultados desses estudos geológicos preliminares, principalmente
quanto às informações estratigráficas produzidas pela Petrobrás, permitiram a
avaliação das potencialidades hidrogeológicas desses terrenos, sendo esse interesse
desperto, primariamente, nas áreas urbanas da região Amazônica, como nas cidades
de Belém, Manaus e Santarém.
A cidade de Manaus, principal aglomerado urbano da porção ocidental
amazônica, está localizada nas margens dos rios Negro e Amazonas (Figura 1), sendo
cortada por diversos cursos menores, com destaque para os igarapés de São
Raimundo/Mindu e Educandos/Quarenta. Desde sua implantação, há cerca de 340
anos atrás, o abastecimento dessa cidade é feito, primordialmente, por água captada
diretamente do rio Negro (Garcia, 2005). Todavia, ainda que não tenha sido
encontrada referência histórica mais precisa a esse respeito, sabe-se que, desde sua
implantação, a população residente faz uso da água subsuperficial, por meio de
captação a partir de poços rasos (normalmente inferior a 2 metros de profundidade),
denominados formalmente de cacimbas (poços tipo Amazonas), localizados
principalmente nos vales dos igarapés temporários, onde o nível freático encontra-se
próximo à superfície. Ainda que de forma rudimentar, eram construídos poços mais
profundos (com mais de 20 metros de profundidade), posicionados em porções de
relevo mais elevadas, os quais forneciam águas mais apropriadas para consumo.
Oficialmente, a exploração de água subterrânea propriamente dita, na cidade
de Manaus, somente iniciou na década de 1979, com os primeiros poços perfurados
pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM/Serviço Geológico do
Brasil). Tratava-se de poços perfurados com critérios técnicos e por profissionais
habilitados, e utilizados para abastecimento público (pela então Companhia de
Saneamento do Amazonas – COSAMA) ou particulares, sendo estes, em princípio,
basicamente restritos às indústrias do Distrito Industrial de Manaus. Esses poços, com
profundidade de até pouco mais de 220 metros (“poços profundos”, para os padrões
locais), captam água de diversos níveis estratigráficos da Formação Alter do Chão,
que é o principal aquífero regional. Atualmente, conforme informações cadastrais do
Instituto de Proteção Ambiental do Amazonas (IPAAM) e do Sistema de Informações
de Águas Subterrâneas (SIAGAS) da CPRM-MA, existe cerca de 1.800 poços na
região de Manaus, sendo que, de acordo com a Agência Reguladora dos Serviços
Públicos Concedidos no Amazonas (ARSAM), a expectativa é que essa quantidade
deva ser muito maior (cerca de 10 mil poços, dos quais 70% são clandestinos).
4
Conforme o Relatório Anual 2010 da Companhia Águas do Amazonas (Águas
do Amazonas, 2011), concessionária dos serviços públicos de coleta e distribuição de
água na cidade de Manaus, no ano de 2010 aproximadamente 20% da água utilizada
para o abastecimento foi oriunda de manancial subterrâneo (aquífero Alter do Chão),
captadas a partir de cerca de 150 poços tubulares profundos, e distribuídos
principalmente nas zonas Leste e Norte da cidade. A produção diária desses poços,
nesse ano de referência, foi de cerca de 112 milhões de litros de água. Estima-se que
cerca de 40% do total de água subterrânea explotado na cidade é devida à captação
particular, a exemplo dos grandes condomínios, órgãos públicos e a indústria (Parque
Industrial de Manaus).
Segundo estudos de avaliação da capacidade produtiva do reservatório Alter
do Chão, na cidade de Manaus, desenvolvidos em 2004 para a concessionária Águas
do Amazonas (Monteiro, 2010), foram identificadas zonas críticas na cidade de
Manaus, com destaque para o bairro Jorge Teixeira, na zona leste da cidade, onde os
poços instalados produzem mais de 100 m3/hora, em sistema de exploração
ininterrupta. Nessas condições e, conforme essa avaliação, localmente esse
manancial estará exaurido em 2015, caso não sejam tomadas medidas preventivas
cabíveis. Nesse sentido, como medida adotada pelo governo do Estado do Amazonas,
está em construção uma estação para captação de água a jusante da cidade de
Manaus (Ponta das Lajes), associada a um sistema de tratamento e reservação, que
fornecerá água captada do rio Negro (região do encontro com o rio Solimões), para
abastecimento de parte significativa das zonas leste e norte da cidade. Essa estação
terá capacidade inicial de produzir 2,5 m3/s (vazão) de água, com previsão de chegar
com capacidade máxima de 5 m3/s de água, ao final da sua construção.
Estudos desenvolvidos pela CPRM (Aguiar et al., 2002) estimaram que o
Sistema Aquífero Alter do Chão, sob a cidade de Manaus, armazena uma quantidade
de água subterrânea de aproximadamente 10 km3, que é renovada constantemente,
devido às grandes precipitações pluviométricas regionais, e alertaram para o problema
do excesso de extração que, somado ao processo de impermeabilização da superfície,
está contribuindo para que essa relação se torne deficitária. Monteiro (2010) constatou
que, em 35 anos de explotação, alguns pontos da cidade já apresentam rebaixamento
de nível freático superior a 50 metros.
Conforme informações disponibilizadas no Projeto SIAGAS/CPRM, no trecho
da rodovia BR-174 e vicinais, compreendido entre Manaus e rio Urubu (fronteira com o
município de Presidente Figueiredo), dos cerca de 160 poços cadastrados
(profundidades entre 30 metros e 155 metros de profundidade), apenas um tem
descrição litológica. Da mesma forma, ao longo da rodovia AM-010 (e vicinais), desde
5
Manaus até Rio Preto da Eva, dos 46 poços cadastrados, somente 3 possuem
descrição litológica. Desse quantitativo, mais de 60% são poços para abastecimento
residencial, com até 60 metros de profundidade e vazão baixa (2,5 m3/h, em média). A
profundidade média do nível freático, conforme observado nos poços existentes é, em
média, da ordem de 30 metros (considerando as cotas dos platôs).
Essa região envolve áreas de assentamentos rurais, a exemplo do
Assentamento Tarumã Mirim e Distrito Agropecuário da Superintendência da Zona
Franca de Manaus (Figura 3).
O Assentamento Tarumã Mirim, sob coordenação do Instituto Nacional de
Reforma Agrária (INCRA), ocupa área de aproximadamente 429 km2, e abrange os
terrenos situados entre os igarapés Tarumã Mirim e Tarumã Açu, limitado entre os
paralelos de 2º43’46”S e 3º04’00”S. A principal forma de acesso a esse assentamento
é por via rodoviária, através da rodovia federal BR-174 e vicinais (ramal da
Cooperativa, no km 13, e ramal do Pau Rosa, no km 21), que totalizam cerca de 200
km de ramais. Conforme Nascimento (2009), baseado em análises sobre imagens de
satélite, o desflorestamento ocorrido nessa área, até 2009, totalizava 18,42% da área
total (cerca de 79 km2).
60º30’
W
60º00’
W
59º30’
W
N
Lago de Balbina
2º00’S
PRESIDENTE FIGUEIREDO
LEGENDA
DAS
2º30’S
Área do
assentamento
RIO PRETO DA EVA
Sede
Municipal
ATM
3º00’S
Rodovia
MANAUS
0
10
20
30
40
50 m
Área do
Trabalho
Figura 3 – Imagem SRTM mostrando a localização das áreas de ocupação,
representadas fundamentalmente pelo Distrito Agropecuário da SUFRAMA (DAS) e
Assentamento Tarumã Mirim (ATM).
O Distrito Agropecuário da SUFRAMA, que está localizado imediatamente a
norte do Assentamento Tarumã Mirim, ocupa uma área de 5.893 km2, compreendida
6
entre os rios Urubu e Cuieiras e limitada a norte pelo paralelo de 02º04’21”S (linha
seca que passa pela confluência do rio Urubu com o igarapé Urubuí). Essa área
envolve terrenos dos municípios de Manaus, Rio Preto da Eva e Presidente
Figueiredo, sendo cortado pelas rodovias BR-174 e AM-010, além de 468 km de
estradas vicinais (ZF’s). Por concepção, 80% da área desse projeto são de
preservação permanente da mata nativa, onde ocorre controle de exploração. Estão
implantados diversos projetos agropecuários, incluindo hortifruticultura, citricultura,
suinocultura, avicultura e pecuária, além da piscicultura em áreas alagadas, de modo
semelhante às atividades produtivas desenvolvidas no Assentamento Tarumã Mirim
(Sant’anna, 2007; Albuquerque, 2008; Pinto, 2005; Pinto e Carvalho, 2007;
Nascimento, 2009).
Em sua grande maioria os solos dessa região são originários de sedimentos
cretáceos da Formação Alter do Chão, constituídos essencialmente de minerais
resistentes à alteração, tais como caolinita, quartzo, óxidos e hidróxidos de ferro e
alumínio (Ranzani, 1980; Dias et al., 1980; Chauvel et al., 1987; Sombroek, 2000;
Pinheiro et al., 2007). Em geral esses solos apresentam variação textural, associado
ao posicionamento topográfico, com gradação de argiloso nos platôs a arenoso nos
baixios (Figura 4). Nas porções de vertente variam de argiloarenosos próximo aos
platôs a arenoargilosos próximo aos baixios (Pinheiro et al., 2007). Tipologicamente
foram classificados em três tipos: latossolos amarelos álicos argilosos, nas superficies
dos platôs, podzólico vermelho amarelo nas vertentes (encostas) e arenossolos
hidromórficos, nos vales (Chauvel, 1982; Bravard e Righi, 1989; EMBRAPA, 1999;
Drucker, 2001; Ferraz et al., 1998 apud Pinheiro et al., 2007).
Argilo-arenoso
Areno-argiloso
Figura 4 – Configuração da gradação textural dos solos ocorrentes na região, em função da
topografia (conforme Pinheiro et al., 2007)
Em termos gerais, estima-se que mais de 80% dessa área mantém sua
superfície preservada, embora com tendências de progresso no processo de
ocupação, principalmente para fins agropecuários, como pela ocupação associada à
expansão da fronteira urbana da cidade de Manaus (centro habitacional principal), e
7
das cidades vizinhas (Rio Preto da Eva e Presidente Figueiredo), ou ainda a partir de
comunidades que estão sendo instaladas entre esses centros urbanos.
Com base nos dados da Estação Pluviométrica de Rio Preto da Eva
(CPRM/Serviço Geológico do Brasil), para o período de 1994 a 2011, a média anual
de precipitação foi de 2.295,3 mm, com máxima de 2.815,3 mm (1996) e mínima de
1.931,6 mm (1997) e total mensal máximo de 557,2 mm, ocorrido em março de 2008.
Os maiores volumes mensais de chuva, no período, ocorreram nos meses de março,
abril e maio. A máxima precipitação diária, para esse período, foi de 87,3 mm, em
março de 1996, sendo que a média das máximas diárias foi de 71,79 mm, com
predominância nos meses de abril e maio. Durante esse período ocorreram, em todos
os meses, dias secos (sem precipitação registrada na estação), sendo a maior
predominância observada entre os meses de agosto a novembro. A média mensal
mínima foi de 1,1 mm em setembro de 1997, com média das mínimas mensais, para
todo o período, de 58,52 mm, com predominância para o mês de setembro. Com base
nesse cenário percebe-se que, ao longo de um período anual, as chuvas, nessa
região, são distribuídas em duas estações distintas, sendo uma de maior precipitação
(por isso considerada como estação úmida), entre dezembro e maio/junho, e outra de
menor precipitação (admitida regionalmente como estação seca), que ocorre entre
julho e novembro.
Leopoldo et al. (1982) estimaram, para a floresta amazônica de terra firme,
que 48,5% da precipitação total representa a parcela transpirada, 74,1% a
evapotranspirada, com um escoamento superficial estimado em 25,9%.
Conforme dados da Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva (CPRM),
durante o período de dados disponíveis (1994 a agosto de 2011), a variação das cotas
médias mensais foi da ordem de 195 cm (máxima de 640 cm, em 2008, e mínima de
445 cm, em 2003), sendo a variação das cotas diárias da ordem de 264 cm, com valor
máximo de 687 cm (13.05.2008) e mínimo de 423 cm (17.12.1998). As maiores
vazões (médias mensais) do rio Preto da Eva ocorreram nos meses de abril e maio
(máxima de 77,97 m3/s em maio de 2009) e as mínimas nos meses de outubro a
dezembro (mínima de 17,89 m3/s em dezembro de 2003).
O clima dominante da região é quente e úmido (tipo Afi de Köppen), onde a
temperatura varia de 19oC a 39oC e a média anual oscila entre 25,6°C e 27,6°C. A
umidade relativa do ar varia de 77 a 88 %, com média anual de 84 % (Leopoldo et al.
1987, apud Luizão e Vasconcelos, 2003).
Diante desse cenário, verifica-se que toda essa região tem importância
fundamental no processo de recarga do aquífero Alter do Chão, ressaltando-se que,
mesmo envolvendo grande área de assentamentos agropecuários rurais, a água
8
subterrânea explotada localmente é basicamente aproveitada para consumo humano,
embora se tenha a expectativa de aproveitamento para outros fins, principalmente
para irrigação e piscicultura.
9
2. ESTADO DA ARTE
2.1. Aspectos geológicos
2.1.1. Generalidades
A área de abrangência deste trabalho envolve uma porção territorial da borda
norte da Bacia Paleozóica do Amazonas (Figura 5), que é uma estrutura em sinéclise
do tipo intracratônica, estabelecida no Continente Gonduânico, com direção geral
WSW-ENE (Neves, 1990), extensão superficial de cerca de 515.000 km2 e cerca de
5.000 metros de espessura sedimentar fanerozóica (Cunha et al., 1994, 2007; Silva et
al., 2003). Esta bacia faz fronteira ao norte com o escudo das Guianas, ao sul com o
escudo Brasil Central e bacia do Alto Tapajós, a oeste com a bacia do Solimões,
marcada pelo Alto de Purus e, a leste, com o rifte mesozóico de Marajó, cuja ombreira
é denominada de “Arco de Gurupá” (Milani e Zalán, 1999; Silva et al., 2003).
LEGENDA
Escudo das
Guianas
2
Alto/Arco estrutural
3
Escudo Brasil
Central
Bacia sedimentar
Substrato cratônico
1
Região Amazônica
Limite internacional
Limite interestadual
Figura 5 – Mapa de localização da Bacia Sedimentar Paleozóica do Amazonas, destacando as
feições limítrofes com as demais bacias sedimentares da Região Norte do Brasil: 1. Arco de
Iquitos, 2. Arco de Purus e 3. Arco de Gurupá. Modificado de Wanderley Filho et al. (2006).
O substrato da Bacia Paleozóica do Amazonas é representado pelo Cráton
Amazônico, de idade arqueana, que é constituído por complexos gnáissicos,
associados a faixas supracrustais metamorfoseadas e sucessões sedimentares
proterozóicas (Hasui, 1996; Milani e Thomaz Filho, 2000). Reis et al. (2006), com base
em análises de propostas anteriores (a exemplo de Tassinari e Macambira, 1999 e
2004; Santos et al., 2006; Delgado et al., 2003) e em informações mais recentes,
10
propuseram a subdivisão do Cráton Amazônico em sete províncias geocronológicas e
seus
respectivos
domínios
tectono-estratigráficos,
com
idades
variando
do
Mesoarqueano ao Paleoproterozóico, conforme a seguir (Figura 6): (I) Província Rio
Negro - domínios Alto Rio Negro (9) e Imeri (10); (II) Província Sunsás - domínios Rio
Alegre (15) e Nova Brasilândia (16); (III) Província Rondônia-Juruena - domínios Alta
Floresta (11), Roosevelt-Juruena (12), Jamari (13) e Jauru-Santa Helena (14); (IV)
Província Tapajós-Parima - domínios Parima (1), Surumu (2), Guiana Central (3),
Uatumã-Anauá (4), Tapajós (6) e Peixoto de Azevedo (7); (V) Província
Transamazonas - domínios Amapá (17) e Bacajá (18); (VI) Província Amazônica
Central - domínios Erepecuru-Trombetas (5) e Iriri-Xingu (8) e (VII) Província Carajás domínios Carajás (19) e Rio Maria (20). Partes significativas dessas províncias estão
recorbertas pela unidade Coberturas Fanerozóicas (21), que inclui as bacias
sedimentares do Amazonas, Solimões, Acre e Alto Tapajós.
21
21
21
Área da pesquisa
Figura 6 – Subdivisão do Cráton Amazônico em províncias geocronológicas e domínios
tectono-estratigráficos (conforme sugerido por Reis et al., 2006)
Em conformidade com essa proposição, a área tema deste trabalho está
inserida fundamentalmente na unidade Coberturas Fanerozóicas (unidade 21 - Figura
6), que tem como substrato a faixa orogênica Província Tapajós-Parima (Domínio
Uatumã-Anauá – unidade 4), de direção NW-SE e idade Paleoproterozóica. Esse
domínio compreende uma extensa área, marcada por duas gerações de granitos, com
características pós-orogênicas a anarogênicas, onde as principais feições estruturais
têm direções NW-SE, E-W, NE-SW e N-S (Reis et al., 2006). A primeira geração está
11
representada pelos corpos Abonari, de idade 1,87 Ga (Santos et al., 2002) e São
Gabriel, de idade 1,88 Ga (Valério et al., 2006) e a segunda geração pelos
plutonismos Alalaú-Mapuera (1,87 Ga) e Madeira-Moderna (1,81 Ga). Envolve ainda
terrenos granito-gnáissico relacionados ao Complexo Jauaperi (Reis et al., 2006), que
detém litologias gnáissicas e metagranitóides, metamorfisadas, de idade 1,88 a 1,86
Ga (Santos et al., op cit), cujo arcabouço tem direções estruturais N-S a NE-SW.
Ocorrem ainda derrames basálticos e diques de diabásio da Formação
Seringa, com idade de 0,9 a 1,2 Ga (Costi et al., 1984 apud Reis et al., 2006), a qual
corresponde a uma fase extensional, que culminou com rifteamento e sedimentação
da bacia Prosperança (Reis et al., 2003). De acordo com Santos et al. 2002, a
implantação do rifte precursor da Bacia do Amazonas deveu-se a movimentos de
pluma mantélica ocorrida no Cambriano Médio (507 Ma), após o encerramento do
ciclo Brasiliano, inicialmente preenchido por sedimentos da Formação Prosperança
(Caputo et al., 1971; Cunha et al., 1994; Silva et al., 2003), relacionada ao
Mesoproterozóico (CPRM, 2001). Baseados nessa premissa, Silva et al. (2003)
consideram que a tectônica formadora dessa bacia pode ser classificada como do tipo
IF/IS (Fraturas Interiores, produzidas por esforços distensivos/Depressão Interior,
causada por movimentos verticais).
2.1.2. Evolução tectônica da Bacia do Amazonas
Vários autores, entre eles Neves (1990), Wanderley Filho (1991), Cunha
(1991), Hasui (1996), Costa e Hasui (1997), Costa et al. (2001), propugnam que a
evolução da Bacia do Amazonas ocorreu de acordo com vários estágios, incluindo um
regime extensional NW-SE, do Eopaleozóico, marcado por falhas normais (NE-SW e
ENE-WSW) e de transferências (NW-SE). Após a fase de soerguimento e erosão,
seguiu-se um regime distensivo, com direção NW-SE, relacionado à abertura do
Oceano Atlântico, que resultou na formação de falhas normais (N-S e NNE-SSW),
intrusões de diabásio e geração de depressões que permitiram a deposição de
sedimentos da Formação Alter do Chão (Costa e Hasui, 1997).
A evolução fanerozóica seguiu a estruturação imposta às rochas do Cráton
Amazônico, relacionada com os movimentos tectônicos do megacontinente Gondwana
durante o Paleozóico, acompanhado da instalação de sistemas de falhas normais (NESW) e de transferência (NW-SE) e geração de arcos estruturais (horsts) e
discordâncias regionais, que controlaram a deposição sedimentar e sua estruturação
(Wanderley Filho, 1991; Reis et al., 2006). A geração desses arcos determinou a
compartimentação da bacia em blocos estruturais distintos, que também funcionaram
12
como controladores das ingressões marinhas que influenciaram os ambientes
deposicionais (Cunha et. al., 1994), enquanto que os esforços tectônicos, relacionados
à abertura do Oceano Atlântico, no Mesozóico, foram responsáveis por eventos
magmáticos e criação de condições de sedimentação. Posteriormente a bacia foi
afetada por falhas de transferência de direção NW-SE, que ocasionaram a
segmentação em uma série de lineamentos, com destaque para os lineamentos
Manacapuru-Rio Negro e Urubu-Crepori (Figura 7), além dos lineamentos Faro-Juriti,
Paru-Anapu e Jari-Pacajaí. Esses lineamentos ocasionaram a compartimentação da
bacia em blocos, deslocaram depocentros de quase todas as unidades litológicas e
desenvolveram horts, a exemplo dos arcos Purus e Gurupá (Wanderley Filho, 1991).
62 o W
60o W
58 o W
0o S
LEGENDA
Falha normal
Plataforma Norte
2o S
Eixo da bacia
Máximo gravimétrico
MANAUS
Rio Amazonas
Arco estrutural
4o S
Plataforma Sul
Bacias sedimentares
Substrato proterozóico
Drenagem
6o S
Figura 7 – Compartimentação da Bacia do Amazonas (conforme Wanderley Filho, 1991)
Localmente, é de destacada importância geológica e geomorfológica os
lineamentos Manacapuru-Rio Negro, Rio Preto da Eva e Rio Urubu, de direção geral
NW-SE, que controlam a direção dos rios homônimos, considerados como estruturas
do embasamento e que influenciaram na história geológica da Bacia do Amazonas
(Cordani et al., 1984; Costa, 1996; Hasui, 1996, dentre outros).
2.1.3. Estratigrafia da Bacia do Amazonas
Segundo Silva et al. (2003), o rifte precursor da bacia do Amazonas foi
inicialmente preenchido por sedimentos das formações Prosperança e Acari, do Grupo
Purus (Figura 8). A Formação Prosperança, de idade Neoproterozóica (Silva et al.,
2003, Cunha et al., 2004 e 2007), é constituída essencialmente de arenitos
13
arcoseanos, siltitos, argilitos e conglomerados, depositados sob condições de planície
deltaica e desembocadura em mar raso (Nogueira, 1999).
A fase sinéclise da bacia do Amazonas, que teve início com a deposição de
sedimentos da Formação Acari (sem registro de exposições nessa porção da borda
norte da bacia), de ambiente transicional, ou da Formação Autás-Mirim, de origem
nerítica (Silva et al., 2003), é marcada por eventos orogenéticos, responsáveis por
discordâncias regionais, associadas a episódios orogênicos cíclicos que afetaram toda
a porção setentrional da Plataforma Sul-Americana e adjacências (Neves, 1990;
Cunha et al., 1994).
Conforme Cunha et al. (2007), na Bacia do Amazonas são identificadas duas
megassequências sedimentares de primeira ordem (chegam a 5.000 metros de
preenchimento sedimentar e ígneo), sendo uma paleozóica (subdividaida em quatro
grandes sequências de segunda ordem: Ordovício-Devoniana, Devono-Tournaisiana,
Neo-Viseana e Permo-Carbonífera), constituída por rochas sedimentares de naturezas
variadas, associadas a um grande volume de diques e soleiras de diabásios
mesozóicos, e uma mesozóico-cenozóico sedimentar (Cretáceo-Paleógeno).
Segundo esses autores, após o preenchimento do rifte (localmente pela
Formação Prosperança) teve início a deposição de sedimentos relacionados à
Superseqüência
Ordovício-Devoniana
(do
Neo-Ordoviciano ao Eo-Devoniano),
constituída por alternâncias de sedimentos glaciais e marinhos, pertencentes ao Grupo
Trombetas, que é representado pelas formações Autás-Mirim (arenitos e folhelhos
neríticos), Nhamundá (arenitos neríticos e depósitos glaciogênicos), Pitinga (folhelhos
e diamictitos marinhos) e Manacapuru (arenitos e pelitos neríticos e litorâneos). Cunha
et al. (2007), elevaram o Membro Jatapu da Formação Maecuru à condição de
Formação (Formação Jatapu) e a incluíram como unidade superior do Grupo
Trombetas, com idade Eo-Devoniana e constituída de arenitos e siltitos marinhos
parálicos.
Após a discordância relacionada à Orogenia Calendoniana, verificou-se um
novo ciclo transgressivo-regressivo, responsável pela deposição da Sequência
Devono-Tournaisiana (Cunha et al., 2007), compreendendo sedimentos flúviodeltáicos e neríticos, além de incursões glaciais, relacionados aos grupos Urupadi e
Curuá. O Grupo Urupadi reúne as formações Maecuru (representada integralmente
pelo antigo Membro Lontra), constituída de arenitos e pelitos neríticos e deltaicos, e
Ererê (siltitos, folhelhos e arenitos neríticos, parálicos), enquanto que o Grupo Curuá
agrega as formações Barreirinha (folhelho marinho), Curiri (diamictitos, folhelhos e
siltitos glaciais) e Oriximiná (arenitos e pelitos fluviais regressivos). Esses autores
propuseram a divisão da Formação Barreirinha nos membros Abacaxis (folhelhos
14
cinza-escuros a pretos, físseis, carbonosos, depositados em ambiente marinho distal e
euxínico), Urubu (folhelhos cinza-escuros depositados em ambiente marinho
regressivo ou progradacional) e Urariá (folhelhos cinza-escuros a claros e siltitos, de
ambiente marinho fracamante regressivo), como também a exclusão da Formação
Faro do Grupo Curuá.
Após a deposição da Sequência Devono-Tournaisiana verificou-se um hiato
de tempo com duração da ordem de 14 Ma, quando as margens da Placa SulAmericana foi submetida a uma intensa atividade tectônica, responsável por
soerguimento e erosão, e que originou uma discordância e deposição dos sedimentos
da Formação Faro (arenitos e pelitos fluvio-deltaicos e litorâneos), a qual constitui a
Sequência Neo-Viseana (Cunha et al., 2007).
Após hiato de cerca de 15 milhões de anos, ocorreu novo ciclo transgressivoregressivo na sinéclise, ocorrido entre o Neo-Carbonífero e Neo-Permiano, o qual foi
responsável pela deposição da Sequência Permo-Carbonífera (PensilvanianoPermiana), individualizada pela Orogenia Gonduanide e pelo Diastrofismo Juruá
(diques e soleiras máficas), que foram responsáveis por drásticas mudanças
climáticas (de frio para quente e árido) e que permitiram a deposição de sedimentos
continentais e marinhos do Grupo Tapajós. Essa unidade compreende as formações
Monte Alegre (arenitos eólicos e wadis intercalados com siltitos e folhelhos de
interdunas e lagos), Itaituba (calcários, evaporitos, siltitos e folhelhos), Nova Olinda
(calcários de inframaré e evaporitos de planície de sabkha) e Andirá (arenitos e
folhelhos continentais e final do ciclo transgressivo-regressivo paleozóico). Cunha et
al. (2007) propuseram a subdivisão da Formação Nova Olinda em dois membros:
Fazendinha (folhelhos, carbonatos, anidritas e halitas, além de sais solúveis – silvita) e
Arari (folhelhos, siltitos e halitas), que marca o início da forte regressão que ocorreu na
bacia.
Conforme Santos (1978), no princípio do Jurássico a bacia foi afetada por um
amplo magmatismo basáltico, responsável pela geração de soleiras e diques com
direção N-S e derrames não aflorantes, situados entre as formações Nova Olinda e
Alter do Chão, associados com um evento distensional com direção E-W (Reis et al.,
2006). Teixeira (1978) propôs que as atividades ígneas do Proterozóico e do eoPaleozóico na região amazônica, foram condicionadas por sistemas de fraqueza NE e
NW, representativas de eventos terminais dos cinturões móveis regionais e/ou do
magmatismo, reflexo de sua atuação em áreas cratonizadas. Na região esse
magmatismo compreende a unidade Diabásio Penateucaua, de idade relacionada ao
Juro-Triássico (Issler et al., 1974).
LITOESTRATIGRAFIA
ESPESSURA
MÁXIMA SEQUÊNCIAS
(m)
DISCORDÂNCIAS
GRUPO
FORMAÇÃO
MEMBRO
200
LACUSTRE PLAT. RASA
PENSILVANIANA
MARINHO RESTRITO
TA PA JÓ S
PRÉ-CRETÁCEA
1250
ALTER DO CHÃO
JAVARI
FLUVIAL
LACUSTRE
FLUVIAL
LACUSTRE
CONTINENTAL
CONTINENTAL
SOLIMÕES MARAJÓ
NEOCRETÁCEA
ANDIRÁ
700
ARARI
NO VA OLINDA
ITA IT U B A
M O N TE A L EGR E
PLAT. RASA/LACUSTRE
F A
Z E N
D
I N
500
H
A
C E N OZÓICA
CRETÁCEA
AMBIENTE
DEPOSICIONAL
7 0 0
4 2 0
PENSILVANIANOPERMIANA
NATUREZA DA
SEDIMENTAÇÃO
15
1 4 0
PLATAFORMA RASA
PLATAFORMA DISTAL
PLATAFORMA RASA
URUPADI
PLATAFORMA RASA
PLATAFORMA RASA
DELTAICO
PLATAFORMA DISTAL
GLACIAL
PLATAFORMA RASA
M
PLATAFORMA
C
ALUVIAL
EO-DEVONIANA
ORIXIMINÁ
C
U
R
I R
ERERÊ
420
U R A R IÁ
U R U B U
100
ABACAXIS
150
100
M A EC U R U
250
150
JATAPU
120
MANACAPURU
100
PITINGA SUP.
100
P IT IN GA
IN F.
NHAMUNDÁ
A U T Á S M IR IM
PURUS
NEO-VISEANA
1 5 0
I
BARREIRINHA
400
150
340
290
ACARI
400
PROSPERANÇA
> 1100
E MBAS AME NT O
Figura 8 – Carta Estratigráfica da Bacia do Amazonas (Fonte: Cunha et al., 2007)
ORDOVÍCIODEVONIANA
EO-MISSISSIPIANA
CURUÁ
FLUVIAL PLATAFORMA RASA
GLACIAL
FARO
PRÉ-PENSILVANIANA
TROMBETAS
FLÚVIO DELTAICO-PLAT. RASA
DEVONO TOURNAISIANA
PLAT. RASA/FLUVIAL
16
Em consequência da abertura do Oceano Atlântico e do processo de
subducção na porção andina, verificou-se, nessa região, uma reativação tectônica de
caráter cisalhante, denominada Diastrofismo Juruá (Campos e Teixeira, 1988). O
relaxamento dos esforços compressionais devido a esse evento, propiciou a formação
de sítios deposicionais e consequente deposição clástica continental da Seqüência
Cretáceo-Paleógeno, representada pelo Grupo Javari (Eiras et al., 1994; Cunha et al.,
1994; Reis et al., 2006), constituído pelas formações Alter do Chão (neocretácea) e
Solimões (cenozóica), depositadas por sistemas fluviais e flúvio-lacustres (Caputo et
al., 1972; Cunha et al., 1994), e assentadas diretamente sobre a discordância do topo
do Paleozóico (discordância pré-eretácea (Cunha et al., 2007). Especificamente na
porção ocidental da bacia Amazônica, desenvolveram-se sistemas fluviais de alta
energia, com fluxo para oeste (sentido para o Oceano Pacífico), que resultou na
deposição de grande volume de sedimentos arenosos da Formação Alter do Chão
(Kistler, 1954, apud Caputo et al., 1972), Esta unidade é constituída por arenitos finos
a médios, vermelhos, argilosos, cauliníticos, inconsolidados, contendo grânulos de
seixos de quartzo esparsos, geralmente com estratificação cruzada, com espessura da
ordem de até 1.250 metros (Caputo et al., 1972). Os níveis conglomeráticos são
formados por seixos de quartzo e arenito silicificado e ocupam paleocanais na base de
bancos de arenito (Silva, 2005). Esta unidade posiciona-se discordantemente sobre o
Grupo Tapajós (Figura 8), e é recoberta por depósitos quaternários.
Na porção oeste da Bacia do Amazonas a Formação Alter do Chão encontrase sobreposta, em discordância, pela Formação Solimões, constituída de argilitos com
camadas de conchas e linhito, com fósseis vegetais e animais, depositados em
ambiente fluvial a fluvial-lacustrino, com característica de estuário, influenciado por
condições marinhas marginais (Caputo et al., 1971; Maia et al., 1977; Hoorn, 1993).
Dino et al. (1999) identificaram duas seqüências deposicionais para essa formação,
sendo: (1) sequência inferior (Neo-Alagoas a Albiano), caracterizada por sedimentos
terrígenos de sistemas fluviais meandrantes a anastomosados, com indícios de
retrabalhamento eólico; (2) sequência superior (Cenomaniano) constituída por ciclos
progradacionais flúvio-deltáicos-lacustres. Cunha et al. (2007) propuseram a inclusão,
no Grupo Javari, da Formação Marajó (porção oriental da bacia), que comporta
sedimentos arenosos e, secundariamente, argilosos.
Associados ao sistema fluvial dessa região, ocorrem depósitos sedimentares
cenozóicos, representados por coberturas terciário-quaternárias e depósitos aluviais.
Os depósitos de cobertura, constituídos de material argilo-arenoso amarelo, de ampla
distribuição na região, foi interpretado por diversos autores, entre os quais Costa
(1991), Fernandes Filho (1996), Horbe et al. (2001), como horizontes lateríticos, sendo
17
a zona argilosa resultante da destruição erosiva de crostas lateríticas. A sedimentação
quaternária ocorrente nessa região está representada por um complexo sistema de
depósitos fluviais arenosos a argilosos, ligados ao sistema da planície aluvial do Rio
Amazonas e seus afluentes, incluindo diques marginais, depósitos de canais,
depósitos de planície de inundação, terraços aluviais, depósitos em meandros
abandonados e lagos (Nascimento et al., 1976; Iriondo, 1982; Latrubesse e Franzinelli,
2002). Ao longo de tributários dos principais rios da região desenvolvem-se
sedimentos aluviais recentes compostos por areias, siltes e argilas.
Costa (1991) realizou estudos sobre a natureza e grau de evolução de perfis
lateríticos na Amazônia, com base nos quais caracterizou as crostas lateríticas como
maturas, correspondentes aos perfis mais evoluídos e complexos, formados no
Terciário, e imaturas, sendo estas relacionadas aos perfis que apresentam baixo grau
de evolução, desenvolvidos no Quaternário.
A distribuição espacial das unidades litoestratigráficas e as principais feições
geológicas ocorrentes nessa área, são mostradas no mapa geológico (Figura 9),
obtidas do banco de dados geológicos do sistema GEOBANK (CPRM/SGB, 2011).
60º30’W
2º00’S
60º00’W
59º30’W
59º00’W
Opr
LEGENDA
Depósitos aluvionares
K2ac
Formação Alter do Chão
D2mj
Formação Maecuru
S3D1t
Grupo Trombetas
2º30’S
Opr
Formação Prosperança
Falhas
Falha extensional aproximada
Diques
Drenagem
3º00’S
Rodovias
0
25
50km
Área do projeto
Figura 9 – Mapa geológico da área de abrangência deste trabalho. Fonte: CPRM/SGB (2011).
2.1.4. Neotectônica na Amazônia
Uma das primeiras referências sobre Neotectônica na Amazônia se deve a
Sternberg (1950), que observou a relação geométrica entre os padrões retilíneos de
18
drenagens e os lineamentos estruturais de direções NE-SW e NW-SE, além de
inflexões ortogonais e formação de feixes paralelos desses segmentos. Dentre as
drenagens que mostram esse comportamento retilíneo destacam-se, na região de
Manaus, os rios Urubu e Preto da Eva e trechos do rio Negro, a exemplo da porção do
Arquipélago de Anavilhanas (Figura 10), a noroeste da cidade de Manaus (Sternberg,
1950; Costa et al., 1978; Silva, 2005). Esse comportamento foi também observado nos
estudos desenvolvidos pelo Projeto RADAMBRASIL (Nascimento et al., 1976; Costa et
al., 1978), Tricart (1977) e Iriondo (1982), que constataram que esse fato é indicação
de reativação tectônica no Holoceno. Iriondo (1982) atenta ainda para a influência da
subsidência por falhas modernas, no processo de afogamento de vales.
60º00’W
59º00’W
03º00’S
0
50
100
150 km
Lineamento
Drenagem
Área do
trabalho
Figura 10 - Lineamentos dos rios afluentes da margem esquerda do Rio Amazonas, na região
de Manaus (Fonte: Silva, 2005).
Com as investigações desenvolvidas pela Petrobrás na região Amazônica,
com fins de prospecção de hidrocarbonetos, ocorreu uma reativação dos estudos
neotectônicos, os quais deram ênfase na análise morfoestrutural da superfície e
interpretação de dados sísmicos (Cunha, 1982; Miranda, 1984; Silva, 2005), cujas
avaliações permitiram constatar que as anomalias de drenagens e os alinhamentos
em rochas paleozóicas e coberturas terciárias, são decorrentes de estruturas antigas,
com reflexo na superfície devido à compactação diferencial (Cunha, 1982). Conforme
este autor, rios retilíneos com foz afogada estão controlados por falhas normais e,
provavelmente, são estruturas tectônicas recentes reativadas.
19
Esses resultados despertaram o interesse no entendimento detalhado dos
efeitos desses processos tectônicos nessa região, constatado pelos resultados dos
estudos desenvolvidos por Franzinelli e Piuci (1988) e Piuci e Franzinelli (1989), que
revelaram evidências tectônicas, na forma de dobras, fraturas e falhas, em exposições
da Formação Alter do Chão, na região de Manaus. Seguiram-se os estudos de Igreja e
Franzinelli (1990) e Franzinelli e Igreja (1990), que observaram a existência de falhas
normais NW-SE, que controlam as orientações de drenagens (a exemplo do rio Negro
e igarapé Coanã) e falhas de transferência NE-SW, que induzem os alinhamentos dos
rios Apuaú e Cuieiras. Com base nessa geometria esses autores sugeriram um
modelo neotectônico para a região do baixo Rio Negro, perfeitamente coerente com o
sistema transcorrente destral de direção E-W de Hasui (1990).
Fernandes Filho (1996) descreveu o arcabouço tectônico da região de
Manaus, cuja assinatura é marcada por falhas normais (NW-SE e NE-SW) e
transcorrentes destrais (NE-SW e E-W), cuja interrelação propiciou a formação de uma
bacia tipo pull-apart que controla a sedimentação cenozóica na região. A evolução
tectônica dessa região envolve três eventos sucessivos, sendo um transpressivo, no
Mioceno, seguido de um transtensivo, ocorrido no Pleistoceno Médio a Superior e um
transcorrente, no Pleistoceno Superior-Holoceno, intercalados por relativo período de
estabilidade do Oligoceno, que permitiu a formação do perfil laterítico no PlioPleistoceno (Fernandes Filho et al., 1995 e 1997; Costa et al., 1999).
Hasui (1996) e Costa e Hasui (1997) consubstanciaram o cenário da
estruturação neotectônica na Amazônia proposto por Costa et al. (1991), em acordo
com o modelo proposto por Hasui (1990), o qual é caracterizado por um sistema
transcorrente destral E-W, com eixo de extensão NE-SW, que difere das deformações
tectônicas do Mesozóico.
Estudos sobre a Neotectônica na região Amazônica desenvolvidos por Costa
et al. (1999), sob a ótica dos aspectos tectônicos, geomorfológicos e deposicionais,
permitiram determinar que essas manifestações tectônicas tiveram início no Mioceno,
a partir da incidência de um regime direcional dextral no interior da placa SulAmericana, associado com o apogeu da fase tectônica das placas do Caribe, Norte
Americana e Sul-Americana, no período Oligoceno/Mioceno. Esses autores destacam
ainda que “a atividade neotectônica é importante no interior da Placa Sul-Americana
pela
influência
decisiva
no
modelado
da
paisagem
e
pelo
potencial
de
desdobramentos em diversas frentes de aplicação de conhecimentos geológicos,
como na prospecção de petróleo, ouro, bauxita e outros bens minerais, na definição de
fluxo e acumulação de água e controle de alteração de rochas, no planejamento e
20
desenvolvimento de obras de engenharia, e no planejamento da ocupação do meio
físico”.
Costa et al. (1994) sugeriram, para o Quaternário, a existência da área
transtrativa da região de Manaus e Manacapuru, à qual está associada a Falha do Rio
Negro (Saadi et al., 2002), que controla o vale da região do baixo Rio Negro e se
estende por cerca de 267 km, desde a região do embasamento cristalino. Segundo
estes autores, essa feição funciona como uma falha normal, com mergulho para SW, e
tem taxa de movimentação estimada em 1 mm/ano, inclusive produzindo atividade
sísmica (Saadi et al., 2002 e Assumpção e Suares, 1988). Entre esses eventos
destacam-se os registros dos sismos de Manaus (ocorrido em 1963), com epicentro na
margem esquerda do Rio Negro, que teve magnitude de mb = 5,1 e profundidade focal
de 45 km (Assumpção e Suarez, 1988), o sismo de Codajás (1983), com magnitude
mb=5,5 e profundidade focal de 23 km (Assumpção et al., 1983), como também o
sismo do Parque Nacional do Jaú (2005), com magnitude mb = 4,4 e profundidade do
foco estimado em 18 km (informações do Observatório Sismológico da Universidade
de Brasília/OBSIS (http://www.obsis.unb.br/).
Baseado na frequência de ocorrência desses eventos, Mioto (1993) definiu
uma importante região de instabilidade tectônica, denominada de Zona Sismogênica
de Manaus, que envolve a área de estudos, e à qual está associado ocorrência de
alguns desses sismos naturais.
2.2. Aspectos geomorfológicos
2.2.1. Generalidades
Conforme destacado por Guerra (2003), as formas de relevo, assim como os
processos associados, são decorrentes da ação combinada dos eventos que ocorrem
no interior do planeta (forças endógenas) e no exterior (forças exógenas), sendo estas
sob a influência da atmosfera.
De acordo com a compartimentação geomorfológica apresentada no Projeto
RADAMBRASIL (Nascimento et al., 1976 e Costa et al., 1978),
baseada na
interpretação geomorfológica de mosaicos de radar, na escala 1:250.000, a região
norte
de
Manaus
está
inserida
fundamentalmente
no
âmbito
da unidade
morfoestrutural Planalto Dissecado Rio Trombetas-Rio Negro, abrangendo ainda uma
pequena faixa da porção da unidade Planalto da Bacia Sedimentar do Amazonas
(Figura 11).
21
61o W
60o W
59o W
LEGENDA
02o S
Depressão Periférica Norte do Pará
Planalto da Bacia Sedimentar
do Amazonas
Planalto Dissecado
Rio Trombetas - Rio Negro
Planície Amazônica
03o S
MANAUS
Pediplano Rio Bran co-Rio Negro
Planalto Rebaixado da
Amazônia Ocidental
Área de estu dos
ESCALA
0
50 km
Figura 11 - Mapa das unidades morfoestruturais da área (retângulo destacado em traço
vermelho), baseado em Nascimento et al. (1976) e Costa et al. (1978).
A unidade morfoestrutural Planalto Dissecado Rio Trombetas-Rio Negro está
desenvolvida sobre rochas sedimentares cretáceas da Formação Alter do Chão, com
solos do tipo Latossolo Amarelo (Nascimento et al., 1976; Costa et al., 1978), sendo
representada predominantemente por colinas pequenas e médias, dissecadas, com
cotas variando de 50 metros a 100 metros, marcadas por rebordos erosivos abruptos,
vales estreitos em forma de “V” e zonas de interflúvios estreitas e alongadas nas
direções NW-SE e NE-SW. Essas zonas separam amplas bacias de drenagens
assimétricas, com padrão dominantemente subdendrítico, assinalando-se capturas
fluviais, sendo que o alinhamento dos tributários às direções dos lineamentos
tectônicos (predominantemente NE-SW e NW-SE, além de outros segmentos NS e
EW) resulta na formação de padrões do tipo paralelo e treliça, conforme o traçado dos
rios Cuieiras e Branquinho (Silva, 2005; Sant’Anna, 2007).
A unidade Planalto da Bacia Sedimentar do Amazonas, ocorrente no limite
norte da área, corresponde a uma zona de tabuleiros, onde as colinas são amplas,
com topos horizontais, encostas abruptas, e vales abertos de fundo chato. Os
interflúvios são extensos, com elevado grau de dissecação e orientados segundo as
direções NE-SW, NW-SE, N-S e E-W.
Em conformidade com o mapa de unidades de relevo do Instituto Brasileiro de
Geografia e Estatística (IBGE, 2006), as unidades morfoestruturais Planalto Dissecado
Rio Trombetas-Rio Negro e Planalto da Bacia Sedimentar do Amazonas, definidas
pelo Projeto RADAMBRASIL, correspondem basicamente às unidades de relevo
denominadas Planalto Rebaixado dos rios Negro/Uatumã e Patamares Setentrionais
da Borda da Bacia do Amazonas, respectivamente, conforme mostrado na Figura 12.
22
59º00’
02º00’
29
29
Tabuleiros do Baixo Rio
Amazonas
30
Planalto Rebaixado dos Rios
Negro/Uatumã
31
Patamares Setentrionais da Borda
da Bacia do Amazonas
8
03º00’
116
Planície Amazônica
Depressão da Amazônia
Setentrional
Área do projeto
8
0
50
100 km
Figura 12 - Mapa de unidades do relevo da região norte da cidade de Manaus (IBGE, 2006).
Conforme estudos desenvolvidos na Amazônia sobre a temática da
geomorfologia tectônica, a exemplo dos trabalhos de Iriondo (1982), Bemerguy et al.
(2001), Costa et al. (2001), Cunha (1988, 1991), Bezerra (2003), Silva et al. (2000,
2002, 2003a, 2004, 2007), Silva (2005) e Maia e Silva (2009), o quadro
geomorfológico dessa região mostra uma série de feições que estão associadas à
evolução geológica durante o Cenozóico, a exemplo das orientações das drenagens
principais, que se encontram condicionadas principalmente pela estruturação NW-SE,
a exemplo das bacias dos rios Negro, Preto da Eva e Urubu e, também, NE-SW para
as sub-bacias, além de outras, secundárias, que estão condicionadas às estruturas
alinhadas segundo as direções N-S e E-W (Figura 13).
60º30’W
60º00’W
59º30’W
59º00’W
2º00’S
2º30’S
Principais
alinhamentos de
drenagem
3º00’S
0 20
40
60 80 100 km
Figura 13 - Imagem SRTM destacando as feições de relevo (interflúvios alongados) e
drenagem (alinhamento dos vales principais).
Silva (2005) observou a correlação de algumas características de drenagem
com os principais traços no relevo que, por sua vez, refletem a estruturação geológica
23
desses terrenos, a exemplo do processo de dissecação do relevo, que está
intrinsecamente associado aos sistemas de lineamentos. A partir da visualização
tridimensional da compartimentação geomorfológica dessa região, esse autor verificou
a existência de superfícies com forte inclinação tanto para NW quanto para SW, a
exemplo do rio Cuieiras, onde os afluentes e o canal principal fluem para SSW. Os
processos exógenos responsáveis pela erosão e dissecação do relevo, na região de
Manaus, que culminou com o desenvolvimento de interflúvios estreitos e alongados
principalmente na direção NW-SE, parecem refletir o arcabouço geológico-estrutural
da região, uma vez que correspondem às direções das principais estruturais
observadas.
Ainda em conformidade com as observações de Silva (2005) e Amaral (2008),
os canais do rio Branquinho, médio curso do rio Cuieiras e igarapé Tarumã-Mirim,
constituem um vale contínuo, orientado segundo a direção NNW-SSE, que se estende
de norte a sul, atualmente obliterado por um trecho (paleocanal) com rebaixamento de
cerca de 20 metros de altura, em processo de retrabalhamento erosional pelo sistema
de drenagem atual. Nesse trecho, em que o rio Cuieiras, em decorrência de processo
de captura, muda radicalmente sua direção (passa a fluir no sentido para oeste),
ocorre uma anomalia de relevo, que influencia diretamente no sistema de drenagem,
onde os tributários do rio Cuieiras (exemplo do igarapé Cachoeira) fluem para norte,
enquanto que aqueles do igarapé Tarumã Mirim fluem para sul.
Os processos de erosão e dissecação obedecem, prioritariamente, às
direções NW-SE e NE-SW, o que conduz ao desenvolvimento de interflúvios estreitos
e alongados, orientados segundo NW-SE, como exemplo daquele da cabeceira dos
rios Preto da Eva e Urubu, individualizadas por colinas alongadas na direção NE-SW
(Figura 14), aparentemente como reflexos do arcabouço geológico-estrutural da região
(Silva, 2005). Essa tendência é observada pelo direcionamento das bacias dos rios
Negro, Puraquequara, Preto da Eva e Urubu, com direção principal NW-SE, enquanto
que as sub-bacias obedecem à direção geral NE-SW. Esse autor destaca ainda a
orientação da declividade do relevo, com forte inclinação tanto para NW quanto para
SW, a exemplo da região do Rio Cuieiras, onde os afluentes e o canal principal fluem
para SSW. Conforme essa conjuntura, a área urbana de Manaus apresenta
comportamento similar, onde o padrão de alinhamento dos interflúvios tem direções
principais NW-SE e NE-SW, e secundariamente N-S e E-W (Silva, 2005).
24
2.2.2. Relevo
Silva (2005) destaca, para essa região, uma série de lineamentos do relevo
com direção NW-SE, entre eles as escarpas do Rio Negro, o lineamento a jusante do
rio Cuieiras, a escarpa de Falha do Rio Negro, os lineamentos que condicionam os
vales dos rios Puraquequara, Preto da Eva, Urubu; escarpas com direção NE-SW: os
interflúvios das sub-bacias dos rios Preto da Eva e Urubu; escarpas com direção N-S:
os igarapés Tarumã Mirim e Tarumã Açu, o rio Branquinho e os afluentes da margem
esquerda do rio Urubu (na região de Presidente Figueiredo); escarpas com direção EW: a porção norte da área urbana de Manaus, incluindo a foz do Igarapé Tarumã
Mirim, a foz dos rios Puraquequara e Preto da Eva, parte do interflúvio do rio Preto da
Eva-Urubu e a cabeceira dos rios Preto da Eva e Urubu.
2º00’
Cotas
200 m
3
150 m
4
100 m
2
50 m
1
3º00’
60º30’
60º00’
59º30’
Figura 14 - Modelo 3-D topográfico digital mostrando as principais feições morfoestruturais da
região, sendo: (1) Escarpa de falha do rio Cuieiras, (2) Escarpa de falha do Igarapé Tarumã
Mirim, (3) Escarpa de falha do rio Urubu e (4) Interflúvio Urubu-Preto da Eva. Adaptada de
Silva (2005).
2.2.3. Drenagem
A rede de drenagem dessa porção territorial é relativamente densa, com
característica predominante do tipo subdendrítica, constituindo amplas bacias de
drenagens, geometricamente assimétricas e rigorosamente condicionadas às zonas
de fraquezas e estruturas resultantes dos processos tectônicas que afetaram esses
terrenos, por esse fato classificadas como do tipo subsequente.
A drenagem local é principalmente representada pelos rios Negro e
Amazonas, e alguns tributários pela margem esquerda de ambos (Figura 15). O trecho
do rio Negro na porção norte de Manaus constitui um amplo canal anastomosado
(exemplificado pelo Arquipélago de Anavilhanas, a noroeste de Manaus), com trechos
largos (chega a 20 km de largura) e retilíneos, e com direção de fluxo de NW para SE.
25
Próximo à cidade de Manaus o rio Negro se estreita e assume a direção E-W, voltando
à direção anterior a partir desse ponto, até sua desembocadura no rio Solimões, a
partir de onde passa a constituir o Rio Amazonas. Os principais tributários pela
margem esquerda do rio Negro, na região norte-noroeste de Manaus, são os rios
Cuieiras e Branquinho e os igarapés Tarumã Mirim e Tarumã Açu. O curso do rio
Cuieiras tem direção NE-SW e fluxo para SW, enquanto que os demais se orientam
segundo a direção submeridiana, e fluem de norte para sul.
Figura 15 - Mapa de drenagem da região norte de Manaus, obtido por processamento de
imagens SRTM.
As principais drenagens da porção oriental da área (Figura 15), afluentes pela
margem esquerda do rio Amazonas, são representados pelas bacias dos rios
Puraquequara (NNW-SSE), Preto da Eva e Urubu, que fluem de NW para SE, sendo
essa direção coincidente com a orientação principal do canal do rio Negro, nessa
porção territorial, o que constata o condicionamento desses rios a elementos
morfoestruturais presentes na paisagem (Silva, 2005).
Secundariamente ocorrem outros padrões de drenagem, a exemplo dos tipos
pinado, observado mais frequentemente nos canais tributários dos principais rios,
diretamente relacionado com aspectos texturais da Formação Alter do Chão (de
constituição litológica argilo-arenosa) e aos depósitos de colúvio; tipo retangular-
26
angulada, geralmente associado a lineamentos estruturais, como exemplo o Rio
Branquinho; tipo treliça, condicionado à zonas de fraturas e falhas, como exemplo do
rio Branquinho e afluentes dos rios Preto da Eva e Urubu, conforme notado por
Sternberg (1950), Nascimento et al. (1976), Costa et al. (1978), Bemerguy (1997),
Silva et al. (2000) e Silva (2005).
As porções das cabeceiras dos rios Preto da Eva e Urubu se orientam
segundo a direção WNW-ESSE, antes de seguir a direção geral NW-SE (Figura 15), o
que se deve à influência da altitude (nessa porção chega a mais de 150 metros) e dos
lineamentos do relevo.
2.3. Método geofísico da Eletrorresistividade
2.3.1. Generalidades
O método da Resistividade Elétrica (Eletrorresistividade) se baseia no fato de
que o terreno, por ser constituído de substâncias sólidas (material rochoso ou solo) e
líquidas (soluções de sais minerais que ocupam os interstícios ou fraturas do material
rochoso), se comporta como condutor de corrente elétrica, gerada de forma natural (ou
espontânea) ou induzida (artificial). Uma vez gerada, a corrente elétrica fluirá através
do terreno, podendo esse fluxo ocorrer, basicamente, de forma eletrônica ou iônica. A
condução eletrônica se dá quando o material possui elétrons livres, presentes nas
substâncias metálicas ou semicondutoras ou mesmo isolantes. Condução iônica
(eletrolítica), que constitui a forma predominante e mais importante geofisicamente, se
dá quando a corrente flui no interior do material subjacente, através de íons presentes
nos fluidos existentes nos mesmos.
Diversos são os fatores que influenciam na condutividade elétrica de um solo
ou rocha, como a resistividade intrínseca da matriz, a textura e arranjo dos poros, a
porosidade e a natureza do fluido intersticial, assim como o grau de alteração e os
processos que ocorrem nas interfaces entre essas duas fases.
A investigação geofísica, por meio do método da Eletrorresistividade, consiste
no processo de injeção de corrente elétrica (contínua) no terreno, produzida por uma
fonte artificial (bateria, gerador), através de eletrodos em contato galvânico com o
mesmo, e da medida da diferença de potencial resultante do fluxo induzido, o qual é
proporcional às características de condutividade dos materiais subjacentes.
Uma vez conhecidas as posições dos pontos na superfície terrestre, através
dos quais são efetuadas as injeções de corrente elétrica e as respectivas medidas das
27
diferenças de potenciais, pode-se determinar, por meio de formulações apropriadas, a
resistividade de cada medida, a qual é correspondente a uma determinada
profundidade (Figura 16).
I
V
A
M
N
B
Superfície topográfica
Linha equipotencial
Linha de fluxo de corrente
Figura 16 – Seção vertical mostrando a configuração geral das linhas equipotenciais e de fluxo
de corrente, em terreno homogêneo, geradas a partir da indução de corrente elétrica no
terreno, através do sistema de dois pontos de emissão de corrente (A e B), destacando ainda o
sistema (MN) de medição do potencial elétrico resultante. Adaptado de Telford et al. (1990)
A resistividade determinada desse modo é formalmente denominada de
resistividade aparente (a), que é proporcional às resistividades dos materiais
existentes em subsuperfície, através dos quais ocorreu o fluxo de corrente. Uma vez
que a corrente elétrica flui de modo radial, a partir do ponto de injeção no terreno
(Figura 17), considera-se então que, quanto maior for a distância entre esses pontos,
maior será a profundidade de investigação. Na realidade, a determinação da
profundidade de investigação depende também de outros fatores, como o contraste de
resistividade entre os meios litológicos subsuperficiais (Gallas, 2000).
Figura 17 – Representação esquemática do fluxo de corrente elétrica no subsolo, mostrando as
linhas de fluxo de corrente (azul) e as equipotenciais (vermelhas). Fonte: Braga (2007).
Na prática, a investigação geoelétrica de indução se baseia em um sistema
de dois pares de eletrodos, sendo um do circuito de corrente (eletrodos A e B), ou de
indução, e outro do circuito de potencial (eletrodos M e N), ou de recepção. Nesse
28
caso, a resistividade aparente (a) é determinada a partir dos parâmetros medidos
(intensidade de corrente e diferença de potencial) e da disposição geométrica
(configuração) dos eletrodos na superfície (Figura 16).
Em geral, o valor da resistividade aparente (a), para cada medida, é
calculada por meio da fórmula:
a = (V/I).k
Onde:
a é a resistividade aparente (Ohm.m);
V é a diferença de potencial (V),
I é a intensidade de corrente ()
k é o fator de configuração e equivale a k = 2(1/AM) - (1/BM) - (1/AN) +
(1/BN)].
Sendo:
AM = distância (m) entre os eletrodos A e M
AN = distância (m) entre os eletrodos A e N
BM = distância (m) entre os eletrodos B e M
BN = distância (m) entre os eletrodos B e N
2.3.2. Arranjos eletródicos
São conhecidos diversos modos de disposição dos eletrodos na superfície
topográfica, denominados configurações ou arranjos eletródicos. Entre esses
destacam-se as distribuições lineares, com suas pecualiridades e aplicabilidades, tais
como os arranjos de Schlumberger, Wenner, Polo-dipolo e Dipolo-dipolo (Orellana,
1972; Figueirola, 1974; Parasnis, 1976; Dobrin e Savit, 1988; Telford et al., 1990). De
acordo com suas concepções geométricas, cada um desses arranjos tem uma
formulação matemática para a determinação da resistividade (aparente).
Neste trabalho foram empregadas as configurações Schulumberger e Dipodipolo (Figura 18). A configuração Schulumberger se caracteriza por dispor os
eletrodos do circuito de corrente (A e B) muito distantes entre si (cerca de 10 vezes ou
mais), comparativamente à distância entre os eletrodos do circuito de potencial (M e
N), ou seja dAB >> dMN. A característica principal do arranjo Dipolo-dipolo é a
29
disposição dos eletrodos na forma de dois dipolos (AB e MN), mantendo igual a
distância entre os eletrodos dos mesmos, ou seja, dAB = dMN.
Fonte
Fonte
V
V
A
M
N
B
A
B
M
(A)
N
(B)
Figura 18 – Representação esquemática da distribuição eletródica conforme os arranjos
Schlumberger (A) e Dipolo-dipolo (B)
2.3.3. Técnicas de campo
Através
da
utilização
desses procedimentos,
podem
ser
realizados
levantamentos de campo, na forma de caminhamentos elétricos horizontais (CEH),
onde as medidas são efetuadas em diversos pontos distribuídos na superfície do
terreno, ou na forma de sondagens elétricas verticais (SEV), onde as medidas são
correspondentes a diferentes níveis de profundidade, sob o mesmo ponto na
superfície topográfica (Bhattacharya e Patra, 1968; Orellana, 1972; Telford et al.,
1990). O primeiro permite a realização de imageamento geoelétrico de uma
determinada área, relacionada a uma (ou mais) profundidade de investigação,
permitindo conhecer a distribuição espacial (horizontal) da resistividade elétrica, que é
relacionada aos tipos de materiais litológicos e suas características físicas e
estruturais. O segundo método permite determinar a distribuição vertical da
resistividade elétrica, sob um determinado ponto da superfície terrestre, o que permite
investigar a distribuição estratigráfica e as características físicas e litológicas das
camadas subjacentes, até o nível de profundidade investigado.
Neste trabalho foram empregadas as técnicas do caminhamento elétrico, por
meio do arranjo Dipolo-dipolo, e da sondagem elétrica vertical, por meio do arranjo
Schlumberger. O levantamento de caminhamento elétrico horizontal, com emprego da
configuração Dipolo-dipolo, consiste na obtenção de medidas de resistividade
aparente (a) ao longo de um determinado alinhamento, onde, para cada posição fixa
do dipolo de corrente (AB), são efetuadas tantas (n) medidas, correspondentes a cada
posição distinta do dipolo de potencial (MN), guardando distâncias regulares (nx) entre
os dois dipolos (Figura 19). Dessa forma se investiga, ao longo do caminhamento,
30
diferentes pontos em profundidade, o que permite construir uma seção de resistividade
aparente (denominada formalmente de pseudo-seção de resistividade aparente).
Figura 19 – Representação esquemática da configuração eletródica Dipolo-dipolo para a
realização de CEH. Fonte: Braga (2007)
A resistividade aparente (a), nesse caso, é determinada por meio da fórmula
(Telford et al., 1990):
a = (V/I)..xn(n + 1)(n + 2)
onde:
x = distância entre os eletrodos do dipolo (m)
n = fator multiplicativo de x que determina a distância entre os dipolos e
corresponde ao nível de investigação em profundidade (n = 1, 2, 3, 4 ...)
Por concepção, a profundidade (z) de investigação é estimada como sendo
da ordem da metade da distância entre os centros dos dipolos (z = R/2, onde R
corresponde à distância entre os centros dos dipolos AB e MN – Figura 19).
O emprego da técnica da sondagem elétrica vertical, por meio do emprego da
configuração Schlumberger, consiste na distribuição linear dos circuitos eletródicos na
superfície topográfica, onde os eletrodos do circuito de corrente (A e B) são
posicionados nos extremos, enquanto que os eletrodos do circuito de potencial (M e N)
são posicionados no interior da distribuição, de forma simétrica em relação a um
centro comum (O), segundo a ordem AMNB, de modo análogo ao esquematizado na
Figura 16. A sistemática dessa técnica (SEV) consiste em realizar medidas em
diferentes posições dos eletrodos, simetricamente em relação ao centro geométrico do
sistema, que se mantém fixo durante todo o levantamento, respeitando a relação de
distâncias entre os pares de eletrodos dos sistemas de corrente e o de potencial.
Quanto maior for a distância entre os eletrodos A e B (dAB), maior será a densidade de
31
corrente que flui a maiores profundidades, o que permite determinar valores de
resistividade aparente para diferentes profundidades de investigação, sob o mesmo
ponto na superfície.
A resistividade aparente (a), para essa configuração eletródica, é
determinada por meio da fórmula (Telford et al., 1990):
a =  . [(a2 – b2)/2.b].(V/I)
onde, a = AB/2 e b = MN/2.
Teoricamente, a profundidade (z) de investigação é estimada como sendo da
ordem de 1/4 a 1/6 da abertura entre os eletrodos do circuito de corrente (z = AB/4 a z
=AB/6).
Por meio de softwares de inversão é possível determinar, com mais precisão,
os valores de resistividade elétrica e as respectivas profundidades de investigação.
2.4. Hidrologia e Hidrogeologia
2.4.1. Generalidades
A origem da água no planeta Terra está ligada à própria formação do
Universo, quando átomos de hidrogênio cósmico se combinaram com o hélio,
constituíram nuvens e, dessa forma, originaram as primeiras estrelas. As reações
nucleares que ocorreram no interior desses bólidos resultaram na formação de vários
elementos químicos, entre os quais o oxigênio (O), na forma gasosa, que ao se
combinar com o gás hidrogênio (H2), formaram o vapor de água inicial, que ficou
armazenado no interior dos mesmos, quando da solidificação de suas superfícies.
Desse modo, desde a solidificação da crosta terrestre, que ocorreu entre 4,2 e 4,5
bilhões de anos atrás, vem ocorrendo o extravasamento de materiais através dessa
superfície, a exemplo das emissões gasosas de hidrogênio e vapor de água, que se
espalharam em torno da superfície do planeta e originaram, então, sua atmosfera. O
oxigênio livre somente surgiu na Terra há pouco mais de 2,7 bilhões de anos, a partir
do aparecimento do mecanismo da fotossíntese, estritamente ligado à existência da
vida (Rebouças et al., 2006).
A dissipação da energia térmica, através da superfície terrestre, promoveu o
resfriamento gradual do planeta e, na atmosfera, permitiu a condensação do vapor em
nuvens, dando origem às chuvas, que se precipitaram sobre a superfície terrestre,
32
formando assim os oceanos primitivos. A vida na Terra teve início nesse mar
primordial que cobria a terra há cerca de 3,2 bilhões de anos, depois que as chuvas
lavaram da atmosfera os vapores impuros. Como parte desse processo evolutivo, a
água doce iniciou sua formação há cerca de 3,7 bilhões de anos (Rebouças et al.,
2006).
As transformações superficiais por que passou a superfície terrestre,
assolada por processos vulcânicos e tectônicos que, associados com os eventos de
dinâmica externa foram responsáveis pelo modelamento da crosta, que condicionaram
o aparecimento de rios, lagos, lagoas e pântanos. Por outro lado, a parcela de água de
precipitação que se infiltrou na superfície terrestre e se acumulou no interior das
camadas de rochas, deu origem às águas subterrâneas que, há cerca de 500 milhões
de anos contribuiu para manter a vida na sua superfície.
A água, no planeta Terra, existe nos três estados naturais (sólido, líquido e
gasoso) e se distribui, de forma interativa, em duas fases, sendo uma terrestre e outra
atmosférica. Na atmosfera a água ocorre fundamentalmente na forma de vapor de
água (estado gasoso), compondo uma massa total da ordem de 1,7x1012 toneladas e
encontra-se distribuída mais abundantemente em quase toda a extensão troposférica
(até cerca de 12 km de altura acima da superfície terrestre), diminuindo
significativamente com a altura, em proporção direta com a distribuição de temperatura
de saturação do vapor d’água. Esse vapor de água atmosférico, mais abundante
(cerca de 75%) nos primeiros 4 mil metros de altura, e que também decresce
rapidamente com a latitude, exerce importante papel regulador da ação do Sol sobre a
superfície terrestre e, consequentemente, sobre a dinâmica do ciclo hidrológico. Sua
distribuição ocorre em proporção variável com as condições climáticas da região, que
tem caráter sazonal, devido a que a capacidade do ar atmosférico de reter água é
máxima no verão, quando está mais quente, e mínima no inverno quando, ao
contrário, está mais frio (Hartman, 1994).
O vapor de água atmosférico varia desde valores próximos a zero nas regiões
desérticas, até cerca de 4%, em volume, nas regiões tropicais (Sapucci, 2001). Em
regiões tropicais quentes e úmidas, por exemplo, o vapor d'água próximo à superfície
pode alcançar proporção de até 40 g/kg de ar seco, sendo que nas zonas polares frias
e secas, essa cifra pode cair para cerca de 0,5 g/kg (Varejão-Silva, 2006). Em adição
a esse fato, verificam-se ainda os processos de circulação atmosférica, a exemplo da
Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), que faz convergir para essa região de
baixa latitude, grande quantidade de vapor de água (Figura 20).
33
Figura 20 – Configuração da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). Fonte: site
http://ludmila-marrara.blogspot.com/2009/06/zona-de-convergencia-intertropical.html.
A fase terrestre compreende os processos de circulação da água acima ou
sob a superfície terrestre, governado pela ação da gravidade terrestre e influenciado
por interações físicas e químicas com os materiais terrestres e com os processos
geológicos e biológicos que governam ou afetam esses movimentos (Feitosa e Manoel
Filho, 2000). No estado líquido a água ocorre armazenada nos oceanos, mares, rios,
lagoas, lagos e represas artificiais, que constituem os mananciais de maior
disponibilidade hídrica terrestre, além das águas subsuperficiais, de grande
importância na manutenção do equilíbrio do sistema hídrico global. No estado sólido,
ocorre na forma de gelo perene (calotas polares, glaciais e altas elevações) ou
temporário.
Quantitativamente, os mananciais de água no estado líquido constituem
aproximadamente 97,85% do total de água disponível no planeta, enquanto que nos
estados sólido e vapor, representam cerca de 2,15% e 0,0009%, respectivamente.
2.4.2. O Ciclo Hidrológico
Ao sistema responsável pela circulação da água entre os diversos ambientes
terrestres (oceânico, atmosférico e continental) dá-se o nome de Ciclo Hidrológico
(Figura 21), que envolve diversos processos físicos, tais como evaporação, respiração,
transpiração, condensação, precipitação, infiltração, percolação e escoamento.
34
Figura 21 – O Ciclo Hidrológico e o Balanço Hídrico Global. Fonte: FISRWG (1998)
Em âmbito global, o manancial de água atmosférico (vapor de água)
representa a parcela detentora de maior mobilidade hídrica, conduzida principalmente
pelas correntes atmosféricas oriundas dos oceanos, que são os maiores produtores de
vapor de água do planeta. Por outro lado, a água em estado sólido disponível na
superfície terrestre também exerce importante papel no processo de modelagem e de
distribuição e quantificação de água no planeta, e constitui o manancial de menor
mobilidade, podendo permanecer praticamente estacionada por longo período de
tempo. Nesse contexto, a parcela de água líquida desenvolve papel fundamental no
balanço hídrico global, quer através do processo de recarga para os mananciais
superficiais (rios, lagos, mares e oceanos) e subterrâneos, como na regulação
climática global, principalmente através dos fluxos marinhos, a exemplo das
circulações induzidas pelo vento (Figura 22), com grande capacidade de reciclar calor
e, também no fornecimento de água para o desenvolvimento e manutenção de
espécies de organismos animais e vegetais que constituem a biosfera terrestre.
35
Figura 22 – Circulação oceânica induzida pelo vento. Fonte: Marengo (2004)
2.4.3. Os caminhos da água a partir da superfície terrestre
Ao se precipitar sobre a superfície terrestre continental, parte da água infiltra
na mesma, enquanto outras quantidades se acumulam em depressões ou realizam
movimentos de escoamento superficial. Uma pequena quantidade desse volume
(variável com as condições climáticas) retorna para a atmosfera como vapor. Parte da
água permanentemente retida nas depressões da superfície terrestre pode ser
evaporada (retorna para a atmosfera) ou infiltrar no solo. Por outro lado, a água
temporariamente detida na superfície do solo, pode originar escoamento (enxurrada),
controlada pela morfologia do relevo e topografia geral. Há ainda a água que fica
retida na forma de gelo perene ou mesmo sazonal, inclusive parte da água infiltrada no
solo.
O processo de escoamento superficial tem grande importância para as
ciências geológicas e conservacionistas, e somente é desencadeado após serem
satisfeitas as demandas de interceptação, detenção, retenção e infiltração.
A interceptação vegetal, influenciada pelo tipo e densidade da vegetação,
estágio de crescimento, velocidade do vento e estação do ano, pode chegar a mais de
25% da precipitação anual total (Ferreira et al., 2005).
2.4.3.1. Infiltração
Uma parcela do vplume de água que se precipita sobre a superfície terrestre
continental, penetra no solo, por efeito de gravidade ou capilaridade, constituindo a
36
fase subterrânea do ciclo hidrológico. Esse processo de infiltração depende das
características geológicas, do relevo e do tipo e porte da vegetação da área, além do
grau de umidade do solo antes da precipitação e da duração e intensidade do evento.
A infiltração da água no solo se processa em diversas fases, incluindo: fase de
intercâmbio, ocorrente na camada superficial do solo, onde as partículas da água
podem retornar à atmosfera influenciada por aspiração capilar (processo de
evaporação) ou pelo fenômeno de transpiração das plantas; fase de percolação, onde
a água, influenciada pela ação da gravidade, desenvolve um movimento descendente;
fase de circulação, onde a água de percolação, ao alcançar a superfície do nível de
saturação do solo, desenvolve movimentos controlados pela declividade das camadas
impermeáveis (Garcez & Alvarez, 2002; Robinson et al, 2008).
A quantidade máxima de água que um solo pode absorver, por unidade de
superfície horizontal e durante uma unidade de tempo, é denominada de capacidade
de infiltração, assim como a velocidade média (fictícia) de escoamento da água
através de um solo saturado é denominada de velocidade de infiltração. A capacidade
de infiltração de um solo depende de diversos fatores, tais como a porosidade,
tamanho e arranjo das partículas e estado de fissuração, além do grau de umidade (a
infiltração é menor em solo seco, devido à força de adesão e capilaridade).
2.4.3.2. Processos de escoamento
O escoamento da água na superfície terrestre é governado pela gravidade
terrestre, e pode ocorrer diretamente por sobre essa superfície (escoamento
superficial direto, deflúvio ou run-off), no sentido de um manancial superficial e
controlado pela morfologia do relevo, como também pode se movimentar abaixo dessa
superfície (escoamento sub-superficial ou fluxo lateral), através dos interstícios ou
fissuras no solo ou rocha, dentro da zona não-saturada e no sentido do caimento da
vertente. Eventualmente uma porção dessa água, após haver percorrido curta
distância, retorna à superfície, caracterizando um fluxo de retorno. Ao atingir o nível
freático, onde recebe a denominação de água subterrânea propriamente dita e passa
a constituir os aquíferos, uma fração do escoamento total (escoamento subterrâneo)
passa a fluir no sentido do curso d’água, quer diretamente ou como contribuição na
forma de “manancial”. A velocidade desse escoamento é consideravelmente inferior ao
escoamento direto, cujos caminhos a conduzem até lagos, rios, oceanos, assim como
podem emergir naturalmente à superfície através de nascentes (fontes ou surgências),
conforme esquematizado na Figura 23 (Tarboton, 2003).
37
Figura 23 – Representação esquemática dos processos de escoamento superficial e subsuperficial (modificado de Tarboton, 2003).
2.4.3.3. Zonas hidrológicas
Dentro do solo ou rocha, a água ocupa espaços vazios (poros, carstes ou
fissuras), os quais podem ser intercomunicáveis entre si, permitindo dessa forma o
fluxo da água através dos mesmos, ou totalmente isolados, situação em que não
permite a movimentação desse fluido no interior do maciço. A relação entre o volume
de vazios e o volume total de uma determinada porção do solo/rocha é denominada de
porosidade. Um solo ou rocha em que ocorre intercomunicabilidade entre os poros (ou
fissuras) e a água flui livremente, é denominada de rocha ou solo permeável. Ao
contrário, quando não permite o fluxo de fluidos, é dito impermeável.
A contínua infiltração de água no solo ou rocha tende a produzir uma
ocupação sistemática dos vazios (poros), podendo levar, ainda que temporariamente,
a uma saturação parcial ou total deste. Assim, em um determinado instante desse
processo hidrológico, pode-se distinguir duas zonas individualizadas do perfil do
solo/rocha: zonas saturada e insaturada (Figura 24). A zona insaturada, não saturada
ou de aeração, corresponde à porção superior do perfil do solo ou rocha em que os
interstícios encontram-se parcialmente ocupados por água, condição em que a
pressão parcial da água é inferior à pressão atmosférica. O deslocamento vertical da
água, através dessa zona, é denominado de percolação. A zona saturada corresponde
ao compartimento do solo ou rocha em que os interstícios encontram-se
completamente ocupados por água, onde a pressão na água é maior que a pressão
atmosférica. A parte da zona não saturada do solo em que os interstícios estão
próximos da saturação, por efeito das forças capilares, e que constitui uma camada de
interface entre essas duas zonas, é denominada de faixa capilar ou franja capilar.
38
Figura 24 – Compartimentação hidrológica do perfil do solo, em função do grau de
saturação do mesmo.
A superfície ou limite superior da zona saturada é formalmente denominada
de nível freático, superfície freática ou, ainda, superfície piezométrica, abaixo da qual a
água nela contida é denominada de água subterrânea ou aquífero. A parcela da água
percolada que se desloca da zona não saturada para a zona saturada, contribuindo ao
sistema subterrâneo, é denominada de recarga (do aquífero).
2.4.3.4. Águas subterrâneas e Aquíferos
Água subterrânea é toda água que se encontra ocupando espaços no interior
dos solos e rochas. Essa denominação é mais comumente referida à situação em que
todos os interstícios encontram-se preenchidos (zona saturada), praticamente livre de
processos de evaporação, transpiração e capilaridade. As águas subterrâneas (cerca
de 97% do estoque de água doce no estado líquido nas terras emersas) se originam a
partir da parcela da água de precipitação (água meteórica) que infiltra no solo, das
águas retidas nos sedimentos desde a época de formação dos depósitos (água
conata) ou ainda da água gerada pelos processos magmáticos da Terra, por isso
denominada água juvenil (Rebouças et al., 2006).
Dentro do solo ou rocha as águas são retidas por diversas forças físicas, tais
como as forças de atração elétrica, forças de adsorção nas superfícies dos grãos
sólidos (água higroscópica), forças capilares (devida à tensão interfacial ou superficial
e ainda à tendência de adesão das moléculas de água aos grãos sólidos) e força
gravitacional.
39
O estudo do conjunto dos aspectos geológicos e hidrológicos respectivo ao
movimento, volume, distribuição e qualidade das águas subterrâneas é objeto da
Hidrogeologia. A partir desses estudos se obtém informações necessárias ao bom
aproveitamento e proteção destes depósitos subterrâneos de água, incluindo os
processos que intervém na recarga e descarga do aquífero (Feitoza e Manoel Filho,
2000).
Em subsuperfície, o movimento da água é governado pela gravidade e é
guiado pela diferença de pressão (potencial hidráulico) exercida pela coluna de água e
massa rochosa sobrejacentes. Essa diferença faz com que a água se movimente
desde pontos com maior potencial, como os platôs, até zonas com baixo potencial,
como em fundos de vales, podendo eventualmente produzir fluxos ascendentes,
contrariando a gravidade, como verificadon em zonas de baixo potencial hidráulico
junto a leitos de rios e lagos (Figura 25).
Figura 25 – Representação da circulação da água subterrânea, definindo as linhas de fluxo e
de iguais valores de potencial hidráulico. Fonte: Teixeira et al. (2001).
O fluxo de água subterrânea é fortemente influenciado pela declividade da
superfície freática, pela permeabilidade do meio e pela viscosidade da água, sendo sua
quantificação determinada pela lei de Darcy (Figura 26), que á a base da hidrologia de
meios porosos. Conforme a propositura de Darcy, para meios porosos, a vazão (Q) da
água que flui através do meio (poroso) é proporcional à diferença de altura entre dois
pontos (potencial hidráulico, h) e inversamente proporcional ao comprimento do
escoamento (L), e depende ainda natureza do meio, determinada pela sua condutividade
hidráulica (K), considerando, ainda, a área (A) da seção (Fetter, 2001), conforme a
relação:
Q = K. A. h/L
40
Q
h1 - h2
h1
h2
L
Figura 26 – Representação esquemática da Lei de Darcy, onde Q é a vazão, A é área da
seção, L é o comprimento (extensão) do escoamento, h = h1 – h2, é o potencial hidráulico e K é
a condutividade hidráulica do meio.
As unidades geológicas que permitem a circulação, armazenamento e
extração de água, são denominadas de aquíferos, sendo caracterizadas por sua
geometria e parâmetros dimensionais, como extensão e espessura, que são
dependentes das condições geológicas (estratigráficas e estruturais) e de parâmetros
hidrodinâmicos (transmissividade, armazenamento ou porosidade efetiva), que estão
relacionados aos padrões faciológicos, condições de recarga e descarga e às
características do reservatório subterrâneo (Pedrosa e Caetano, 2002).
A depender das características de porosidade das rochas, os aquíferos
podem ser classificados como porosos, cársticos ou fissurais (Figura 27), situações
respectivas em que a água é armazenada nos espaços entre os grãos da rocha
(normalmente sedimentares), nos espaços criados pelo processo de dissolução do
carbonato ou nas fissuras resultantes do fraturamento ou diaclasamento das rochas
relativamente impermeáveis, principalmente as de origens ígneas ou metamórficas
(Feitoza e Manoel Filho, 2000; Fetter, 2001; MMA, 2007; Leal e Santo, 2008).
Figura 27 – Representação esquemática dos principais tipos de aqüíferos quanto aos tipos de
interstícios. Fonte: MMA (2007).
41
De acordo com a pressão das águas nas superfícies limítrofes (topo ou base)
e em função da capacidade de transmissão de água nas respectivas camadas
limítrofes, os aquíferos (Figura 28) podem ser classificados como (Feitoza e Manoel
Filho, 2000):
. Aquífero confinado ou sob pressão, no qual a pressão da água no topo é
maior do que a pressão atmosférica;
. Aquífero confinado drenante, no qual ao menos uma das camadas limítrofes
(superior ou inferior) é semi-permeável, ocorrendo entrada ou saída de fluxos através
das mesmas;
. Aquífero confinado não drenante, quando as camadas limítrofes são
impermeáveis;
. Aquífero livre (freático ou não confinado), quando o limite superior é uma
superfície freática, na qual todos os pontos se encontram à pressão atmosférica.
Neste caso o aquífero pode ser drenante (de base semi-permeável) ou não drenante
(de base impermeável ou semi-permeável).
. Aquífero suspenso, formado sobre uma camada impermeável, onde o limite
superior é uma superfície freática (todos os pontos se encontram à pressão
atmosférica).
Algumas camadas rochosas podem conter água, porém não permitem sua
transmissão, sendo assim denominadas de aquicludes, enquanto outras camadas
semi-permeáveis, delimitadas no topo e/ou na base por camadas de permeabilidade
muito maior, são denominadas de aquitardos.
Zona não saturada
Zona saturada
Superfície po
tenc iomét
Franja capilar
ric a
Aquífero suspenso
Aquífero freático
Aq uitardo
Aquífero confinado
Falha
Aquitardo
Figura 28 – Representação esquemática dos principais tipos de aqüíferos e seus respectivos
níveis de pressão.
42
A maioria dos aquíferos são constantemente reabastecidos, por meio de
infiltração direta das águas na superfície do solo ou rocha, sendo esse processo
denominado de recarga direta. Esse processo depende fundamentalmente do regime
pluviométrico (quantidade e duração das chuvas) e das características físicas locais da
superfície, como topografia, natureza geológica e situação atual da cobertura vegetal,
que influenciam diretamente no equilíbrio que se estabelece entre a infiltração,
escoamento e evaporação. Esse processo de infiltração se desenvolve ao longo de
toda a superfície drenante dos aqüíferos livres, ou nas áreas de sua exposição
(afloramento), no caso dos aquíferos confinados.
2.4.4. Distribuição volumétrica de água na Terra
Cerca de 71% da superfície terrestre é coberta por água, distribuída conforme
mostrado na Tabela 1 (Shiklomanov, 1999; Karmann, 2003 apud Teixeira et al., 2001;
Fetter, 2001; Tundisi, 2005; Rebouças et al., 2006), da seguinte forma: oceanos e
mares cobrem área de 361,3x106 km2 e constituem cerca de 70,8% da superfície total
e 90,97% da cobertura hídrica superficial terrestre; as calhas dos rios e pântanos
ocupam cerca de 17,56x106 km2 da superfície terrestre (cerca de 3,44%),
representando 4,42% da superfície hídrica; 16,23x106 km2 (3,18%) da área continental
é ocupada por água na forma de gelo (calotas polares e geleiras), que constitui 4,09%
da superfície hídrica; os lagos ocupam área de aproximadamente 2,06x106 km2 e
representam apenas cerca de 0,4% da superfície terrestre, com contribuição de 0,57%
na superfície hídrica terrestre.
Os reservatórios subterrâneos ocupam extensões praticamente continentais,
de acordo com as diferentes capacidades armazenadoras dos materiais subjacentes,
sendo essa quantidade de água armazenada variável ao longo do tempo. Atualmente
considera-se que, em termos volumétricos, a quantidade total de água no planeta
Terra seja da ordem de 1,386x109 km3 (1,386x1012 litros) e que esse volume tenha
permanecido constante ao longo dos últimos 500 milhões de anos (Rebouças et al.,
2006).
Em termos globais a distribuição superficial de água é distinta entre os
hemisférios (Figura 22). No Hemisfério Norte, cerca de 60% da superfície é ocupada
por oceanos (Atlântico e Pacífico Norte e Glacial Ártico) e 40% de terras emersas
(continentes), representadas por toda a Europa e América do Norte, praticamente toda
a Ásia e porção da África. Por outro lado, cerca de 82% da superfície do hemisfério sul
está coberta pelos oceanos (com destaque para os oceanos Pacífico, Atlântico e
43
Glacial Antártico), e apenas cerca de 18% é formada por terras emersas (continentes),
representada, pela América do Sul (maior porção), parte considerável da África, toda a
Oceania e Antártida. Por esse motivo o Hemisfério Norte é denominado de “Hemisfério
das terras” e o hemisfério sul de “Hemisfério das águas”.
Tabela 1 – Aspectos quantitativos dos principais reservatórios terrestres (Karmann, 2003 apud
Teixeira et al., 2001;Tundisi, 2005 e Rebouças et al.,2006; USGS, 2010).
Área
3
2
(10 km )
Volume
3
3
(10 km )
% do Volume
total
% do volum e
de água doce
Tempo de
permanência
Oceanos, Mares e Baias
361.300
1.338.000
96,4683
-
4.000 anos
Subsolo
134.800
23.400
1,6871
-
Água salgada/salobra
-
12.854
0,9268
-
Água doce
-
10.530
0,7592
30,061
Reservatório
-
16,5
0,0012
0,0471
Calotas polares
Umidade do solo
16.227
24.023
1,7320
68,580
Antártica
13.980
21.600
1,5573
61,663
Groelândia
1.802
2.340
0,1687
6,6802
Ártico
226
83,5
0,0060
0,2384
Geleiras
224
40,6
0,0029
0,1159
Solos gelados e permafrost
21.000
300
0,0216
0,8564
Lagos
2.058,7
176,4
0,0127
-
1.236,4
91
0,0066
0,2598
Água doce
Água salgada
2 semanas a 1
0.000 anos
10 a 1.000 anos
2 semanas a
10 anos
822,3
85,4
0,0062
-
Pântanos
2.682,6
11,47
0,0008
0,0327
Até 10 anos
Calha dos rios
14.880
2,12
0,0002
0,0061
Até 10 anos
Água Biológica
-
1,12
0,0001
0,0032
1 semana
Vapor na atmosfera
-
12,9
0,0009
0,0368
10 dias
Totais
-
1.386.984
100
-
Água doce
-
35.029
2,5255
100
Rebouças et al. (2006), baseados em dados fornecidos pela UNESCO
(Shiklomanov, 1999), estimou que, anualmente, cerca de 577.200 km3 de água da
superfície terrestre é transformada em vapor, sendo 503.000 km3 (87,1 %) oriundo dos
oceanos e 74.200 km3 (12,9%) das terras emersas (continentes). Esse vapor de água
ascende para a atmosfera, conduzidas por correntes de ar ascendentes, alcançam
temperaturas mais baixas, se condensam em nuvens, colidem, se combinam e, por
ação da gravidade, se precipitam sobre a superfície terrestre, na forma de chuva ou
neve e neblina.
Estima-se que, anualmente, aproximadamente 458.000 km3 (79,4%) são
precipitadas sobre os oceanos e 119.000 km3 (20,6%) sobre os continentes. A
diferença entre a quantidade de água que evapora (503.000 km3) e a que se precipita
(458.000 km3) nos oceanos, que é da ordem de 45.000 km3, representa a umidade
que é transferida para os continentes, carregadas pelas correntes atmosféricas. Da
mesma forma, a diferença entre a quantidade de água que evapora (74.200 km3) e se
44
precipita (119.000 km3) nos continentes, que é de 44.800 km3 representa o excedente
hídrico que se transforma em fluxo dos rios, alimenta a umidade do solo e os aquíferos
subterrâneos (Rebouças et al., 2006).
A parcela de água meteórica que se precipita sobre os continentes e que
infiltra no solo constitui a contribuição dos fluxos subterrâneos às descargas totais dos
rios (43.000 km3/ano), tornando-os perenes. Em geral, durante os períodos de
estiagens, esse fluxo médio é da ordem de 13.000 km3/ano, enquanto os fluxos
subterrâneos que deságuam diretamente nos oceanos são da ordem de 2.100
km3/ano (Rebouças et al., 2006).
De todo o volume de água atualmente existente no planeta Terra, estimado
como da ordem de 1,386x109 km3, cerca de 97,4% (1,351x109 km3) são águas
salgadas, armazenadas nos oceanos, lagoas, lagos e subsolo (água salobra), e
apenas cerca de 2,53% (aproximadamente 35,03x106 km3) é constituído de água
doce, dos quais 68,7% (cerca de 24,06x106 km3) formam as calotas polares e geleiras
e 30,1% (10,5x106 km3) estão armazenadas em subsuperfície, constituindo o
manancial de águas subterrâneas. Os rios e lagos armazenam cerca de 0,27%
(16,12x104 km3) das águas doces, enquanto que a umidade dos solos (inclusive o
permafrost), as águas dos pântanos e outros reservatórios, representam cerca de
0,98% (342x103 km3) desse total (Figura 29).
Distribuição da Água
Doce e Salgada no Mundo
(2,5% do total)
Distribuição da Água
Doce e Salgada no Mundo
0,3% -
Esta é a porção de
água doce renovável
Água Doce
(2,5%)
Água
Total
0,9%
Figura 29 – Distribuição relativa das águas no planeta Terra. Fonte: ANA (2010)
2.4.5. Disponibilidade de água e Balanço Hídrico Global
A distribuição de água na Terra não é homogênea, além de ser
desproporcional à demanda populacional ocupante das diversas divisões geográficas
do planeta (Tabela 2). Essa heterogeneidade também se verifica em nível de
continentes, países, estados ou municípios, decorrente das diferenças nas densidades
45
demográficas, devidas às concentrações populacionais em áreas preferenciais,
associadas com aspectos geográficos, riquezas naturais ou aspectos geopolíticos.
Tabela 2 – Disponibilidade anual de água doce por continente. Fonte: Hoekstra e Hung (2003)
Locais
% População
mundial
África
América do Norte e Central
América do Sul
Ásia
Austrália e Oceania
Europa
Total
12,9
8,2
5,9
61,0
0,6
11,4
100
3
3
Deflúvio (10 km )
Total
4,2
6,0
10,3
13,2
2,0
3,1
38,8
%
9,8
12,8
24,6
32,1
3,0
17,7
100
Disponibilidade
6
3
Total (10 m /ano)
%
4.897.220
7,37
6.427.400
9,67
12.332.000
18,56
16.145.247
24,29
1.499.600
2,57
8.888.200
17,71
66.457.687
100
Conforme esse cenário, o continente asiático, apesar de possuir a maior
disponibilidade de água doce do planeta (24,3% ou cerca de 16,2x1012 m3/ano), detém
cerca de 61% da população mundial, enquanto que a América do Sul, que guarda
cerca de 18,6% da reserva global de água potável (segunda maior reserva global),
possui apenas cerca de 6% da população do planeta. Neste continente, o Brasil se
destaca como o país de maior disponibilidade global de suprimento hídrico renovável
(6,95x1012 m3/ano), sendo sequenciado, no ranking mundial, pela Rússia, Canadá,
China, Indonésia, entre outros (Tabela 3).
Tabela 3 - Relação dos 20 países detentores das maiores disponibilidades de água doce do
planeta. Fonte: Hoekstra e Hung (2003)
Ordem
1º
2º
3º
4º
5º
6º
7º
8º
9º
10º
11º
12º
13º
14º
15º
16º
17º
18º
19º
20º
País
Brasil
Rússia
Canadá
China
Indonésia
EUA
Bangladesh
Índia
Venezuela
Mianmar
Colômbia
Argentina
Congo
Nova-Guiné
Kuwait
Líbia
Japão
Cambodja
Chile
Malásia
Continente
América
Europa
América
Ásia
Ásia/Oceania
América do Norte
Ásia
Ásia
América do Sul
Ásia
América do Sul
América do Sul
África
Oceania
Ásia
África
Ásia
Ásia
América do Sul
Ásia
6
3
Disponibilidade (10 m /ano)
6.950.000
4.498.000
2.901.000
2.800.000
2.530.000
2.478.000
2.357.000
2.085.000
1.317.000
1.082.000
1.070.000
994.000
832.000
801.000
758.000
600.000
457.000
498.100
468.000
456.000
46
As águas doces continentais, que constituem os suprimentos renováveis,
encontram-se armazenadas em diversos tipos de mananciais, incluindo lagos, rios,
represas e áreas pantanosas. Conforme Tundisi (2005), a drenagem dos rios
representa a renovação dos recursos hídricos e se caracteriza como o mais importante
componente do ciclo hidrológico. Nesse contexto, as cinco maiores descargas
produzidas por drenagens são representadas pelos rios Amazonas (América do Sul),
com descarga de 3.767,8 km3/ano, seguido dos rios Congo (África) com 1.255,9
km3/ano; Yangtze (Ásia) com 690,8 km3/ano; Mississipi Missouri (América do Norte)
com 556,2 km3/ano e Yenissei (Ásia) com 550,8 km3/ano.
Os lagos, por sua conotação reguladora dos estoques continentais, também
constituem importantes reservas de águas doces, com destaque para os grandes
reservatórios lacustres (grandes lagos), muitos dos quais têm seus recursos hídricos
compartilhados por mais de uma nação, a exemplo dos Grandes Lagos das regiões
temperados do continente norte-americano (compartilhado por Canadá e Estados
Unidos) e o Lago Titicaca, na América do Sul (compartilhada por Peru e Bolívia).
As represas artificiais armazenam aproximadamente 9.000 km3 de água doce,
correspondendo a cerca de 0,026% das reservas globais (Straskraba et al., 1993,
apud Tundisi, 2005). No Brasil destacam-se as barragens de Serra da Mesa (54,4
bilhões de m3), Tucurui (45,5 bilhões de m3), Sobradinho (34,1 bilhões de m3), Itaipu
(29,0 bilhões de m3), Furnas (22,95 bilhões de m3) e Ilha Solteira (21,166 bilhões de
m3), utilizados, prioritariamente, para geração de energia. No estado do Amazonas
destaca-se a represa da Usina Hidrelétrica de Balbina, no médio curso do rio Uatumã,
cujo lago armazena cerca de 1,5 bilhão de m3 de água.
No Brasil são registradas cerca de 38 áreas alagadas e pantanais, totalizando
59.789.733 ha (597.897,33 km2) que, somadas às massas permanentes e temporárias
(várzeas, lagos rasos, pântanos em grandes deltas internos, mangues) chega a
aproximadamente 1 milhão de km2. Nesse contexto se enquadra o Pantanal do Mato
Grosso, que é a maior área úmida tropical do planeta, como também as várzeas ou
planícies de inundação do rio Amazonas, com área estimada em 300.000 km2, que
representa cerca de 6% da Amazônia Legal (Projeto ProVárzea - EMBRAPA /IBAMA,
Rebouças et al., 2006).
A parcela de água armazenada em subsuperfície, cuja expressividade
quantitativa é preponderante (cerca de 97% da água doce disponível no planeta),
constitui mananciais independentes, cujas características e importância social
dependem da localização, condições climáticas e características geológicas e
hidrogeológicas locais. Além da função social, como fonte de água doce para uso
humano (consumo, irrigação e industrial), as águas subterrâneas exercem importante
47
papel regulador dos estoques globais (ciclo hidrológico) como descarga e manutenção
de cursos superficiais perenes, onde contribuem com cerca de 16% nas descargas
dos rios (Tabela 4).
Tabela 4 – Contribuição dos fluxos subterrâneos à descarga dos rios (km3/ano).
Modificado de Tundisi (2005)
Continentes
Recursos
África
América
Ásia
Austrália e
Oceania
Europa
Total
mundial
1.528
4.806
28.024
483
1.865
12.649
2.011
6.671
40.297
Norte
Sul
6.641
7.606
2.879
Escoamento superficial
2.720
4.723
Contribuição subterranean
1.464
2.222
3.736
Descarga total media dos rios
3.808
6.945
10.377 10.485
Essas águas ocupam espaços subsuperficiais gradativos, incluindo a
umidade do solo, águas contidas nas camadas não saturadas (águas edáficas) e
águas armazenadas nas camadas saturadas (aquíferos). Porção considerável dessas
águas encontra-se armazenada em aquíferos profundos (até cerca de 4.000 metros de
profundidade) e, dessa forma, constituem reservas de fundamental importância
estratégica. Conforme Rebouças et al. (2006), as reservas mundiais de águas
subterrâneas armazenadas na camada até 750 metros de profundidade é da ordem de
4,2x106 km3 e, desta até 4.000 metros, somam mais 5,3x106 km3, perfazendo um total
estimado de 9,5 x106 km3 de água.
Em todo o planeta existem sistemas aquíferos gigantescos, com capacidade
de armazenar volumes de água da ordem de dezenas de milhares de quilômetros
cúbicos de água, a exemplo dos sistemas aquíferos Amazonas e Guarani, no Brasil, e
dos aquíferos Núbia (Líbia, Egito, Chad e Sudão) e Grande Bacia Artesiana
(Austrália), conforme mostrado na Tabela 5.
Tabela 5 – Principais aquíferos/sistemas aquíferos do planeta. Fonte: MMA (2007).
Ordem
1
Nome do Aquífero/
Sistema Aquífero
Sistema Aquífero Amazonas*
Países
Bolívia, Brasil, Colômbia, Equador,
Peru e Venezuela
2
Núbia
Líbia, Egito, Chad e Sudão
3
Norte Sahara
Algéria, Líbia e Tunísia
4
Sistema Aquífero Guarani
Argentina, Brasil, Paraguai e Uruguai
5
Grande Bacia Artesiana
Austrália
6
High Plain (Aquífero Agallala) Estados Unidos
7
North Cina Plain
China
8
Vecht
Alemanha e Holanda
9
Kalahari/Karoo Basin
Namíbia, Bostwuana, África do Sul
10
India River Plain
Índia e Paquistão
11
Leste Prússia
Rússia, Polônia e Lituânia
12
Aquífero Rio Grande
Estados Unidos e México
* Compreende os aqüífero Solimões, Içá e Alter do Chão
Área
6
2
(10 km )
Volume
12
3
(10 m )
3,95
-
2
1,03
1,2
1,7
0,45
0,14
0,38
0,144
0,560
0,108
75
60
37
20
15
5
-
48
Conforme estimativas elaboradas por pesquisadores da Universidade Federal
do Pará, baseada em dados preliminares, o volume de água armazenado no Aquífero
Alter do Chão pode chegar a 86x106 km3 (SBGf, 2010) que, se confirmada, eleva esse
manancial à condição de maior aquífero do planeta.
2.4.6. Distribuição e disponibilidade de águas doces no Brasil
Com uma extensão territorial de cerca de 8,5 milhões de km2 e ocupando
cerca de 48 % do território da América do Sul, o Brasil é o quinto maior país do
planeta, onde se concentra cerca de 12% de toda a água doce global. Em território
brasileiro, aproximadamente 89% do volume total da água se concentra nas regiões
Norte e Centro-Oeste, que detém apenas 14,5% da população, enquanto que nas
regiões Nordeste, Sudeste e Sul, onde estão distribuídas 85,5 % da população
nacional, há disponibilidade de apenas 11% do potencial hídrico (ANA, 2007). A vazão
média anual dos rios, em território brasileiro, é da ordem de 180.000 m3/s, o que
corresponde a aproximadamente 12% da disponibilidade mundial de recursos hídricos
(Figura 30) e 53% do continente sul-americano (Rebouças et al., 2006; ANA, 2007 e
2009). Adicionando a esse volume as contribuições de vazões que ingressam no país
oriundas de países visinhos (Amazônia internacional, 86.321 m3/s; Uruguai, 878 m3/s e
Paraguai, 595 m3/s) a vazão total brasileira atinge cifra da ordem de 267.800 m3/s
(cerca de 18% da disponibilidade mundial).
Ásia
32%
Austrália e Oceania
6%
Europa
7%
Américas
46%
Brasil
12% do total
África
9%
Figura 30 - Distribuição da água doce superficial no mundo. Fonte: ANA (2007, adaptado da
UNESCO)
Em todo o território brasileiro, a precipitação média anual, determinada em
média histórica (1961 a 2007) pelo INMET (ANA, 2009) é de 1.761 mm, variando de
500 mm na região do Semi-árido até mais de 3.000 mm na Amazônia (Figura 31).
Nesta região (sigla A na Figura 31), a precipitação média é da ordem de 2.300 mm,
sendo o regime de chuvas modulado por sistemas dinâmicos de diversas escalas
(Correia et al., 2007).
49
A esse respeito, Marengo e Valverde (2007), mostram um comportamento
contrastante (variabilidade interdecadal) no regime de precipitação entre as bacias
norte e sul da Amazônia, com uma tendência positiva pronunciada na Amazônia do
Sul e uma fraca tendência negativa na Amazônia Norte (Figura 32). Tal
comportamento pode ser afetado pelas variações climáticas e, dessa forma, influenciar
no comportamento do ciclo hidrológico local.
70oW
60oW
50oW
40oW
Total anual (mm)
0oW
10oS
20oS
< 550
1050 a 1150
550 a 650
1150 a 1250
650 a 750
1250 a 1350
750 a 850
1350 a 1450
850 a 950
1450 a 1550
950 a 1050
1550 a 1650
1650 a 1750
2250 a 2350
1750 a 1860
2350 a 2460
1850 a 1950
2450 a 2550
1950 a 2050
2550 a 2650
2050 a 2150
2650 a 2750
2150 a 2250
2750 a 2850
30oS
Figura 31 - Média histórica de precipitação (1961 a 2007) para o território brasileiro, por região
hidrográfica: (A) Amazônica, (B) Tocantins-Araguaia, (C) Atlântico Nordeste Ocidental, (D)
Parnaíba, (E) Atlântico Nordeste Oriental, (F) São Francisco, (G) Atlântico Leste, (H) Atlântico
Sudeste, (I) Atlântico Sul, (J) Uruguai, (L) Paraná e (M) Paraguai. Fonte: ANA (2009)
3
Índice de chuva no Norte da Amazônia
A
2
1
0
-1
-2
-3
1930
1940
1950
1960
3
Índice de chuva no Sul da Amazônia
2
1970
1980
1990
1970
1980
1990
1
0
-1
-2
-3
1930
1940
1950
1960
Figura 32 – Anomalias normalizadas de chuva para o Norte (A) e Sul (B) da Amazônia, desde
1929 até 1997. Fonte: Marengo (2004)
50
Conforme o Plano Nacional de Recursos Hídricos (PNRH), o território
brasileiro compreende 12 regiões hidrográficas, conforme definidas na Figura 33 e
Tabela 6.
Figura 33 – Regiões hidrográficas brasileiras, de acordo com Plano Nacional de Recursos
Hídricos. Fonte: ANA (2007)
Tabela 6 – Parâmetros dimensionais, descarga e disponibilidade hídrica das regiões
hidrográficas brasileiras. Fonte: MMA (2006) e ANA (2009)
Região Hidrográfica
Área
3
2
(10 km )
População
3
Amazônica
Tocantins-Araguaia
3.890*
922
10 hab**
% País
14.730
7,71
7.270
3,81
Densidade
Demográfica
2
(hab/km )
3,79
7,89
Vazão Estimada
Disponibilidade
hídrica
(m /s)
3
% País
m /s
3
% País
131.947
73,5
73.748
80,98
7,6
5.447
5,98
1,5
320
0,35
13.624
Atlântico NE-Ocidental
274
5.450
2,86
19,89
2.683
Parnaíba
333
2.761
1,45
8,29
763
1,5
379
0,42
Atlântico NE-Oriental
287
2.594
1,36
9,04
779
0,43
91
0,10
Rio São Francisco
638
2.356
1,24
3,69
2.850
1,59
1.886
2,07
1.492
0,83
305
0,34
Atlântico Leste
390
9.965
5,22
25,55
Atlântico Sudeste
215
26.433
13,86
122,94
3.179
1,77
1.109
0,22
Paraná
880
62.655
32,85
71,20
11.453
6,38
5.792
6,36
Paraguai
363*
2.015
1,06
5,55
2.368
1,32
782
0,86
Uruguai
174*
7.149
3,75
41, 90
4.121
2,29
565
0,62
0,71
100,00
Atlântico Sul
Brasil
187
9.385
4,92
50,19
4.174
2,3
647
8.531
190.733**
100,00
22,36
180.000
100,0
91.071
* em território brasileiro
** estimada com base em resultados preliminares do Censo 2010 (Fonte: IBGE)
51
Conforme essas informações do PNRH, a região Hidrográfica Amazônica é a
maior região hidrográfica brasileira (aproximadamente 3.900.000 km2) e detém uma
das menores taxas de densidade demográfica do País (cerca de 3,8 hab/km2),
enquanto que a região hidrográfica mais povoada é a do rio Paraná, com cerca de 63
milhões de habitantes e densidade demográfica da ordem de 71 hab/km2.
Ainda que a descarga total média das regiões hidrográficas brasileiras seja da
ordem de 180.000 m3/s, a estimativa de disponibilidade hídrica efetiva no Brasil é de
cerca de 92.000 m3/s (51% da vazão total), considerando que nem toda a vazão dos
rios está efetivamente disponível ao longo de todo o ano. Esta cifra representa 23,77%
do continente sul-americano e 6,18% do total mundial (Rebouças et al., 2006). A
região hidrográfica de maior disponibilidade hídrica é a Amazônica, com 73.748 m3/s
de água doce (cerca de 81% da disponibilidade total) e vazão média de 132,2x103
m3/s (73,4% da vazão média no país), enquanto a menor é a do Atlântico Nordeste
Oriental, com disponibilidade hídrica de 91 m3/s (cerca 0,1% da disponibilidade total) e
vazão média de 774 m3/s, o que corresponde a apenas 0,43% da vazão total (ANA,
2009). Considerando as vazões oriundas dos países vizinhos, partícipes das regiões
transfronteiriças, essa disponibilidade hídrica total atinge valores da ordem de 267.000
m3/s, correspondente a 18% da disponibilidade hídrica superficial mundial. A bacia
hidrográfica Amazônica possui a maior disponibilidade hídrica superficial per capita,
estimada como da ordem de 280 mil m3/hab/ano (baseada nos dados da Tabela 6),
embora estimativa da Agência Nacional de Águas mostre valores da ordem 533 mil
m3/hab/ano (ANA, 2007).
Alguns dos principais rios brasileiros, a exemplo dos rios Tocantins e São
Francisco, tem suas bacias totalmente incluídas em território brasileiro, sendo por essa
razão denominados rios nacionais. Outros, como os rios Amazonas, Paraná, Paraguai
e Uruguai, apresentam trechos transcorrendo sobre territórios de outros países
sulamericanos, o que os caracterza como rios transfronteiriços (Tabela 7).
Tabela 7 – Abrangências geográficas das principais bacias hidrográficas brasileiras. Fonte:
Tucci (2001)
Bacia hidrográfica
Área
3
2
(10 km )
Amazonas
4.003*
Tocantins/Araguaia
Atlântico N-NE
São Francisco
Atlântico E
Paraná
Paraguai
Uruguai
Atlântico S-SE
* parte brasileira
N – Região Norte; CO –
813,7
891,7
645,1
572,3
856,8
362,6
178,0
223,8
Fronteiras
Regiões
do país
Estados
Bolívia, Peru, Colômbia,
AM, AC, RO, RR,
Equador, Venezuela e
N e CO
AP, MT e PA
Guiana
Nacional
CO e N
TO, GO, DF, MA, PA e MT
Nacional
N e NE AL, RN, CE, PI, MA, PA, PE e PB
Nacional
SE e NE
MG, BA, PE, SE, AL,GO e DF,
Nacional
SE e NE
SE, RJ, ES, BA, MG e SP
Paraguai e Argentina
SE, CO e S SC, SP, PR, MG, MS, DF e GO
Bolívia e Paraguai
CO
MT, MS e GO
Uruguai e Argentina
S
RS e SC
Uruguai
S e SE
RS, SC, PR e SP
Região Centro Oeste; NE – Região Nordeste; S – Região Sul; SE – Região Sudeste
52
As nascentes desse rios principais estão relacionadas às principais feições
morfotectônicas do continente sulamericano, entre as quais a Cordilheira dos Andes,
onde nascem os formadores do rio Amazonas; o Planalto das Guianas, que dá origem
aos rios da margem esquerda da bacia Amazônica e o Planalto Central Brasilero, de
onde se originam os rios da da margem direita da bacia Amazônica, Platina e São
Francisco (Figura 34).
Cadeia Andina e Bloco
da Patagônia
PLATAFORMA SUL-AMERICANA
Coberturas Fanerozóicas
Embasamen to Pré-Cambriano
ESCUDOS
I - Guianas
II – Brasil-Central
III - Atlântico
Figura 34 – Feições morfotectônicas da Plataforma Sul-Americana onde se originam as
nascentes dos principais rios formadaores das bacias hidrográficas brasileiras. Fonte: adaptado
de Schobenhauss e Brito Neves (2003).
Em termos de distribuição per capita e em conformidade com os dados da
Tabela 6, a disponibilidade média de águas no Brasil é de aproximadamente 30.000
m3/hab/ano, volume que é cerca de 18 vezes superior ao piso estabelecido pela ONU,
que é de 1.700 m3/hab/ano, abaixo do qual um país é considerado em situação de
estresse hídrico (ANA, 2007). Em termos de bacia hidrográfica, essa disponibilidade
53
hídrica per capita é da ordem de 282.500 m3/hab/ano (cerca de 9 vezes a cifra
nacional).
Com respeito à disponibilidade de água subterrânea, o território brasileiro, por
sua amplitude quase continental, se caracteriza por abrigar uma grande extensão
(4.380.000 km2, correspondente cerca de 52% do território nacional) de terrenos
cristalinos e metamórficos antigos, além de extensas áreas (4.130.000 km2,
representando 48% do
território nacional) de depósitos
sedimentares, que
condicionaram a formação de grandes bacias de sedimentação, constituídas de
rochas granulosas. Parcela considerável das rochas cristalinas e metamórficas
expostas, encontram-se parcialmente fissuradas e/ou intemperizadas, constituindo
ambientes propícios ao armazenamento de água. A condição de clima tropical
dominante, onde mais de 90% do território brasileiro recebe abundante quantidade de
chuvas
(entre
1.000
e
3.000
mm/ano),
somado
aos
fatores
geológicos,
geomorfológicos e de cobertura vegetal, favorecem o processo de infiltração da água
e, por conseqüência, a formação dos depósitos de águas subterrâneas.
O volume estimado de água armazenada em rochas e solos no território
brasileiro é da ordem de 11,2x104 km3 (Rebouças et al., 2006) o que corresponde a
cerca de 1,3% das reservas mundiais (que é de 8,4x106 km3), conforme Feitosa e
Manoel Filho (2000) e Fetter (2001). Esse volume armazenado em território nacional
encontra-se distribuído nos diversos tipos de domínios geológicos, conforme
quantificado na Tabela 8 (Varella Neto, 2008).
Tabela 8 - Reservas de águas subterrâneas do Brasil. Fonte: ANEEL (1999, apud Varella
Neto, 2008)
Domínios Aquiferos
Embasamento aflorante
Embasamento alterado
Bacia Sedimentar Amazonas
Áreas
2
(km )
600.000
4.000.000
1.300.000
Sistemas Aquíferos Principais
Bacia Sedimentar do Maranhão
700.000
Bacia Sedimentar Potiguar-Recife
23.000
Bacia Sedimentar Alagoas-Sergipe
Bacia Sedimentar Jatobá-TucanoRecôncavo
10.000
Zonas Fraturadas
Manto de intemperismo e/ou fraturas
Alter do Chão, Solimões e Içá
Corda-Grajaú, Motuca, Poti-Piauí,
Cabeças e Serra Grande
Grupo Barreiras, Jandaíra, Açu e
Beberibe
Grupo Barreiras e Murieba
56.000
Marizal, São Sebastião, Tacaratu
Bacia Sedimentar Paraná (Brasil)
1.000.000
Depósitos diversos
Total
823.000
8.512.000
Bauru-Caiuá, Serra Geral, BotucatuPirambóia-Rio do Rastro, Aquidauana
Aluviões, dunas
Estoques
3
(km )
80
10.000
32.500
17.500
230
100
840
50.400
411
112.000
54
A água subterrânea desempenha importante papel no desenvolvimento
socioeconômico do Brasil, sendo seu aproveitamento, em algumas regiões, feito de
forma complementar ao superficial, enquanto que em outras, representa a principal
fonte hídrica, quer para uso humano como para irrigação, principalmente. Estima-se
que entre 70 e 90% do abastecimento dos municípios brasileiros é, ao menos
parcialmente, feito por água subterrânea, e que cerca de 95% das indústrias fazem
uso dessa fonte (ANA, 2009).
De comportamento análogo às águas superficiais, a distribuição e
potencialidade de águas subterrâneas no território brasileiro não é uniforme, ocorrendo
regiões com pouca disponibilidade (escassez), a exemplo do semi-árido brasileiro, e
outras com relativa abundância, como no caso das regiões Amazônica e Paraná. No
cristalino do semi-árido brasileiro, onde as vazões dos poços apresentam
produtividade muito baixa (comumente inferiores a 3 m3/h) e com o agravante de as
águas apresentarem elevada salinidade, em muitas pequenas comunidades
constituem a única fonte de abastecimento disponível (ANA, 2009).
Em 1981 o DNPM/CPRM editaram o Mapa Hidrogeológico do Brasil (Mente e
Mont’Alverne, 1981 apud Feitosa e Manoel Filho, 2000), no qual foi apresentado, de
forma sistemática, a classificação cartográfica qualitativa das grandes unidades
hidrogeológicas, baseados nos aspectos geológicos, climáticos e fisiográficos. A partir
desse mapa foi empregado o conceito de Província Hidrogeológica, sendo o território
nacional subdividido em 10 (dez) grandes unidades (Figura 35), sendo: (1) Escudo
Setentrional; (2) Amazonas; (3) Escudo Central; (4) Parnaíba; (5) São Francisco; (6)
Escudo Oriental (Nordeste e Sudeste); (7) Paraná; (8) Escudo Meridional;(9) CentroOeste (Ilha do Bananal; Alto Xingu; Chapada dos Parecis e Alto Paraguai) e (10)
Costeira (Amapá; Barrerinhas; Ceará e Piauí; Potiguar; Pernambuco, Paraíba e Rio
Grande do Norte; Alagoas e Sergipe; Recôncavo, Tucano e Jatobá; Rio de Janeiro,
Espírito Santo e Bahia; Rio Grande do Sul).
Em 2007, o Serviço Geológico do Brasil (CPRM/SGB, 2007) editou o Mapa de
Domínos/Subdomínios Hidrogeológicos do Brasil, na escala 1:2.500.000, tendo como
objetivo maior o fornecimento de subsídios para o gerenciamento dos recursos
hídricos do país. Conforme concepção desse produto, o território brasileiro foi dividido
em sete grandes Domínios Hidrogeológicos, e seus respectivos Subdomínios,
baseado na reclassificação das unidades geológicas do GIS Brasil e nos domínios
hidrogeológicos, sendo: Domínio 1 - Formações Cenozóicas; Domínio 2 - Bacias
Sedimentares; Domínio 3 - Poroso/Fissural; Domínio 4 - Metassedimentos/
Metavulcânicas; Domínio 5 - Vulcânicas; Domínio 6 - Cristalino e Domínio 7 Carbonatos/ Metacarbonatos (Figura 36).
55
Subprovíncias
6a - Nordeste
6b – Sudeste
9a – Ilha do Bananal
9b – Alto Xingu
9c – Chapada dos Parecis
9d – Alto Paraguai
10a – Amapá
Províncias
1
- Escudo Setentrional
2
- Amazonas
3
- Escudo Central
4
- Parnaíba
5
- São Francisco
6
7
10f – Alagoas e Sergipe
10g – Recôncavo, Tucano e
Jatobá
10h – Rio de Janeiro, Espírito
Santo e Bahia
- Escudo Oriental
8
- Paraná
- Escudo Meridional
9
- Centro-Oeste
10
10b – Barreirinhas
10c – Ceará e Piaui
10d – Potiguar
10e – Pernambuco, Paraíba e
Rio rande do Norte
10i – Rio Grande do Sul
10i
- Costeira
- Divisão Hidrográfica Nacional
Figura 35 - Principais Províncias e Subprovíncias Hidrogeológicas do Brasil e suas relações
com as regiões hidrográficas. Fonte: MMA (2007)
68oW
60oW
52oW
44oW
36oW
6oN
6oN
2oS
2oS
10oS
10oS
18oS
18oS
26oS
1
Formações Cenozóicas
2
Bacias Sedimentares
3
Poroso/Fissural
4
Metassedimentos/Metavulcânica
5
Vulcânicas
6
Cristalino
7
Carbon atos/Metacarbonatos
68oW
26oS
60oW
150
52oW
44oW
0
150 300
450
600km
36oW
Figura 36 - Mapa de Domínios/Subdomínios Hidrogeológicos do Brasil . Fonte: CPRM/SGB
(2007)
56
Em conformidade com essa classificação, a área de abrangência deste
trabalho está completamente inserida no contexto do Domínio Hidrogeológico 2
(Bacias Sedimentares), o qual apresenta os seguintes subdomínios: Bacias
Sedimentares Indiferenciadas (2Id), Bacia Pernambuco/Paraíba (2P/P), Bacia Tipo
Jaibaras (2J), Bacia Tipo Rio do Peixe (2RP), Bacia do Araripe (2Ap),
Bacia do
Parecis (2P), Bacia Urucuia (2U), Bacia do Tacutu (2T), Bacia Potiguar (2Pg), Bacia
Recôncavo/Tucano/Jatobá (2RTJ), Bacia Sergipe/Alagoas (2SA), Bacia de Pimenta
Bueno (2PB), Bacia Tipo Taubaté (2Tb), Bacia do Acre (2A), Bacia do Alto Tapajós
(2AT), Bacia do Amazonas (2Am), Bacia do Parnaíba (2Pb), Bacia do Paraná (2Pr).
De acordo com o entendimento atual, o território brasileiro compreende 34
bacias sedimentares fanerozóicas (Souza-Lima e Hansi Júnior, 2003), distribuídas
entre bacias interiores e marginais (Figura 37), as quais hospedam os melhores
sistemas aquíferos brasileiros (Figura 38), além de outras potencialidades minerais, a
exemplo das jazidas de hidrocarbonetos. Devido principalmente à natureza clástica
dos sedimentos, somada à favorabilidade do clima tropical a que estão submetidas,
essas bacias apresentam, de um modo geral, grandes potenciais hidrogeológicos.
Figura 37 – Mapa de distribuição das principais bacias sedimentares brasileiras. Fonte: site
http://www.phoenix.org.br
57
Solimões
Alter do Chão
Boa Vista
Barreiras
Itapecuru
Poti-Piaui
Cabeças
Beberibe
Açu
Jandaira
Bambuí
São Sebastião
Cristalino Nordeste
Urucaia/Areado
Cristalino Centro
Cristalino Sudoeste
Cristalino Sul
Serra Geral
Bauru-Caiuiá
Guarani
Cuiabá
Furnas
Ponta Grossa
Figura 38 – Mapa com a localização dos principais sistemas aquíferos do Brasil. Fonte:
MMA (2007)
Dentre os diversos mananciais hídricos subterrêneos brasileiros, merece
destaque os sistemas aquíferos Guarani, de carátrer transfronteiriço e que ocupa uma
área de 1.195.200 km2 (73,4% no Brasil), com reserva estimada, em território nacional,
de 48.000 km3 de água e recarga de 166 km3/ano, e o sistema aquífero Alter do Chão,
que constituem duas das mais importantes reservas hídricas subterrâneas do Brasil
(ANA, 2009).
O Sistema Aquífero Alter do Chão está totalmente compreendido em território
nacional, onde ocupa área de aproximadamente 312.600 km2 (cerca de 26% da área
do aquífero Guarani). As informações concernentes a esse manancial estão
praticamente limitadas às regiões de Manaus, Santarém e Ilha de Marajó, com base
nas quais foi possível estimar reserva de aproximadamente 32.500 km3 de água
(Rebouças et al., 2006). Trata-se de um aquífero do tipo sedimentar, poroso e livre,
com área de recarga direta significativamente maior que a do Guarani, em território
brasileiro (conforme ANA, 2009), além de receber maior contribuição pluviométrica e
possuir maior extensão de proteção por cobertura vegetal.
Dentre os aquíferos mais profundos da Bacia do Amazonas, que são pouco
conhecidos, destacam-se os aquíferos Trombetas e Prosperança, de extensões
regionais e contínuas, os quais produzem água de boa qualidade química, com baixo
teor de sais dissolvidos (CPRM/SGB, 2010). De acordo com essa fonte de
58
informações, a unidade aquífero Trombetas (representado principalmente Formação
Nhamundá) é considerada como moderadamente produtiva (vazão entre 10 m3/h e 50
m3/h) e o aquífero Prosperança é tido como pouco produtivo (vazão entre 5 e 10 m3/h).
Além desses, considera-se ainda, por suas características litológicas, o aquífero
Maecuru (Grupo Urupadi), sendo esse desprovido de informações hidrogeológicas,
mesmo porque não aflora nessa porção da borda da bacia. A principal limitação à
exploração hidrogeológica dessas unidades é o fato de apresentarem permeabilidade
reduzida, quer seja pela baixa razão areia/argila ou pela cimentação dos componentes
psamíticos, além de normalmente ocorrerem a grandes profundidades sob o maior
centro consumidor dessa porção territorial, que é a cidade de Manaus. Segundo
informações de um furo de 1.500 m realizado pela Petrobrás (Poço Mn-St-1-Az),
localizado a 20 km a norte da cidade de Manaus (Feitoza e Manoel Filho, 2000; Aguiar
et al., 2002), o Grupo Urupadi ocorre nas profundidades de 1.106 a 1.265 metros, o
Grupo Trombetas entre 1.265 e 1.780 metros e a
Formação Prosperança nas
profundidades de 1.780 a 2.100 metros. Todavia, na porção mais próxima às bordas
da bacia, onde podem estar aflorantes ou mesmo com profundidades reduzidas, essas
unidades assumem importância hidrogeológica, a exemplo das formações Nhamundá
e Prosperança, na região de Presidente Figueiredo, a norte de Manaus.
Merece destaque ainda, por suas características hidrogeológicas, os
depósitos aluvionais, os espessos pacotes de mantos de intemperismo, as formações
cenozóicas indiferenciadas e os depósitos fissurais na região de substrato cristalino.
Além desses, reconhece-se ainda, nessa região, os aquíferos aluvionares,
denominados pela CPRM (CPRM/SGB, 2010) como “Aquífero Depósitos Aluvionares
Indiferenciados”, geralmente do tipo livre e com espessura normalmente inferior a 30
metros, constituída por sedimentos inconsolidados (areias, siltes, argilas e cascalhos),
podendo apresentar intercalação de níveis enriquecidos em matéria orgânica (MO)
e/ou ferro (Fe). Em geral produzem água de boa qualidade química, com baixo teor de
sais dissolvidos, exceto aquelas provenientes de níveis enriquecidos com MO e/ou Fe.
São considerados como aquíferos pouco produtivos, com vazões variando entre 5
m3/h e 10 m3/h.
2.4.6.1. A Região Hidrográfica Amazônica
Situada entre o Planalto das Guianas, ao norte, e o Planalto Central Brasileiro
ao sul, a Região hidrográfica Amazônica é a mais extensa rede hidrográfica do
planeta, ocupando uma superfície de 7.008.370 km2, que se estende desde as
59
nascentes nos Andes Peruanos até sua foz (rio Amazonas), no Oceano Atlântico,
onde descarrega cerca de 1/5 de toda a água doce do planeta (ANA, 2007). Ao longo
de sua extensão, drena águas de seis outros países do continente sul-americano,
incluindo regiões hidrográficas amazônicas da Colômbia (16,14%), Bolívia (15,62%),
Equador (2,31%), Guiana (1,35%), Peru (0,60%) e Venezuela (0,11%), conforme
Filizola et al. (2002) e ANA (2006).
Em território nacional, onde constitui a porção da região hidrográfica
Amazônica brasileira, essa bacia cobre área de aproximadamente 3,87x106 km2
(63,9% de seu território), abrangendo integralmente os territórios do Acre, Amazonas,
Amapá, Rondônia e Roraima (Figura 39), além de porções significativas dos estados
do Pará (76,2%) e Mato Grosso (67,8%). Ao longo de sua extensão recebe
pluviosidade anual entre 2.000 e 3.000 mm e apresenta vazão média, de longo
período, estimada em 133.380 m3/s, representando 73,5% do total do país. Essa
quantidade, somada com a contribuição oriunda de territórios estrangeiros (cerca de
71.527 m³/s), representa uma vazão total da ordem de 204.907 m³/s, que é
descarregada no oceano Atlântico (ANA, 2006). O território do estado do Amazonas
compreende uma porção da ordem de 35,07% da Região Hidrográfica Amazônica
(Fonte: MMA, 2006).
RR
AP
AM
PA
AC
RO
MT
Figura 39 - Região hidrográfica Amazônica. Adaptado de MMA (2006)
Além de sua elevada disponibilidade hídrica (da ordem de 4.206,27 km3/ano),
a Região Hidrográfica Amazônica brasileira apresenta característica de baixa
60
ocupação, com densidade demográfica da ordem de 3,8 habitantes/km2 (conforme
resultados preliminares do Censo Demográfico 2010, do IBGE), o que a coloca em
uma situação extremamente confortável no cenário brasileiro e mundial, no que tange
aos aspectos hídricos quantitativos. Essa região é constituída pela bacia hidrográfica
do rio Solimões/Amazonas, pelas bacias hidrográficas dos rios existentes na Ilha de
Marajó, além das bacias hidrográficas dos rios situados no Estado do Amapá que
deságuam no Atlântico Norte (MMA, 2006; ANA, 2009). O rio Solimões/Amazonas é o
maior rio do planeta, quer em extensão (mais 6.860 km desde a nascente, nos Andes,
até sua foz, no Oceano Atlântico, dos quais cerca de 3.165 km percorre terrenos
brasileiros) como também em descarga de água doce lançada aos oceanos (cerca de
209.000 m3/s depositados no Oceano Atlântico), ao qual está conectado um vasto e
denso conjunto de rios e cursos d’água de menor extensão e volume, que constituem
uma grande rede natural, com mais de 50 mil km de trechos navegáveis. Destacam-se
os principais e maiores tributários, pela margem direita, os rios Javari, Juruá, Jutaí,
Purús, Madeira, Tapajós e Xingu e, pela margem esquerda, os rios Iça, Japurá, Negro,
Uatumã, Nhamundá, Trombetas e Jari (Figura 40).
Figura 40 – A Bacia Hidrográfica Amazônica, destacando o rio principal (Solimões/Amazonas)
e seus principais tributários. Fonte: site portalsaofrancisco.com.br
De acordo com o Plano Nacional de Recursos Hídricos (PNRH) a Região
Hidrográfica Amazônica está dividida em 10 sub-regiões hidrográficas (Figura 41),
referenciadas nos principais cursos d’água que a compõem, com destaque para a
61
Sub-Região Hidrográfica Solimões, correspondentes às bacias dos rios Iça, Japurá,
Javari, Juruá e do Alto-Solimões e Sub-Região Hidrográfica Rio Negro, que tem, como
drenagens principais o próprio Rio Negro e Rio Branco, seu principal tributário, as
quais constituem cerca de 15% da área de toda a Região Hidrográfica Amazônica .
5
1
0º00’
2
4
3
SUB-BACIAS
1
10
9
8
6
7
10º00’
Negro
2
Trombetas
3
Paru
4
Foz do Amazonas
5
Amapá/Litoral
6
Xingu
7
Tapajós
8
Madeira
9
Purus
10
Solimões
ESCALA APROXIMADA
0
70º00’
60º00’
250
500 km
50º00’
Figura 41 – Subdivisão (nível 2) da Bacia Hidrográfica Amazônica, em sub-bacias hidrográficas.
Adaptado de: MMA (2006)
O território do estado do Amazonas envolve porções de abrangência de cinco
dessas sub-regiões hidrográficas, com destaque para as do Rio Negro, Solimões, Purus
e Madeira, além da porção mais oriental da sub-região Trombetas, o que lhe confere um
potencial hídrico da ordem de 1.848,3 km3/ano e disponibilidade hídrica social de 773.000
m3/habitante/ano (MMA, 2006). A descarga do Rio Amazonas no oceano Atlântico (com
média estimada em 209.000 m3/s), corresponde à somatória das contribuições das
diversas bacias hidrogáficas dos principais rios dessa grande região hidrográfica, sendo
cerca de 49% devida à bacia do Rio Solimões, 15% do Rio Madeira e 13% do Rio Negro
(Tabela 9).
62
Tabela 9 - Aspectos gerais de algumas bacias hidrográficas da Região Hidrográfica
Amazônica. Fonte: MMA (2006).
Bacia hidrográfica
Solimões (São Paulo de Olivença)
Purus
Solimões (Manacapuru)
Negro
Amazonas (jusante Manaus)
Madeira
Amazonas (Óbidos)
Tapajós
Xingu
Amazonas
Japurá
Içá
Jutaí
Juruá
Jarí
Trombetas
Área
2
(km )
990.780
370.000
2.147.740
696.810
2.854.300
1.420.000
4.618.750
490.000
504.300
6.112.000
248.000
143.760
77.280
185.000
58.000
128.000
Vazão
3
(m /s)
46.500
11.000
103.000
28.400
131.600
31.200
168.700
13.500
9.700
209.000
18.620
8.800
3.020
8.440
1.880
2.555
Vazão específica % da vazão
3
(m /s
total
46,9
22,3
29,7
5,3
48,0
49,3
40,8
13,3
46,1
63,0
22,0
14,9
35,5
80,7
27,6
6,5
19,2
4,6
34,2
100,0
75,1
8,9
61,2
4,2
39,1
1,5
45,6
4,0
32,4
0,9
20,0
1,2
As disponibilidades hídricas para as sub-regiões hidrográficas da Região
Hidrográfica Amazônica (Tabela 10), determinados de acordo com critérios de
classificação da UNESCO (MMA, 2006), mostram valores oscilando entre 200.000 e
1.900.000 m3 anuais de água por habitante. A sub-região do Solimões tem
disponibilidade estimada em torno de 1.190.000 m3/hab/ano e a do Rio Negro, cerca
de 614.000 m3/hab/ano.
Tabela 10 – Vazões médias nas sub-regiões hidrográficas da Região Hidrográfica Amazônica, e
suas respectivas disponibilidades hídricas, de acordo com a classificação da UNESCO (MMA,
2006).
Sub-região
(Nível 1)
Área
(km2)
Amapá Litoral
81.740
Foz do Amazonas
154.895
Madeira
601.025
Negro
576.655
Paru
112.378
Purus
376.112
Solimões
574.884
Tapajós
492.207
Trombetas
366.935
Xingu
508.046
Sub-região
3.844.877
Dd – Densidade demográfica
Vazão média
(m 3/s)
População
Dd
(hab/km2)
3.533
5.477
14.606
35.353
2.684
10.305
25.251
14.346
10.690
9.701
131.946
58.862
690.272
2.238.499
1.820.924
382.532
442.270
669.966
820.228
678.523
372.209
8.174.285
0,72
4,46
3,72
3,16
3,40
1,18
1,17
1,67
1,85
0,73
2,12
Disponibilidade hídrica
3
(m /hab/ano)
%
1.897.812
27,1
250.906
3,6
206.336
2,9
613.942
8,8
221.864
3,2
736.808
10,5
1.191.866
17,0
553.077
7,9
498.224
7,1
824.223
11,8
6.995.058
100
Em termos gerais, as maiores demandas pelo uso da água na região, ocorrem
nas sub-bacias dos rios Madeira, Tapajós e Negro (MMA, 2006), relacionadas às maiores
concentrações populacionais associadas a projetos industriais e agro-florestais, dos quais
cerca de 37% correspondem ao uso para irrigação e 17% para demanda urbana (10,9
63
m³/s). Ainda de acordo com essa fonte, a sub-região do Solimões, que ocupa cerca de
15% da área total da região, tem uma densidade demográfica da ordem de 1,2 hab/km2 e
a Rio Negro, com cerca de 15% da área, tem densidade demográfica de cerca de 3,2
hab/km2.
2.4.6.2. O Sistema Aquífero Alter do Chão
A Formação Alter do Chão compreende a unidade basal da sequência
clástica continental Cretáceo-Paleógeno da Bacia Sedimentar do Amazonas (Eiras et
al., 1994), constituída por argilitos, siltiltos e arenitos, localmente conglomeráticos, cuja
espessura pode chegar a mais de 1.250 metros na porção central da bacia (Caputo et
al., 1972; Cunha et al., 1994; Reis et al., 2006: Cunha et al., 2007). Como
consequência da elevada energia dos fluxos fluviais na porção ocidental da bacia,
ocorreu a deposição de grande volume de sedimentos arenosos nessa unidade
estratigráfica, o que propiciou a formação de grande espessura de rochas detríticas,
porosas, com elevada capacidade armazenadora de água.
Essa situação geológica, associada às condições climáticas favoráveis,
resultou na formação do Sistema Aquífero Alter do Chão, que é um manancial do tipo
poroso, livre/semi-confinado (porção aflorante) a confinado (porção sotoposta às
formações Solimões e Içá, da bacia do Solimões), e que ocupa uma área de cerca de
313 mil km2, localizada na região centro-norte do estado do Pará e leste do Amazonas
(MMA, 2006). Este sistema compreende duas sucessões com características texturais
distintas, sendo a superior com predominância de sedimentos pelíticos, e a inferior
predominantemente
clástica,
constituída
essencialmente
por
arenitos
pouco
consolidados, de granulometria variada, às vezes conglomeráticos, com intercalações
de camadas/lentes de argila e arenitos silicificados (Dino et al., 1999; CPRM/SGB,
2010). Por essas características a sucessão inferior apresenta as melhores condições
hidrogeológicas e, portanto, mais apropriada para a produção de água.
De acordo com estimativas da Agência Nacional de Águas (ANA, 2007) o
Sistema Aquífero Alter do Chão tem uma reserva explotável total de 249,5 m³/s, que é
explotado principalmente na ilha de Marajó (PA) e nas cidades de Manaus (AM),
Santana (AP), Macapá (AP),e Santarém (PA), onde produz água de boa qualidade
química, com pH em torno de 4,8 e sólidos totais dissolvidos inferiores a 100 mg/l,
ainda que, eventualmente possa apresentar concentrações anômalas de ferro
(Rebouças et al., 2006).
Com base em informações de poços e relações de contatos superficiais,
Aguiar et al. (2002) consideram que a Formação Alter do Chão está organizada na
64
forma de camadas normalmente suborizontalizadas e com disposição lenticular,
afetadas por ação tectônica recorrente, com espessura máxima de 245 metros na
região de Manaus (CPRM/SGB, 2010), onde faz contato inferior com evaporitos e
calcários da Formação Nova Olinda (Grupo Tapajós), através de uma superfície
discordante horizontal. Esse pacote sedimentar se adelgaça no sentido para a borda
norte da bacia, onde faz contato aflorante, em discordância, com rochas paleozóicas
da Formação Manacapuru, do Grupo Trombetas (Souza, 1974; Aguiar et al., 2002;
Carvalho e Conceição, 2004; Souza e Nogueira, 2009). Ao longo dessa seção, esta
unidade apresenta contatos subsuperficiais, também discordantes, com litotipos dos
grupos Urupadi e Curuá, da sequência Devoniano-Carbonífera da bacia.
Conforme dados do Relatório Anual 2010 da empresa responsável pelo
abastecimento de águas na cidade de Manaus (Águas do Amazonas, 2011), o sistema
de fornecimento de água potável nessa cidade tem uma produção efetiva de
aproximadamente 2,23x108 m3/ano, dos quais cerca de 4,5x107 m3 (20%) é oriunda de
manancial subterrâneo (aquífero Alter do Chão), retiradas a partir de poços tubulares
profundos e distribuídos principalmente nas zonas Leste e Norte da cidade, enquanto
que os outros 80% restantes são oriundos de captação de manancial superficial (rio
Negro).
Estudos baseados em perfis de poços e informações geofísicas (sondagens
elétricas verticais e perfilagens de poços), na área de Manaus, mostram que os
estratos ocorrentes à profundidades inferiores a 50 m apresentam descontinuidades
laterais, o que sugere uma interdigitação ou gradação lateral dos materiais (Aguiar et
al., 2002; Souza e Verma, 2006). Desse modo, se verifica que a potencialidade
aquífera da Formação Alter do Chão está fundamentalmente relacionada às litologias
com texturas arenosas e areno-argilosas, mais frequentes nas profundidades maiores
que 50 metros, enquanto que o volume armazenado nas camadas com profundidades
menores (que 50 metros) é limitado, devido à descontinuidade lateral das mesmas.
Portanto, sendo o Alter do Chão um aquífero do tipo freático, com uma
extensa área de exposição, ao longo da qual ocorre a recarga do mesmo, há ainda a
possibilidade de contaminação desse manancial, por ação antrópica, conforme
comumente ocorre nas áreas urbanas. No caso da região norte e noroeste de Manaus,
além da ocupação do solo, há um complicador devido à diminuição de espessura e
profundidade desses mananciais, o que os tornam mais vulneráveis.
65
3. OBJETIVOS
3.1. Objetivo Geral
Proceder avaliação dos aspectos hidrogeológicos da região norte da cidade
de Manaus, a partir de informações geológicas, geomorfológicas e geofísicas
(resistividade
elétrica),
fundamentadas
no
estágio
atual
de
conhecimento
hidrogeológico na região urbana da cidade de Manaus.
3.2. Objetivos Específicos
Realizar estudos geomorfológicos da área de estudo, por meio de avaliação
dos elementos de relevo e drenagem;
Realizar levantamentos geofísicos (resistividade elétrica), por meio de
sondagens elétricas verticais e caminhamentos elétricos horizontais, visando
determinar as características estratigráficas e hidrogeológicas;
Realizar monitoramento de nível freático em poços na porção médio-superior
da bacia do rio Preto da Eva, durante um ciclo completo de um ano, com o fim de
subsidiar o entendimento dos aspectos dinâmicos da água subterrânea, nessa região;
Avaliar o comportamento sazonal do fluxo de água subterrânea, na forma de
balanço de fluxo, visando avaliar suas relações ou interrelações com os aspectos
climáticos e mudanças climáticas globais;
Avaliar as características e aspectos ambientais da região de estudos,
visando avaliar as conseqüências desses fatores sobre o processo de recarga do
aqüífero Alter do Chão.
66
4. MATERIAIS E MÉTODOS
4.1. Materiais
Os materiais utilizados neste levantamento foram:
. Imagens de satélite (SRTM).
. Equipamentos geofísicos, constando de resistivímetro (e acessórios) sonda
detectora de nível freático em poços.
. Trados manuais, empregado para realização de furos de monitoramento e
coleta de amostras para análises texturais;
. GPS diferencial para localização tridimensional de pontos no campo;
. Trenas para medidas de distâncias (levantamento geoelétrico);
. Equipamentos de informática (computador, impressora);
. Softwares para processamento de dados de resistividade elétrica.
4.2. Métodos
Os métodos empregados para a realização dos trabalhos foram:
4.2.1. Pesquisa de informações disponíveis na literatura (relatórios, teses,
dissertações, artigos e informações disponibilizadas na internet), visando a
caracterização geológica e geomorfológica local.
4.2.2. Organização da estrutura de apoio às atividades de processamento
digital de imagens e de dados geofísicos.
Essa etapa consistiu da obtenção de produtos digitais (imagens SRTM,
obtidas no site: http://dds.cr.usgs.gov/srtm/version1/South_America/), necessárias
para a realização das atividades de processamento digital, assim como da
organização da estrutura laboratorial (Laboratório de Geofísica da UFAM).
Os modelos SRTM foram elaborados a partir de imageamento obtido por
métodos interferométricos pelo ônibus espacial Endeavour, em janeiro de 2000, com
cobertura de cerca de 80% da superfície da Terra, dentro do programa da missão
SRTM (Shuttler Radar Topographic Mission), realizada pela Agência Espacial Norte
Americana (NASA, sigla em inglês) em conjunto com as agências espaciais da
Alemanha e Itália. O método interferométrico empregado consistiu de uma única
67
passagem, utilizando duas antenas idênticas de radar, sendo uma colocada a bordo
da espaçonave Endeavour e outra na extremidade de um mastro de 60 metros de
comprimento, projetado para fora da espaçonave, compondo um sistema de emissão
e recepção do sinal, respectivamente. Os produtos SRTM constituem parte do
conjunto de imagens de Radar, sendo que apresentam sensores com visada vertical e
lateral, com capacidade de reproduzir três dimensões espaciais do relevo (Carvalho e
Bayer, 2008): latitude, longitude e altitude (x, y, z). Considerando a distância entre as
antenas e as diferenças nas ondas de retorno por elas captadas, pode-se determinar,
com precisão bastante elevada, as elevações da superfície terrestre, e assim gerar
superfícies contínuas de elevação, ou modelos digitais de elevação (DEMs).
Conforme observado por Grohmann et al. (2008) e Oliveira e Paradella
(2008), devido às peculiaridades naturais da região Amazônica, é de fundamental
importância o emprego desses produtos como fonte primária de dados de elevação
nas investigações geomorfológicas e em mapeamentos topográficos de semi-detalhes.
4.2.3. Organização da base de dados de referência.
Para a confecção de mapas geomorfológicos é essencial dispor de bases de
dados previamente estabelecidas, que são constituídas de informações necessárias
para a análise geomorfológica, tais como: base geológica, para a construção do mapa
de compartimentação morfoestrutural; base hidrográfica, referente à rede de
drenagem; imagem SRTM, referente ao modelo digital de elevação (DEM).
Como base de dados geológicos foi utilizado o banco de dados da
CPRM/Serviço Geológico do Brasil, através do programa “GEOBANK” (CPRM/SGB,
2011), disponível para download no site: www.cprm.gov.br.
Para efeito de composição do mapa de drenagem foi utilizado, como
referência, a base de dados cartográficos, hidrográficos e geográficos do IBGE,
incluindo informações sobre massa de água e feições humanas (rodovias, cidades,
etc.), da mesma forma como as referências topográficas (GPS) ou geodésicas,
disponíveis no site:www.ibge.gov.br.
4.2.4. Realização de processamentos digitais sobre imagens SRTM
Essas imagens foram processadas por meio dos softwares Global Mapper
12.0 e ArcGis versão 9.3, no laboratório de Geofísica no Departamento de
Geociências da UFAM, com o propósito de elaborar produtos temáticos diversos
(mapas de drenagens, elevação, declividade e hipsométricos, além do traçado de
68
perfis topográficos e modelos tridimensionais) para auxiliar na interpretação
geomorfológica, geológica e hidrogeológica. As imagens SRTM utilizadas neste
trabalho foram as cenas: S02W060.htg, S02W061.htg, S03W060.htg e S03W061.htg.
A partir da utilização desses softwares foram realizadas as seguintes
operações de processamento das imagens:
.
Extração automática da rede drenagem. No caso das imagens SRTM
(fornecidas com extensão hgt), foi necessário proceder a alteração para o sistema de
projeção UTM, no software Gobal Mapper, por meio da ferramenta Configure, seguida
da conversão das mesmas para extensão tiff, por meio da ferramenta Geotiff e sua
posterior exportação. No software ArcGis 9.3 foi primeiramente feita a preparação da
imagem, por meio da definição do sistema de coordenadas (UTM) e o fuso
cartográfico correspondente (foi utilizado o sistema WSG_1984_UTM_Zone21S),
seguida de sua adição ao ArcGis e a correção do modelo digital de elevação, a partir
do comando Fill da ferramenta Spatial Analyst Tools/Hidrology, onde são efetuadas as
devidas regularizações das grandes imperfeições da imagem e efetuados os devidos
processamentos, por meio da ferramenta Fill, que efetua o preenchimento ou
subtração de pixels do raster da imagem, de acordo com as necessidades.
Em seguida foram aplicados os processos de filtragens por meio dos
comandos Flow Direction (direção de fluxo), que permite determinar a direção das
linhas de fluxo na bacia de drenagem sobre o terreno; Flow accumulation (Acumulação
de fluxo) que permite a geração de valores de fluxo acumulado para cada célula da
matriz. Nesse caso, células com baixos valores indicam ausência de fluxos
acumulados, sendo, por isso, indicativos de ocorrência de nascentes, ao passo que
valores elevados indicam maior concentração de fluxo acumulado, portanto, viáveis
para ocorrência de drenagem; Flow Length, que permite analisar o caminho de fluxo
na bacia, através do cálculo de distâncias ou distâncias ponderadas ao longo de um
fluxo; Stream Order, que promove a hierarquização da rede de drenagem. Em seguida
foi efetuado o ajuste para refinamento da rede de drenagem, por meio do recurso de
filtragem (remoção) de rios de menor ordem, considerando que os de maior ordem são
as drenagens principais, que resulta na construção do mapa de drenagem, na forma
de imagem. Após esses procedimentos foi efetuada a vetorização da rede drenagem,
por meio da ferramenta Stream to Feature. Por fim foi efetuada a determinação das
bacias de drenagem, por meio da ferramenta Basin, que determina as linhas divisoras
das diferentes bacias, individualizando-as.
. Elaboração dos mapas de curva de nível, declividade e hipsométrico. Para
esse fim foi utilizada a ferramenta 3D Analyst, na qual foi criado um TIN (Triangular
69
Irregular Network), que é uma estrutura de grade triangular do tipo vetorial, que
apresenta topologia do tipo nó-arco e que possibilita a representação de uma
superfície através de um conjunto de faces triangulares interligadas. Cada um dos três
vértices da face triangular armazena informações sobre a localização (x, y) e sobre os
valores de altitude/elevação correspondente ao eixo z (Coelho, 2007). A partir da
edição do TIN foi possível confeccionar os mapas citados.
A declividade expressa o grau de inclinação do terreno em relação a um
plano horizontal, que pode ser expressa em percentual ou em graus. Para a geração
do mapa de relevo tomou-se como base o modelo numérico do terreno (MNT), que foi
fatiada em classes de declividades discriminadas, com base na proposta da Embrapa
(EMBRAPA, 1999), que classifica o terreno como: Plano (0 a 2,9%); Suave Ondulado
(3 a 7,9%); Ondulado (8 a 19,9%); Forte Ondulado (20 a 44,9%); Montanhoso (45 a
74,9%); e escarpado ( > que 75%).
A avaliação do mapa hipsométrico permite uma melhor análise do
comportamento do relevo, notadamente quanto à identificação de zonas de encostas
mais pronunciadas.
O mapa de curvas de níveis foi construído com base em arquivo de dados
SRTM corrigidos, o que os tornam calibrados para valores oficiais de altitudes
topográficas locais.
. Confecção do modelo digital de elevação: foi desenvolvido por meio de
transferência de dados SRTM da área em questão, no programa Global Mapper, e
confeccionado no próprio programa ArcGis.
Para efeito de uniformização, todos os mapas foram originalmente
confeccionados considerando a referência (base) de 20 metros como menor altitude
(nível da água). Os mapas criados a partir do TIN compreendem intervalos de 10 em
10 metros, com exceção dos mapas de curva de nível que também compreendem
intervalos de 20 em 20 metros e 25 em 25 metros (neste trabalho está sendo
apresentado o mapa com intervalo de 20 metros). O Mapa de Declividade foi gerado
em percentagem, representando valores contínuos de declividade, em intervalos de 4
unidades de percentagem (%).
Os resultados dessas operações culminaram com a confecção dos seguintes
produtos temáticos:
1. Mapa geológico (Figura 9);
2. Mapa de drenagem (Figura 15);
3. Mapa de Curvas de Níveis (Figura 49).
4. Mapa Hipsométrico (Figura 50)
70
5. Mapa de lineamento de relevo (Figura 51)
6. Mapa de lineamento de drenagens (Figura 55)
7. Mapa de Declividade da Superfície Topográfica (Figura 56)
8. Modelo 3D da área (Figura 57)
4.2.5. Construção de poços para monitoramento de nível freático.
Foram construídos dez (10) poços para monitoramento de nível freático,
localizados na porção média a alta da bacia do Rio Preto da Eva, sendo três na
margem direita e sete na margem esquerda (Tabela 11 e Figura 42). Os referidos
poços, posicionados, prioritariamente, nas porções de topografia mais elevada
(platôs), na região dos divisores com as bacias do rio Urubu, a leste, e igarapé Tarumã
Açu, a oeste, foram construídos com auxílio de trado manual (Figura 43), com
diâmetro de 4” (100 mm), revestidos com tubo PVC de 2” (50 mm) com ranhuras de
0,50mm nas seções filtrantes. Como pré-filtro foi efetuado o preenchimento com
material granular (seixo quartzoso), lavado, com diâmetro de 1,5 a 2,0 mm. Antes da
implantação do revestimento foi efetuada a limpeza (retirada do material detrítico),
utilizando para tal uma ferramenta tubular (tipo caçamba), dotada de válvula. Para
proteção da entrada do poço foi construída uma base de concreto, com tubo PVC de
75 mm, tamponado e fechado com cadeado.
Tabela 11 - Informações sobre localização e características construtivas dos poços de
monitoramento.
Identificação
Localização
PM01 Km 112 da AM-010
PM02 Km 101 da AM-010
PM03 Km 93 da AM-010
PM04 Km 7/ZF7B - km 92 da AM-010
PM05 Km 18/ZF7B - km 92 da AM-010
PM06 Km 21/ZF7B - km 92 da AM-010
PM07 Km 11/ZF7A - km 85 da AM-010
PM08 Km 61 da AM-010
PM09 Km 4,5/ZF1 - km 53 da AM-010
PM10 Km 9/ZF1 - km 53 da AM-010
NE - Nível estático
h - Profundidade
h
(m)
NE
(m)
34
20
22
20
29
30
26
41
30
37
28,33
15,50
16,40
14,96
15,68
23,88
17,34
19,23
22,00
20,35
Latitude
02º44’06”S
02º40’03”S
02º37’59”S
02º35’32S
02º33’11”S
02º31’30”S
02º36’00”S
02º44’17”S
02º42’09”S
02º39’42”S
Coordenadas
Longitude
59º29’42”W
59º33’14”W
59º36’03”W
59º38’24W
59º41’26”W
59º42’02”W
59º42’09”W
59º49’51”W
59º52’20”W
59º53’31”W
Cota (m)
116,50
96,64
112,62
101,89
115,63
123,33
107,15
118,83
120,22
123,41
71
59º50’W
59º45’W
59º40’W
59º35’W
59º30’W
PM06
PM05
PM04
2º35’S
PM07
PM03
PM10
PM01
PM02
2º40’S
Poço de
monitoramento
Rio Preto da Eva
PM09
PM08
PM01
Área urbana
2º45’S
0
2
4
6
8 10 km
Valores de elevação (m)
Figura 42 - Mapa Hipsométrico da região de rio Preto da Eva, mostrando a localização dos
poços de monitoramento
Figura 43 – Fotografias mostrando detalhes da atividade de construção dos poços de
monitoramento, por meio de trado manual, destacando o processo perfuração (A), o tipo de
broca utilizada (B), o mecanismo de limpeza do furo (C) e o acabamento final, com base de
proteção e tubo de acesso (D).
4.2.6. Monitoramento de Nível Freático
A atividade de monitoramento de nível freático constou de medidas mensais
da profundidade do nível freático em cada poço de monitoramento, por meio de uma
sonda medidora com cabo (tipo fio de antena) de 100 metros, dotada de sensor com
sinal ótico e luminoso (Figura 44). Essas medidas objetivaram permitir a quantificação
72
da oscilação do nível freático ao longo de um ciclo anual e, dessa forma, permitir
avaliar os sentidos de fluxo da água subterrânea, nessa porção da bacia.
Figura 44 – Fotografia mostrando detalhe do método de medida da profundidade do nível
freático, utilizando sonda medidora de nível d’água.
4.2.7. Avaliação de informações de perfis de poços perfurados na área.
Foram obtidas informações (litológicas, estratigráficas, hidrogeológicas e
geofísicas, quando disponíveis) acerca de poços perfurados na região, fornecidos
principalmente pela CPRM/Serviço Geológico do Brasil, concernente ao cadastro do
Sistema de Informações de Águas Subterrâneas (SIAGAS), com cerca de 1.800 poços
cadastrados na região de Manaus, além de outras fontes. Para a região a norte de
Manaus, todavia, apesar da existência de uma grande quantidade de poços
cadastrados (cerca de 200), são raros os poços que dispõem de informações técnicas
confiáveis. As melhores informações ainda são devidas ao poço Manaus
Estratigráfico-1 (2-MNST-1-AM), da Petrobrás.
Para este trabalho foram empregados, como informações de apoio principal,
os perfis dos poços Fazenda Experimental da UFAM (km 38 da rodovia BR-174), com
150 metros de profundidade, e o Poço Delta (km 78 da rodovia BR-174), com 105
metros de profundidade (Figura 45). A distância linear entre o Poço Manaus
Estratigráfico (Petrobrás) e o Poço Fazenda UFAM é da ordem de 33,5 km, enquanto
que deste até o Poço Delta (km 78) é da ordem de 40 km, em linha reta.
73
Poço DELTA
Cota (m)
o
60 00’
127 m
130
Poço UFAM
Poço Petrobrás
o
Ri
98,5 m
100 90 m
Cu
as
ie ir
R io
U ru
o
bu -2 15’
Poço DELTA
B R-174
70
a Ev a
Ri o P reto d
40
o
-2 30’
10
Poço UFAM
-20
-110
-140
AM
-0 1 0
-80
o
-2 45’
B R-174
Igara pé
Tarumã
A çu
-50
Poço Petrobrás
Base da Formação Alter do Chão
Formação Nova Olinda
-3o 00’
-170
LEGENDA
ESCALA HORIZONTAL
0
5
10 km
Exagero vertical: 100 vezes
Argiloso
Argiloarenoso
Arenoargiloso
Arenoso
Arenoso compacto Conglomerado
Figura 45 - Seção topográfica mostrando o posicionamento dos poços de referência e suas localizações em mapa.
74
4.2.8. Avaliações sobre informações pluviométricas e fluviométricas da Estação
Rio Preto da Eva.
Os dados pluviométricos e fluviométricos da Estação Rio Preto da Eva,
fornecidos pela Agência Nacional de Águas-CPRM/Serviço Geológico do Brasil,
constam de informações diárias de precipitação, cota do nível do rio e vazão,
disponibilizados desde abril de 1994 até julho de agosto de 2011 (obtidos do banco de
dados HidroWeb, da Agência Nacional de Águas, disponibilizados no site
www.ana.gov.br). Para este trabalho foram considerados os dados desde 1995 a 2011
(17 ciclos anuais, sendo 2011 incompleto), com base nos quais foram elaborados
gráficos demonstrativos do comportamento das médias mensais e anuais desses
parâmetros, ao longo desse período.
Os dados pluviométricos (Estação Pluviométrica de Rio Preto da Eva Código: 00259004), constando de médias mensais, para o período de 1995 a agosto
de 2011, são apresentados na Tabela 12.
Tabela 12 – Dados dos totais mensal e anual de precipitação medida na Estação Pluviométrica
de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM), para o período de 1995 a agosto de 2011.
Total mensal de precipitação (mm)
Set
Out
Nov
Dez
TOTAL
(mm)
76,3
120,7
234,5
202,2
2418,4
107,7
194,6
143,8
228,1
2815,3
1,1
34,6
183,0
137,4
1931,6
40,0
117,8
142,9
150,8
2081,7
237,7
129,6
104,9
160,7
2666,5
80,7
129,5
154,3
149,5
94,4
2429,7
54,1
33,3
88,7
119,2
144,2
156,9
2061,7
95,8
74,8
40,8
170,6
54,8
156,0
2197,6
179,4
70,2
131,8
134,4
178,1
158,5
109,2
1948,2
270,3
54,5
103,1
92,8
94,8
173,6
34,2
163,6
2090,4
183,4
206,7
142,9 128,1
52,2
44,3
143,4
175,2
369,7
2244,9
206,6
256,8
218,7
161,8
71,6
52,5
345,0
542,4
201,3
85,4
119,1 165,8
311,3
557,2
318,3
270,1
241,9 122,5
383,7
308,3
325,7
252,3
294,4
320,4 110,1
2010
273,0
279,2
332,6
488,4
242,6
2011
273,7
346,7
339,5
348
235,6
Média(mm)
250,7
248,3
316,1
321,4
269,4
ANO
Jan
1995
1996
Fev
Mar
Abr
Mai
Jun
Jul
Ago
156,0
171,7
397,0
340,5
402,9
154,9
81,8
79,9
289,7
317,7
413,0
340,1
361,8
173,8 119,3 125,7
1997
180,7
268,5
398,8
264,1
298,2
78,3
1998
209,0
123,8
127,4
324,0
291,1
234,3 162,6 158,0
1999
413,6
329,0
232,5
298,2
311,5
239,7 133,0
76,1
2000
338,4
267,7
350,2
361,0
249,5
162,0
92,5
2001
345,8
217,3
232,2
215,6
158,4
296,0
2002
187,1
283,6
253,4
429,0
326,8
124,9
2003
40,5
157,3
266,4
282,4
240,0
2004
259,8
259,8
365,2
218,7
2005
152,0
315,7
331,3
2006
288,9
200,9
2007
224,7
62,5
2008
264,5
2009
13,1
73,8
88,0
74,2
297,7
115,5
2033,2
173,3
71,3
76,3
185,6
2252,7
70,9
54,4
114,0
244,2
215,1
2784,4
76,3
27,1
53,1
92,8
221,8
2466,0
154,2 113,6
22,2
94,1
68,8
134,3
220
2423,0
175,6
78,8
104,4
*
*
*
*
175,3
98,2
86,5
89,5
119,9
148,2
180,4
* Indisponibidade de dados
Os dados fluviométricos para o período de 1995 a agosto de 2011, constando
de médias mensais de cotas (em cm) e de vazões diárias (m3/s) do rio Preto da Eva,
75
foram obtidos a partir de medidas diárias na Estação Fluviométrica de Rio Preto da
Eva (Código: 15042000), e apresentados nas tabelas 13 e 14, respectivamente. As
cotas médias diárias foram obtidas a partir da média de duas medidas diárias (07:00 e
17:00 horas).
Tabela 13 – Cotas médias mensais do nível do rio Preto da Eva, obtidas na Estação
Fluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM), para o período de 1995 a agosto de 2011.
ANO
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
Jan
Fev
Mar
503
497
548
554
561
598
515
549
589
496
469
455
521
527
540
542
569
597
538
536
545
473
518
536
450
462
485
484
481
567
474
506
592
538
553
554
521
461
517
520
563
589
574
602
602
2010
477
491
473
2011
480
538
561
Média (cm) 519,4 522,5 549,9
* Indisponibidade de dados
Abr
571
630
599
506
565
627
585
559
506
570
567
574
595
612
601
572
599
578,7
Cotas médias mensais (cm)
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
590
573
554
520
495
627
614
583
560
537
614
578
538
513
469
539
538
514
477
476
603
599
570
543
537
628
606
584
557
532
575
571
548
511
491
594
598
556
523
482
547
526
489
476
490
561
542
515
497
471
558
550
536
489
461
601
584
551
516
485
592
577
548
538
506
640
620
588
547
533
631
630
591
549
515
572
543
517
479
460
578
549
523
491
*
591,2 576,4 547,4 516,8 496,3
Out
478
547
455
455
529
527
468
495
465
478
462
466
479
510
480
446
*
483,8
Nov
523
516
463
465
501
518
460
473
465
447
483
504
465
548
467
454
*
484,5
Dez
521
512
454
451
513
492
475
492
445
461
529
458
493
539
483
476
*
487,2
MÉDIA
(cm)
531,08
569,92
528,00
486,75
545,67
564,92
525,25
524,92
483,83
506,17
517,25
532,00
524,33
567,42
560,42
496,75
539,88
Tabela 14 – Vazões médias mensais do rio Preto da Eva, fornecidas pela Estação
Fluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM), para o período de 1995 a agosto de 2011.
3
Jan
Fev
Mar
Abr
Vazões médias mensais (m /s)
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
24,34
36,78
26,35
23,44
28,11
32,87
31,67
19,44
15,76
21,18
19,52
31,33
28,04
27,90
24,14
38,37
34,94
18,83
29,80
41,38
30,83
29,46
17,70
20,77
25,36
35,87
17,62
42,63
34,75
55,62
52,43
16,48
31,89
54,23
34,33
30,96
21,69
42,47
52,37
36,41
26,94
50,28
42,40
77,98
55,24
24,94
39,77
75,51
47,69
39,41
24,64
41,92
40,57
43,41
54,18
64,78
50,79
74,59
66,95
32,04
58,77
75,41
43,74
52,54
34,22
38,65
38,20
56,11
51,78
64,78
42,90
64,76
45,26
31,96
55,22
58,94
42,05
55,31
28,28
32,48
34,91
47,21
44,58
69,17
36,24
46,84
31,54
26,08
41,57
47,27
34,13
36,78
21,93
26,15
31,39
35,19
34,09
50,19
27,24
38,33
26,06
20,16
32,80
37,10
25,19
28,03
19,89
23,29
21,84
26,57
31,68
33,76
22,86
30,99
18,87
19,97
31,30
29,89
22,15
*
22,25
19,20
17,60
21,21
24,73
30,06
20,23
34,44
16,52
16,59
29,53
29,13
18,70
*
18,07
20,21
17,75
18,30
20,40
25,35
28,41
27,14
17,80
18,09
23,92
26,90
17,29
*
18,03
15,24
21,03
24,69
18,09
35,60
27,84
25,90
16,30
15,85
26,48
22,41
19,81
*
14,89
17,66
29,85
17,13
22,71
31,83
31,84
45,98
34,02
22,04
35,76
44,25
30,63
36,49
21,45
26,60
29,20
32,79
31,24
43,86
44,22
56,40
56,92
56,18
77,97
76,70
51,26
34,72
26,33
20,45
18,54 21,53
45,10
2010
20,06
22,32
19,36
45,00
42,94
32,57
26,59
20,36
17,28
15,09
16,35 19,83
24,81
20,67 32,75 38,48
Média/mês 26,57 30,54 38,57
* Indisponibidade de dados
55,56
48,78
44,99
53,20
34,52
46,87
27,93
35,60
22,23
27,60
*
23,65
*
21,38
*
*
21,81 22,00
36,64
ANO
2011
Out
Nov
Dez
MÉDIA
3
(m /s)
76
4.2.9. Determinação das cotas (altitudes) topográficas das localizações (poços,
SEVs, CEH e bases de amarração), por meio de GPS Diferencial.
O levantamento altimétrico por GPS tem o objetivo de determinar a altitude
ortométrica do ponto de interesse (i) em relação a, pelo menos, uma estação de
referência (A), de coordenadas geodésicas (A, A, hA) e altitude ortométrica (HA)
conhecidas. Esse procedimento é realizado a partir do estabelecimento da relação
entre as diferenças de altitudes geométricas (hi = hi – hA), determinadas pelo
posicionamento relativo por GPS, e de alturas geoidais ((Ni = Ni – NA), determinadas
a partir de um modelo geoidal (Santos e Sá, 2006), conforme esquematizado na
Figura 46, onde Hi = HA + Hi = HA + (Hi - Ni).
Figura 46 - Esquema da determinação altimétrica por GPS. Fonte: Santos e Sá (2006)
Seguindo a metodologia proposta por Santos e Sá (2006), procedeu-se a
determinação das altitudes ortométricas relativas e os seus respectivos erros padrões,
a partir das coordenadas geodésicas de cada ponto de interesse. O levantamento foi
realizado tendo como base as estações de referência SIPAM/Manaus (Base Manaus –
BNAUSA10.314), Boa Vista/RR (Base BOAV 93.910) e de São Gabriel da
Cachoeira/AM (SAGA – 93.913), pertencentes à Rede Altimétrica Fundamental do
Brasil (RAFB), do IBGE. Essa rede disponibiliza informações sobre coordenadas
geodésicas e altitude ortométrica de estações de referência, enquanto que o geóide
fornece as diferenças de alturas geoidais entre as estações de referência e o ponto de
interesse. A estação de referência BASE MANAUS (SIPAM), está localizada nas
coordenadas -03o01’21,20734” e -60o03’16,22693”, com elevação 105,495 metros,
enquanto que a estação de Boa Vista (BOAV 93.910) tem como coordenadas
02º50’42,6564” e - 60º42’04,0137” , com altitude elipsoidal de 69,48 metros (altitude
ortométrica de 84,49 metros) e a estação de São Gabriel da Cachoeira (SAGA –
77
93.913) tem, como coordenadas, -00o08’37,8761” e -67º03’28,0118”, com altitude
elipsoidal de 90,48 metros (altitude ortométrica de 90,48 metros).
O levantamento foi realizado em duas etapas, onde a primeira foi voltada para
a localização dos poços de monitoramento, onde as medidas foram obtidas por um
sensor GPS itinerante (Figura 47), com base na estação SIPAM/Manaus, com tempo
de integração de leitura de 15 minutos, para cada ponto, considerando o ângulo de
elevação mínimo de 10º. A distância entre o receptor (GPS) e a base variou entre 40 e
70 km. O ajustamento foi realizado considerando o sistema de coordenadas horizontal
SAD-69-IBGE e baseado no sistema de elevação pelo Elipsóide e unidades de
medidas lineares métricas.
Antena (sensor)
Registrador
Tripé
Figura 47 – Fotografia mostrando o aparelho GPS instalado para rastreamento de satélites e
determinação de parâmetros geométricos para o posicionamento de pontos topográficos.
Em etapa posterior foi realizado o levantamento visando o estabelecimento de
bases de referências, localizadas na sede municipal do município de Rio Preto da Eva
(km 78 da rodovia AM-010), no km 41 da BR-174 (Comunidade Nova Canaã) e no km
96 da BR-174 (balneário da ASFRAMA), além do posicionamento de mais 24 pontos
intermediários, incluindo os pontos de realização de SEVs.
A plotagem dos pontos de referências objetivou, sobretudo, disponibilizar
pontos referenciais para a intermediação de outros pontos de interesse, devido às
distâncias da estação principal de referência serem muito grandes (considerando que
a Base Manaus/SIPAM se encontrava inoperante, na data de realização do
78
levantamento), o que dificulta a precisão. Dessa forma, o estabelecimento dessas
bases possibilitou a realização de tomadas de pontos intermediários a distâncias
menores, permitindo, assim, uma melhor precisão nos resultados.
As medias efetuadas para definição das bases de referência foram tomadas
com referência às estações de referência de Boa Vista (Base BOAV 93.910) e de São
Gabriel da Cachoeira (SAGA – 93.913), assumindo como datum o SIRGAS2000.
O estabelecimento das bases locais de referência foi feito com o sensor fixo
registrando por até 8 horas, enquanto que os pontos intermediários foram obtidos
mantendo o sensor fixo nas bases de referência e o sensor móvel (itinerante)
deslocado a cada ponto, distanciados de no máximo 20 quilômetros do sensor fixo,
com rastreamento por até 30 minutos, a depender das condições locais.
Após os processamentos devidos, que consideraram as informações das
bases de referências (Boa Vista e São Gabriel da Cachoeira) disponíveis no site do
IBGE para os dias do levantamento, os resultados desse levantamento estão
consubstanciados na Tabela 15, a seguir:
Tabela 15 – Pontos com localização topográfica, georreferenciados por meio de GPS
Ord.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
Pontos
Identificação
Base 1: Mirante de Rio Preto da Eva
. km 4,5 do ramal ZF1 (km 53 da AM-010) – SEV 15
. km 68 da AM-010 - SEV 13
. km 82 da AM-010 - SEV 12
. km 11 do ramal ZF7-B (km 85 da AM-010) – SEV 14
. Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva
Base 2: km 41 da BR-174 (Com.Nova Canaã)
. Poço 1 (Faz. Exp. UFAM) – km 38 da BR-174
. Poço 2 (Faz. Exp. UFAM) – km 38 da BR-174
. Fazenda Exper. da UFAM (km 38/BR-174) – SEV 1
. km 41 da BR-174 - SEV 2
. km 2 do Ramal Pau Rosa (km 21 da BR-174) – SEV 16
. km 3 do ramal ZF1 (km 41 da BR-174) – SEV 17
. km 44 da BR-174 – SEV 3
. km 2,6 do Ramal ZF2 (km 50 da BR-174) – SEV 4
. km 3 do ramal do km 57 da BR-174 – SEV 5
. km 1 do Ramal ZF3, km 63 da BR – SEV 6
. km 71 da BR-174 – SEV 11
Base 3: km 96 da BR-174 (ASFRAMA)
. km 1 do ramal do km 78 da BR-174 – SEV 7
. km 3 do ramal do km 85 da BR-174 – SEV 10
. km 94 da BR-174 – SEV 8
. km 96 da BR-174 – SEV 9
. Presidente Figueiredo (km 107 da BR-174)
. Bifurcação BR-174/AM-240
. km 6 da AM-240 (entrada da Caverna do Maroaga)
. km 98 da BR-174 (margem esquerda do rio Urubu)
Latitude
2º41’49,26”S
2º42’13,41”S
2º44’15,47”S
2º40’34,37”S
2º35’50,12”S
2º41’55,07”S
2º37’05,15”S
2º38’56,59”S
2º39’12,60”S
2º39’11,4”S
2°37’13,38”S
2°47’50,35”S
2º36’32,31”S
2º35’22,45”S
2º32’13,45”S
2º28’40,82”S
2º25’23,34”S
2º21’09,60”S
2º08’08,48”S
2º17’35,82”S
2º14’04,26”S
2º09’22,96”S
2º08’16,67”S
2º03’12,96”S
2º04’51,67”S
2º02’55,88”S
2º06’43,69”S
Coordenadas
Longitude
59º41’44,22”W
59º52’22,45”W
59º45’56,08”W
59º39’55,21”W
59º42’13,72”W
59º42’13,91”W
60º02’22,29”W
60º03’14,66”W
60º03’14,91”W
60º03’13,3”W
60°02’23,41”W
60°06’13,40”W
60º00’46,00”W
60º02’01,97”W
60º03’23,49”W
60º01’08,87”W
60º01’39,47”W
60º02’38,81”W
59º59’49,42”W
60º02’02,75”W
60º00’34,88”W
60º00’13,09”W
59º59’54,23”W
60º01’25,23”W
60º00’27,15”W
59º58’28,28”W
59º59’30,54”W
Cota (m)
81,74
122,55
112,09
102,26
111,27
23,67
77,167
98,820
101,627
98,50
75,200
79,040
116,746
76,686
121,213
128,126
130,168
87,377
70,658
131,774
127,919
98,196
71,738
81,455
75,114
153,372
58,873
79
4.2.10. Levantamento geofísico (resistividade elétrica) de superfície
O levantamento de resistividade elétrica foi realizado na forma de sondagens
elétricas verticais (SEV) e caminhamento elétricos horizontais (CEH), visando a
definição das características físicas dos terrenos, em profundidade, assim como a
determinação das espessuras e profundidade das distitas camadas, fornecendo,
assim, subsídios fundamentais para a elaboração do modelo hidrogeológico da região.
Foram realizadas 17 (dezessete) sondagens elétricas verticais (SEVs) e 02
caminhamentos elétricos horizontais (CEH), em pontos selecionados ao longo do
traçado das rodovias BR-174 e AM-010 e vicinais (ramais), em função de sua
localização no âmbito do flanco da bacia, e de acordo com as condições topográficas
locais (Figura 48). Nesse caso foram priorizados pontos que permitiram o alinhamento
da SEV (distribuição de eletrodos) aproximadamente paralelos às direções dos
contatos estratigráficos (direção aproximadamente E-W) e, no caso do imagemento
elétrico horizontal, procurou-se manter a direção do perfil perpendicular às direções
dos contatos.
Figura 48 - Fotografia exemplificando a localização de um ponto de SEV (A) e a
instrumentação utilizada no levantamento, destacando a distribuição de eletrodos, em
superfície (B)
As SEVs foram realizadas com emprego da configuração Schlumberger
(Bhattacharya e Patra, 1968; Orellana, 1972; Figuerola, 1974; Telford et al., 1990),
com abertura eletródica AB/2 de 1,0 metro até 500 metros, e MN/2 de até 20 metros,
tendo sido realizadas “embreagens” a cada mudança de posição dos eletrodos MN.
Os caminhamentos elétricos horizontais foram desenvolvidos com emprego do arranjo
Dipolo-dipolo, com abertura entre eletrodos do dipolo de 20 e 40 metros e investigação
80
em 5 níveis de profundidade, o que permitiu investigar profundidades teóricas de até
60 e 120 metros, respectivamente às duas situações de abertura dipolar.
4.2.11. Processamento de dados geoelétricos
Os dados das sondagens elétricas verticais foram processados por meio do
software IPI2Win (Bobachev et al., 2001), que permite, por meio de ações iterativas, a
determinação das resistividades e espessuras de cada estrato, de acordo com a
configuração da curva de resistividade aparente obtida em campo e apoiados em
informações geológicas locais. Por sua vez, os dados do caminhamento elétrico foram
processados no programa RES2DINV (metodologia proposta por Loke e Barker,
1996), que possibilita a inversão rápida e eficiente de dados de resistividade, baseada
no método dos mínimos quadrados e suavização e que, teoricamente, produz um
modelo de subsuperfície 2-D, originadas pela geometria do arranjo eletródico usado
(Gallas, 2000).
Os resultados desse processamento compreendem perfis ajustados de SEVs,
conforme as figuras 61 a 75, que produziram valores de resistividade para cada
camada geoelétrica, com base nas quais foram realizadas as análises interpretativas,
tendo como fundamento básico as ocorrências de litologias detectadas em poços. Da
mesma forma, os resultados do processamento de inversão dos dados de CEH,
apresentados na forma de seções modelos de resistividade, que permitiram analisar
as feições geoelétricas produzidas, por comparação com as feições geológicas
esperadas, com fundamento nas ocorrências litológicas e feições estruturais
observadas localmente.
81
5. RESULTADOS E DISCUSSÕES
Os resultados obtidos a partir das informações disponíveis na literatura, das
análises desenvolvidas sobre os produtos resultantes do processamento digital de
imagens SRTM, dos resultados do levantamento geofísico (eletrorresistividade) e das
análises sobre os resultados do monitoramento de nível freático, estão mostrados a
seguir.
5.1. Avaliação dos aspectos geomorfológicos
5.1.1. Análise do relevo
A partir dos resultados de estudos anteriores, entre os quais aqueles
desenvolvidos por Silva (2005) e Pineda (2008), somados às análises realizadas sobre
imagens e produtos temáticos desenvolvidos, verifica-se que a região norte da cidade
de Manaus apresenta um relevo fortemente dissecado pela drenagem, onde se
destacam colinas pequenas a médias, alongadas e estreitas, com cotas entre 50 m e
150 m, contornadas por vales em forma de “V” e limitados por vertentes íngremes,
onde se encaixa a rede de drenagem.
O mapa de curvas de níveis, resultante do processamento digital de imagens
SRTM, no software ArcGis, produzido com intervalos entre curvas de níveis de 20
metros (Figura 49), revela a existência de elevações oscilando entre 20 (porções
marginais das drenagens principais) a 175 metros, sendo estas limitadas à porção
mais norte-nordeste, concernente à região de ocorrência de terrenos pertencentes à
unidade de relevo Patamares Setentrionais da Borda Norte da Bacia Sedimentar do
Amazonas (IBGE, 2006). Nessa porção territorial, predominam superfícies de platôs,
com cotas entre 80 e 150 metros, onde as mais elevadas compõem uma faixa que
envolve a região de interflúvios (com predominância de cotas superiores a 100 metros)
e das cabeceiras dos rios Cuieiras, Urubu, Preto da Eva e igarapé Tarumã Açu. É
notório o aumento da elevação topográfica no sentido para norte, associado com a
gradação entre os domínios Planalto Rebaixado dos rios Negro/Uatumã, a sul, e
Patamares Setentrionais da Borda da Bacia do Amazonas, a norte.
82
As elevações de até 25 metros, aproximadamente, correspondem às áreas de
vales, com influência do processo de inundação dos rios, constituído, dessa forma, as
planícies de inundação. Segue os terraços fluviais e erosivos (até cerca de 60 metros),
os interflúvios tabulares fortemente dissecados (entre 65 e 90 metros), os divisores de
drenagens (de 90 e 115 metros de altitude) e platôs, com cotas superiores a 115
metros, conforme sugerido por Sarges et al. (2011).
60º30W
60º00’W
59º30’W
02º30’S
03º00’S
20
40
60
80
100
120
140
160
180
Figura 49 – Mapa topográfico com espaçamento entre curvas de níiveis de 20 metros,
produzidos a partir de processamento de imagens SRTM, por meio do software ArcGis.
Como contribuição a esse diagnóstico, foi também elaborado o mapa
hipsométrico da área (Figura 50), produzido a partir de processamento de imagens
SRTM no software ArcGis, o qual, coerentemente com o mapa topográfico, destaca as
superfícies de platôs com cotas superiores a 110 metros, notadamente nas porções
das cabeceiras dos rios Puraquequara e Preto da Eva, como também a faixa que
envolve a região de interflúvios entre os rios Cuieiras, Urubu, Preto da Eva e igarapé
Tarumã Açu e região a norte do rio Urubu, onde predominam cotas superiores a 170
metros.
Essa configuração reflete a atuação associada dos processos geológicos
(falhamentos), responsáveis pelo escalonamento do relevo e condicionamento das
drenagens, como também aos agentes externos, responsáveis pelo processo de
83
dissecação diferenciada, sendo mais intensa nos patamares mais elevados. Esse
processo erosivo é fortemente influenciado pela declividade das encostas, voltada no
sentido dos vales que comportam as principais drenagens dessa região, a exemplo
dos rios Preto da Eva e Urubu, na porção leste da área. Como resultados desse
processo modelador, ocorrem feições conspícuas, com destaque para os paltôs que
constituem os interflúvios dessas drenagens. Ainda nesse contexto, há também a
influência de outros processos geológicas, como o desenvolvimento de crostas
lateríticas (Costa, 1991; Horbe et al., 2001), que contribuem no sentido de aumentar a
resistência aos mecanismos de dissecação, resultando, consequentemente, em
processo de erosão (responsáveis pela dissecação do relevo) diferencial.
02º00’S
60º30W
60º00’W
59º30’W
LEGENDA
Elevação (m)
02º30’S
03º00’S
MANAUS
Figura 50 – Mapa hipsométrico produzidos a partir de processamento de imagens
SRTM, por meio do software ArcGis, envolvendo a área de estudo (retângulo tracejado,
branco), com intervaloos de 20 metros.
Conforme observado no mapa de lineamentos de relevo (Figura 51),
elaborado a partir dos resultados do processamento digital, verifica-se uma série de
feições lineares do relevo, com direções NW-SE, NE-SW, N-S e E-W.
Os principais lineamentos com direção NW-SE, nesta região, estão
representados pelas escarpas das falhas dos rios Negro, Cuieiras, Urubu e do igarapé
Tarumã Mirim, além dos lineamentos que condicionam os vales dos rios
84
Puraquequara, Preto da Eva e Urubu. As escarpas com direção NE-SW, estão
representadas fundamentalmente pelos tributários das drenagens principais e os
interflúvios das sub-bacias, com destaque para o igarapé Tarumã Açu, rios
Puraquequara, Preto da Eva e trecho intermediário do rio Cuieiras. As escarpas com
direção N-S restringem-se, basicamente, aos igarapés Tarumã Mirim e Tarumã Açu e
rio Branquinho. Ocorrem ainda, com menor freqüência, escarpas E-W, representadas
pela foz do Igarapé Tarumã Mirim, a foz dos rios Puraquequara e Preto da Eva e
porções do alto curso dos rios Preto da Eva e Urubu (conforme anteriormente descrito
por Silva, 2005).
60º30’W
60º00’W
59º30’W
Comprimento
acumulado
2º00’S
N
W
E
S
Frequência
acumulada
2º30’S
N
W
E
S
Lineamento de
drenagem
3º00’S
Área de pesquisa
0
10
20
30
40 50 km
Figura 51 – Mapa de lineamentos do relevo (conforme Silva, 2005).
Ainda nesse contexto, diversos pesquisadores, entre os quais Costa et al.
(1978) e Silva (2005), destacam ainda a ocorrência do paleocanal do antigo fluxo do
rio Branquinho, que se juntava ao antigo Igarapé Tarumã Mirim, na porção oeste da
área, assim como a alternância de trechos retilíneos e meandrantes e o
aprofundamento dos canais dos rios Preto da Eva e Urubu, na porção leste, como
consequências do condicionamento estrutural dessas drenagens em zonas de
escarpas com direção NW-SE. Silva (2005) observou ainda que, em termos gerais, a
85
compartimentação geomorfológica dessa região mostra superfícies com forte
inclinação tanto para NW quanto para SW, a exemplo do médio curso do rio Cuieiras,
onde os afluentes e o canal principal fluem para S-SW.
De acordo com os diagramas de roseta, as principais classes para freqüência
acumulada são: N25-35W, N35-55W, N55-65E, N45-55E, N55-65W, N15-25W, N6575E, E-W, N25-35E e N-S, enquanto que os maiores comprimentos acumulados estão
nas direções: N25-35W, N35-45W, N55-65E, N45-55W, N15-25W, N45-55E, N5565W, N65-75E, N25-35E, N15-25E, N-S, N35-45E, E-W, N75-85E e N75-85W (Silva,
2005).
A Figura 52 mostra um perfil topográfico de direção geral N-S e alinhado ao
longo do meridiano de 60oW, elaborado a partir da imagem SRTM, onde as cotas
variam de cerca de 50 metros na área urbana de Manaus até cerca de 170 metros no
limite setentrional (no domínio da sequência paleozóica da bacia), com aumento da
elevação topográfica nesse sentido.
Cabeceiras do
Rio Preto da Eva
Cota (m)
Ig. Bolívia
150
Ig. Leão
1
Afl. Rio Urubu
Rio Urubu 4
3
2
100
50
0
0
10
20
EH
0
30
EV
10 km
0
100 m
40
50
60
70
80
90
100
110
Distância (km)
LEGENDA
Superfície topográfica
Patamar topográfico
o
Figura 52 – Perfil topográfico (SRTM) ao longo meridiano de 60 W, desde a região da
periferia norte da cidade de Manaus (3º00’S) até a região sul do município de Presidente
Figueiredo (2º00’S).
A análise desse perfil permite destacar três comportamentos principais: (1) a
configuração escalonada do relevo, onde se distingue, nesse trecho, quatro níveis
diferenciados, sendo o nível 1 (porção do limite norte da cidade de Manaus) com nível
topográfico em torno de 100 metros, que se estende até o igarapé Leão; nível 2, se
estende até a região das cabeceiras do rio Preto da Eva, com cota em torno de 125
metros; nível 3, com cota da ordem de 150 metros, se estendendo até a região do vale
do rio Urubu, com declividade topográfica nesse sentido, sendo a drenagem dominada
pela bacia desse rio (sentido de fluxo para NE); nível 4, correspondente à porção de
exposições dos sedimentos paleozóicos, após o rio Urubu, representando o nível do
relevo da unidade Patamares Setentrionais da Borda da Bacia do Amazonas (IBGE,
2006), onde as cotas ultrapassam 175 metros; (2) o forte processo de dissecação do
86
relevo, que é mais intenso sobre os patamares mais elevados e (3) a declividade da
superfície, ascendente para norte (até por volta do rio Urubu), zona limítrofe com a
unidade Patamares Setentrionais da Borda da Bacia do Amazonas. Os desníveis
topográficos entre esses patamares, estimado como da ordem de 25 metros, não
mostram correspondências (em magnitude) com os desníveis (rejeitos) das falhas
observadas na superfície (cortes de estradas), que são normalmente menores
(inferiores a 10 metros).
A observação topográfica da porção de terreno ao longo da rodovia BR-174,
compreendida entre o limite norte da cidade de Manaus (início dessa rodovia) e o
limite norte de exposições contínuas da Formação Alter do Chão (km 94), permite
observar a existência de um trecho escalonado e em aclive, que vai desde o início da
BR-174 (cota da ordem de 80 metros) até por volta do km 52 (cota da ordem de 140
metros), com aclividade da ordem de 1,2 m/km, seguido de um trecho em patamar
elevado e plano (140 metros), que constitui a zona das cabeceiras do rio Preto da Eva
(a nordeste) e igarapé Tarumã Mirim (a sul), estabelecendo um divisor de águas radial
também com os rios Cuieiras (a noroeste) e Urubu (a norte), e se estende até por volta
do km 60 (Figura 53). A partir dessa porção observa-se um trecho em declive, que vai
desde o km 60 até o km 98 (rio Urubu, que marca a fronteira aproximada entre o
Planalto Dissecado Rio Trombetas-Rio Negro e Planalto da Bacia Sedimentar do
Amazonas), onde as cotas chegam a cerca de 60 metros, com declividade de cerca de
2,1 m/ km.
60º10’W
60º00’W
59º50’W
2º10’S
2º20’S
2º30’S
Zona de drenagem
radial excêntrica
2º40’S
0
5
10 5 20km
2º50’S
Figura 53 – Detalhe da zona de divisor de água (radial)
87
Com base na direção geral dos alinhamentos estruturais da região oriental da
área, que envolve as bacias dos rios Puraquequara, Preto da Eva e Urubu, foi
elaborado um perfil transversal às mesmas (Figura 54), com direção SW-NE, onde se
observa, de modo contundente, os efeitos tectônicos sobre a morfologia do relevo.
Nessa figura, que corta ortogonalmente as estruturas tectônicas, é possível observar o
escalonamento do relevo, constituindo uma sequência de horsts e grabens, limitados
por falhas normais, aos quais encontram-se instalados os interflúvios alongados
(horsts) e encaixados os vales (grabens) dessas drenagens, em distintos níveis
topográficos.
As falhas definidoras dessa sequência de feições estruturais, associadas ao
trend de direção NW-SE, influenciam fortemente na morfologia do relevo, com rejeitos
evidentes na superfície, embora com dimensão normalmente menor que as
observadas no relevo. De qualquer modo, essas feições são zonas de fraquezas da
estrutura litológica e, devido aos deslocamentos de blocos, por gravidade, podem
produzir contatos entre camadas permeáveis e não permeáveis e, assim, alterar a
dinâmica das águas subterrâneas que fluem através das mesmas.
Posição (SW) : 59º52’11,9”W/03º02’49,3”S
Posição (NE): 59º24’38,6”W/03º22’19,2”S
Rio Urubu
Rio Preto da Eva
Rio Puraquequara
SW
EH
0
NE
EV
50 km
0
100 m
Superfície topográfica
Patamar topográfico
Falha geológica (?)
Figura 54 – Perfil topográfico SRTM transversal aos vales dos rios Puraquequara, Preto da Eva
e Urubu, destacando, esquematicamente, os efeitos tectônicos na morfologia do relevo.
Um dos reflexos evidentes dessa estruturação é manifestado pela orientação
das drenagens, perfeitamente alinhadas às direções das principais estruturas,
principalmente NW-SE e NE-SW e, secundariamente, N-S e E-W, conforme
demonstrado no mapa de lineamento de drenagens (Figura 55), anteriormente
mostrado por Silva (2005). Semelhante ao observado no mapa de lineamento de
relevo (Figura 55), os maiores segmentos lineares de drenagens estão relacionados à
direção geral NW-SE, representados pelas drenagens principais, a exemplo do rio
Negro (margem esquerda), baixo curso do rio Cuieiras, rios Urubu e Preto da Eva,
além do igarapé Tarumã Mirim; lineamento NE-SW, representados pelo traçado do rio
88
Cuieiras e afluentes dos rios Urubu, Preto da Eva e Puraquequara; com direção N-S
se destaca os lineamentos do igarapé Tarumã Mirim, rio Puraquequara, alto curso do
rio Branquinho, além dos tributários das porções do alto curso dos rios Urubu e Preto
da Eva, cujos vales se orientam praticamente conforme E-W; na direção E-W, menos
frequente, se destaca a porção do médio curso do rio Cuieiras.
Conforme demonstra os diagramas de roseta, quer de comprimento
acumulado como de freqüência, verifica-se um predomínio da direção NW-SE e,
secundariamente, E-W e NE-SW.
60º30’W
60º00’W
59º30’W
Comprimento
acumulado
2º00’S
N
W
E
S
Frequência
acumulada
2º30’S
N
W
E
S
Lineamento de
drenagem
3º00’S
Área da pesquisa
0
10
20
30
40
50 km
Figura 55 - Mapa de lineamentos de drenagem (conforme Silva, 2005).
O mapa de declividades do terreno (Figura 56) mostra variação da ordem de
0% a 37%, onde os valores mais baixos (menor declividade) correspondem aos vales
(notadamente nas porções alargadas) das drenagens, na porção das cabeceiras do
igarapé Tarumâ Mirim e seu prolongamento para o rio Branquinho, onde constitui o
paleocanal do antigo fluxo desse rio, assim como porções das cabeceiras dos rios
Preto da Eva e Urubu e áreas de platôs (topos dos interflúvios tabulares). As maiores
89
declividades correspondem às porções marginais (encostas) dos platôs, como
consquências do processo de dissecação do relevo, sendo mais evidentes ao longo de
uma faixa de topografia elevada (cotas superiores a 120 metros) de direção NE-SW,
que contempla a porção do paleovale acima referido e cabeceiras do igarapé Tarumã
Açu e do rio Preto da Eva, além de porções montantes dos interflúvios entre os rios
Preto da Eva-Urubu e Urubu-Uatumã (a leste da área).
60º30W
60º00’W
59º30’W
02º00’S
02º30’S
LEGENDA
Declividade (%)
0– 3
4– 5
6– 8
03º00’S
9 – 13
14 - 37
0
20
40
60 km
Área de estudo
Figura 56 - Mapa de declividade do relevo, obtido a partir de processamento digital de
imagens SRTM, no ArcGis 9.3, com intervalo em porcentagens.
O mapa tridimensional apresentado na Figura 57 mostra claramente as
feições comentadas anteriormente, com ênfase para o processo de dissecação do
relevo, destacando alinhamentos e deslocamentos bruscos das trajetórias de
drenagens, relacionados à estruturação geológica que afetou essa área, assim como a
compartimentação geomorfológica, que influenciou (e influencia) o traçado desses
cursos d’água, relacionadas com a diferenciação litológica e de níveis topográficos.
90
Área de estudo
Figura 57 - Mapa 3D da área de estudo, obtido a partir de processamento digital de
imagens SRTM, no ArcGis 9.3.
5.1.2. Análise da drenagem
Conforme a Figura 15, a rede de drenagem dessa região, representada pelas
bacias dos rios Cuieiras, Branquinho, Puraquequara, Preto da Eva e Urubu, e igarapés
Tarumã Mirim e Tarumã Açu, se configura como um sistema de bacias alongadas,
com padrão dominante sub-dendrítico, associado ao condicionamento morfoestrutural
da paisagem. A orientação geral dessas drenagens varia de NE-SW a NW-SE, com os
tributários alinhados predominantemente nas direções NE-SW e NW-SE, sendo essas
orientações relacionadas às direções dos principais lineamentos tectônicos (Silva,
2005; Sant’Anna, 2007). Além do padrão subdendrítico, são observados outros
padrões secundários, tais como o tipo retangular-angulado, relacionado aos
lineamentos
estruturais,
tipo
treliça,
associado
aos
lineamentos
de
relevo
(condicionado às de zonas de falhas) dos rios Cuieiras, Branquinho, Preto da Eva e
Urubu, e igarapés Tarumã Mirim e Tarumã Açu, além do tipo pinado, observado em
canais tributários dos principais rios, relacionado à constituição litológica argiloarenosa da Formação Alter do Chão, como também aos depósitos coluviais (Silva,
2005).
Conforme Thomas e Allison (1993, apud Mendes et al., 2007), a rede de
drenagem é o elemento da paisagem mais vulnerável a qualquer tipo de deformação,
em escala temporal, por ser altamente sensível à transmissão dos inputs
91
desencadeadores de mudanças ambientais. Nesse particular, a tectônica pode
promover soerguimentos e abatimentos relativos de áreas ao longo de falhamentos,
basculamento de blocos e, por efeito, a assimetria em uma bacia hidrográfica, que
influenciam diretamente no traçado do canal e, consequentemente, na reestruturação
dos processos de erosão e sedimentação (Gontijo, 1999).
Uma consequência do processo geodinâmico que promove o basculamento
de blocos é a assimetria de uma bacia de drenagem, que é manifestada pela
dimensão diferenciada dos tributários, entre as duas margens. A análise dessa
característica, que permite avaliar a influência das estruturas subjacentes no
comportamento da drenagem, é feita a partir do parâmetro Fator de Assimetria (FA),
largamente empregado na interpretação de lineamentos morfoestruturais em terrenos
que tenham sido afetados por algum tipo de basculamento, estando associados ao
sentido das movimentações tectônicas dos blocos falhados (Keller e Pinter 1996, apud
Silva, 2005). Na prática, esse fator é determinado pela razão entre a área da margem
direita (Ad) e a área total (At ) da bacia de drenagem, dado em percentagem, de acordo
com a seguinte fórmula:
FA= 100 . (Ad/At )
De acordo com esse parâmetro, bacias muito assimétricas, com FA muito
diferentes de 50, têm grande probabilidade de serem tectonicamente controladas.
Conforme Keller e Pinter (id.), FA > 50 sugere basculamento para a esquerda de uma
bacia, e FA < 50, sugere basculamento para a sua direita.
Silva (2005) estudou a geometria das drenagens dessa região e estabeleiceu
valores de assimetria das principais bacias da região de Manaus (e adjacências),
baseado no cálculo do Fator de Assimetria (FA), cujos resultados apontam valores de
assimetria das principais bacias da região de Manaus e adjacências conforme
mostrado na Figura 58, onde são destacadas as bacias dos rios Branquinho (1),
Cuieiras (2), Urubu (3), Preto da Eva (4), dos igarapés Tarumã Açu (5), Tarumã Mirim
(6), Mindu (7), Quarenta (8), Mauazinho (9), rio Puraquequara (10) e igarapé
Jatuarana (11).
Com base nos resultados desses estudos, Silva (2005) obteve, para as
principais bacias da região de estudo, os seguintes resultados: igarapé Tarumã-Mirim
(FA= 54) indica um basculamento para ENE; igarapé Tarumã-Açu (FA= 31)
corresponde a um basculamento para W; rio Puraquequara (FA< 50), indica um
basculamento para WSW; rio Preto da Eva é (FA= 45), indica um basculamento para
92
WSW; rio Urubu (FA= 51), com basculamento para NE; e rios Cuieiras e Branquinho
(FA= 29), indica um basculamento para W.
60°30’W
60°00’W
59°30’W
3
1
2°30’S
5
2
4
10
6
3°0’0”S
11
9
7
8
60°30'W
59°30’W
60°00’W
0
5
10
20
30
40
km
Figura 58. Mapa destacando as bacias de drenagens da região de estudo, com indicação do
sentido do possível basculamento (seta) das bacias principais (adaptado de Silva, 2005)
De um modo geral, valores de FA muito próximos de 50, a exemplo das
bacias do igarapé Tarumã-Mirim (FA= 54), do rio Preto da Eva (FA= 45) e do rio Urubu
(AF= 51), correspondem a basculamentos de grau fraco, portanto concernentes a
bacias relativamente simétricas, enquanto que os valores determinados para as bacias
do igarapé Tarumã-Açu (FA= 31) e do rio Cuieiras/Branquinho (FA= 29) sugerem
basculamento de grau mais forte e, consequentemente, de maior assimetria.
5.2. Avaliação dos dados geofísicos
Os resultados do levantamento geoelétrico, por meio das sondagens elétricas
verticais e do caminhamento elétrico horizontal, permitiram, nos limites de alcance de
profundidade investigada, verificar o comportamento lito-estratigráfico da Formação
93
Alter do Chão, assim com suas relações de contato com os sedimentos da Formação
Manacapuru, na porção de fronteira entre essas unidades.
As sondagens elétricas verticais, com alcance em profundidade de até 167
metros, foram calibradas com base em informações de dois poços perfurados para
captação de água subterrânea, sendo um na Fazenda Experimental da UFAM, com
150 metros de profundidade, e outro no km 78 da rodovia BR-174, com 110 metros de
profundidade. Os resultados do processo de inversão dos dados de caminhamento
foram apoiados em informações de exposições de rochas nas proximidades do local
investigado, correspondente às rochas do substrato da Formação Alter do Chão,
representado por arenitos e folhelhos da Formação Manacapuru, do Grupo Trombetas,
nessa porção da bacia.
5.2.1. Resultados das sondagens elétricas verticais (SEVs)
Para efeito de avaliação, as sondagens elétricas verticais foram dispostas ao
longo de duas seções, sendo uma com eixo na rodovia BR-174 e outra ao longo da
rodovia AM-010 (Figura 59 e Tabela 16).
60º00’ W
59º30’W
Pres. Figueiredo
2º00’S
SEV9
LEGENDA
SEV8
Rio Preto da Eva
SEV10
SEV11
Sede municipal
SEV7
Drenagem
SEV6
SEV4
Rodovia
SEV5
SEV3
2º30’S’
Grupo Trombetas
SEV14
Itacoatiara
SEV12
SEV2
Formação Alter do Chão
SEV15
SEV1
SEV13
Depósitos aluvionares
Rio Preto
da Eva
SEV1 Ponto de SEV
3º00’S’
MANAUS
ESCALA
0
25
50 km
Figura 59. Mapa de localização das sondagens elétricas verticais (SEV). Base: Mapa geológico
do IBGE.
94
Tabela 16 - Informações sobre localização e características dos poços de monitoramento.
Identificação
Localização
SEV 1
SEV 2
SEV 3
SEV 4
SEV 5
SEV 6
SEV 7
SEV 8
SEV 9
SEV 10
SEV 11
Km
Km
Km
Km
Km
Km
Km
Km
Km
Km
Km
SEV 12
SEV 13
SEV 14
SEV 15
Km
Km
Km
Km
Latitude
Coordenadas
Longitude
SEÇÃO BR-174
38 (Fazenda Experimental/UFAM) 2º39’11,40”S
41 (margem oeste da rodovia)
2°37’13,38”S
44 (margem oeste da rodovia)
2º35’22,45”S
50 (km 2,6 do ramal ZF2)
2º32’13,45”S
57 (km 1,4 do ramal)
2º28’40,82”S
63 (km 1 do ramal ZF3)
2º25’23,34”S
78 (km 1 do ramal)
2º17’35,82”S
94 (margem leste da rodovia)
2º09’22,96”S
96 (margem oeste da rodovia)
2º08’16,67”S
85 (km 3 do ramal)
2º14’04,26”S
71 (margem oeste da rodovia)
2º21’09,60”S
SEÇÃO AM-010
82 (margem norte da rodovia)
2º40’34,37”S
68 (margem norte da rodovia)
2º44’15,47”S
85 (km 11 do Ramal ZF7-B)
2º35’50,12”S
53 (km 4,5 do Ramal ZF1)
2º42’13,41”S
Cota (m)
60º03’13,30”W
60°02’23,41”W
60º02’01,97”W
60º03’23,49”W
60º01’08,87”W
60º01’39,47”W
60º02’02,75”W
60º00’13,09”W
59º59’54,23”W
60º00’34,88”W
60º02’38,81”W
98,50
75,20
76,69
121,21
128,13
130,17
131,77
98,20
71,74
127,92
87,38
59º39’55,21”W
59º45’56,08”W
59º42’13,72”W
59º52’22,45”W
102,26
112,09
111,27
122,55
Ao longo da seção BR-174 (Figura 60) foram realizadas 11 SEVs, sendo a
mais a sul (SEV 1) localizada na área da Fazenda Experimental da UFAM (km 38) e a
mais a norte (SEV 9), localizada no km 96 da BR-174 ( balneário ASFRAMA).
km 38
4
Cota (m)
150
1
90
30
-30
0
2
5
6
10
20
7
11
3
30
40
0
Localização e ordem da SEV
5
km 96
10
8
50
60
Distância (km)
10 km
9
Exagero vertical de 30 vezes
Figura 60 – Seção BR-174 mostrando o posicionamento das SEVs (1 a 11), ao longo de um
perfil topográfico (SRTM) segmentado, com exagero vertical da ordem de 30 vezes.
Na seção AM-010 foram realizadas 4 sondagens (Figura 61), sendo: SEV 12
(km 82), SEV 13 (km 68), SEV 14 (Ramal ZF7-B) e SEV 15 (Ramal ZF1).
Cota (m)
150 15
13
14
Rio Preto da Eva
12
90
30
0
10
Localização e ordem da SEV
30
20
0
5
Distância (km)
10 km
Exagero vertical: 30 vezes
Figura 61 – Seção AM-010 mostrando o posicionamento das SEVs (12, 13, 14 e 15), ao longo
de um perfil topográfico (SRTM) segmentado, com exagero vertical da ordem de 30 vezes.
95
As curvas de sondagens e o relatório do processamento iterativo, obtidas a
partir do software IPI2Wim, são mostrados nas figura 62 a 76, onde a curva em preto
representa a curva de campo (valores de resistividade aparente marcados por
círculos) e a vermelha, a curva ajustada, a partir da calibração por meio das linhas (em
azul) de ajustes simultâneo da resistividade (vertical) e espessura/profundidade
(horizontal). No relatório dos modelos, N é a ordem,  é a resistividade, h a espessura
e d a profundidade da base da camada.
A Figura 62 mostra o resultado do processamento da sondagem elétrica
vertical (SEV 1), desenvolvida na área da Fazenda Experimental da UFAM (km 2,5 do
ramal de acesso - km 38 da rodovia BR-174), onde se destaca a configuração de um
sistema de 4 camadas principais, sendo:
. (1) camada com resistividade da ordem de 630 .m e espessura de cerca de
1m, de constituição arenoargilosa (solo compactado);
. (2) níveis intercalados (camadas 2, 3 e 4 do modelo) de constituição argilosa
a argiloarenosa (resistividade variando entre 155 e 706 .m), com espessura total de
cerca de 28 metros;
. (3) camada de constituição arenosa, com espessura da ordem de 72 metros e
resistividade de 2.816 .m, também apresentando intercalação de níveis argilosos, e
. (4) camada inferior, de constituição eminentemente argilosa, com resistividade
da ordem de 87 .m, existente à profundidade superior a 100 metros.
As relações litológicas, assim como as intercalações acima referidas, foram
obtidas por correlação com o perfil de um poço (com 150 metros de profundidade),
localizado a cerca de 60 metros de distância do local desta SEV.
96
10000
a
SEV UFAM (km 38) - Cota: 98,5m

h
d
Cota
N
( .m )
(m) (m)
(m)
630
1
1
1
97,5
28 70,5
2 155 - 706
27
72 100 -1,5
3
2816
4
87
1000
100
1
AB/2
10
100
1000
Figura 62 – Perfil da SEV 1 (Fazenda Experimental da UFAM – km 38 da rodovia BR-174).
A SEV2, localizada no km 41 da rodovia BR-174 (margem oeste) mostra um
sistema de 5 camadas (Figura 63), onde as camadas 1 a 4 (modelo) representam uma
sequência intercalada de materiais de constituição argiloarenosa a arenoargilosa, com
resistividade variando entre 300 .m e 920 .m e espessura total de cerca de 14
metros, que se encontram sobreposta a uma espessa (mais de 120 metros) camada
de constituição arenosa (com tendência de aumento da arenosidade com a
profundidade), com resistividade da ordem de 2.300 .m.
97
10000
a
1000
SEV km 41 - Cota:

h
N
( .m)
(m)
1
576
1
2
316
1
917
1
3
395
4
11
5 2046-2320 122
75,2 m
d
Cota
(m)
(m)
1
74,2
2
73,2
3
72,2
14
61,2
136 -60,8
AB/2
100
1
10
100
1000
Figura 63 – Perfil da SEV 2, localizada no km 41 da rodovia BR-174.
A SEV3 foi localizada no km 44 da rodovia BR-174 (margem oeste) e
apresenta configuração de um sistema de 5 camadas principais (Figura 64), com
intercalações, sendo:
. (1) camada superficial, mostrando resistividade da ordem de 800 .m e
espessura de 0,5 metro, de constituição arenoargilosa (solo compactado);
. (2) camada de resistividade elevada (da ordem de 6.950 .m), de constituição
arenosa (conforme constatado no local), com cerca de 0,4 metro de espessura;
. (3) camada de baixa resistividade (da ordem de 103 .m), de constituição
argilosa, com cerca de 0,7 metro de espessura;
. (4) camada de resistividade elevada (da ordem de 6.880 .m), de constituição
arenosa, com cerca de 12 metros de espessura. Conforme exposições próximas a
esse local, esse comportamento pode ser devido à presença de material caulínico,
contendo material arenoso e até granuloso (níveis de seixos);
. (5) camada de resistividade relativamente baixa (variando entre 150 e 405
.m), com espessura de cerca de 106 metros, de constituição argiloarenosa, que
tende para um aumento de resistividade com a profundidade.
98
SEV km 44 - Cota: 76,7m

h
d
Cota
N
( .m ) (m ) (m)
(m )
1
800
0,5 0,5 76,2
2
75,8
6950
0,4 0,9
3
103
0,7 1,6 75,1
4
6880
12 13,6 63,1
5 150 - 405 106 119,6 -42,9
10000
a
1000
AB/2
100
10
1
100
1000
Figura 64 – Perfil da SEV 3 posicionada no km 44 da rodovia BR-174.
SEV 4, realizada no km 2,6 do ramal ZF2 (km 50 da rodovia BR-174), mostra
um modelo de 5 camadas (Figura 65), sendo:
. (1) camada mais superficial, com resistividade da ordem de 1.660 .m, de
constituição arenoargilosa (solo compactado) e espessura de cerca de 0,5 metro;
. (2) camada de constituição argiloarenosa, com resistividade variando entre
170 e 370 .m, com espessura da ordem de 6 metros (inclui as camadas 2 e 3 do
modelo);
. (3) camada com resistividade de 2.580 .m, de constituição arenosa, com
cerca de 55 metros de espessura;
. (4) camada de característica arenosa a arenoargilosa, com resistividade
variando de 637 a 960 .m e espessura da ordem de 114 metros, de constituição
argilosa a argiloarenosa.
99
10000
a
1000
SEV km 50

N
( .m)
1
1660
2 170 - 370
3
2580
637
- 960
4
100
10
1
- Cota: 121,2m
h
d
Cota
(m) (m)
(m)
0,5 0,5 120,7
5,2 5,7 115,5
55 60,7 60,5
114 174,7 -53,5
100
AB/2
1000
Figura 65 – Perfil da SEV 4 (Ramal ZF2 - km 50 da rodovia BR-174.
O perfil da SEV 5 (km 57 da rodovia BR-174) mostra a configuração de um
sistema de 5 camadas (Figura 66), sendo:
. (1) camada superficial, de constituição eminentemente argilosa (resistividade
da ordem de 55 .m) e espessura de 0,3 metro. Localmente, onde a superfície é
utilizada para plantação de grama, esse nível geoelétrico pode representar a camada
de material orgânico utilizado para fertilização do solo;
. (2) camada com característica arenosa, com resistividade da ordem de 3.640
.m e espessura de cerca de 0,3 metro. Esse comportamento pode também estar
relacionado à presença de nível concrecionário (laterítico) ou pode significar o nível de
base da camada de solo fertilizado;
. (3) camada de baixa resistividade (da ordem de 30 .m), de constituição
argilosa, com cerca de 1,4 metro de espessura;
. (4) camada com resistividade variando de 1.274 a 2.551 .m, de constituição
arenoargilosa a arenosa, com cerca de 140 metros de espessura;
. (5) camada inferior, de baixa resistividade (da ordem de 118 .m) e
constituição argilosa.
100
N
10000
1
2
3
4
5
S E V km 57 - C ota: 128,1m

h
d
C ota
(m ) (m )
(m )
( . m )
55
0 ,3
0,3
127,8
3640
0,3
0,6 127,5
32
1,4
2,0 126,1
1 2 7 4 -2 5 5 1 1 4 0 1 4 2 , 0 -1 3 , 9
11 8
a
1000
100
1
AB/2
10
100
1000
Figura 66 – Perfil da SEV 5 (Ramal de fazenda - km 57 da rodovia BR-174).
A SEV 6, realizada no km 1 do ramal ZF3 (km 63 da rodovia BR-174),
representa um modelo de 4 camadas (Figura 67), sendo:
. (1) camada de constituição argiloarenosa, com resistividade da ordem de 583
.m e com 1,2 metro de espessura;
. (2) camada com intercalações de níveis argilosos a arenoargilosos, com
resistividade moderada (variando entre 95 e 438 .m) e espessura da ordem de 17
metros;
. (3) camada de resistividade mais elevada (da ordem de 2.140 .m), de
constituição arenosa, com cerca de 100 metros de espessura, e
. (4) camada de resistividade baixa (da ordem de 77 .m), de constituição
argilosa.
101
10000
S E V km 63

N
( . m )
1
583
2
95-438
3
2140
4
77
- C o ta : 1 3 0 ,2 m
h
d
C o ta
(m )
(m )
(m )
1 ,2
1,2
1 2 9 ,0
1 6 , 6 1 7 , 8 11 2 , 4
1 0 0 11 7 ,8 1 2 ,4
a
1000
100
1
AB/2
1010
100
100
1000
Figura 67 – Perfil da SEV 6 (Ramal ZF3 - km 63 da rodovia BR-174).
O perfil da SEV7, localizada no km 1 do ramal do km 78 da rodovia BR-174,
mostra um sistema de 4 camadas (Figura 68), com intercalações, sendo:
. (1) camada de constituição argiloarenosa (solo), com resistividade da ordem
de 388 .m e espessura estimada de 1,3 metro;
. (2) camada de constituição argilosa a argiloarenosa, com resistividade baixa a
moderada (variando entre 221 e 838 .m) e espessura da ordem de 40 metros;
. (3) camada de resistividade elevada (cerca de 5.400 .m), de constituição
arenosa, compacta, com cerca de 58 metros de espessura, e
. (4) camada de constituição arenosa, provavelmente de granulação mais fina,
com resistividade da ordem de 3.830 .m, com tendência para diminuoção na
resistividade, para profundidade maior.
102
10000
a
S E V km 78

N
(  .m )
1
388
2 2 2 1 -8 3 8
5400
3
4
3835
- C o ta : 1 3 1 ,8 m
h
d
C o ta
(m ) (m )
(m )
1 ,3 1 ,3 1 3 0 ,5
3 8 ,8 4 0 ,1 9 1 ,7
5 8 9 8 ,1 3 3 ,7
1000
AB/2
100
1
10
10
100
1000
Figura 68 – Perfil da SEV 7 (Ramal do km 78 da rodovia BR-174).
A SEV 8 (margem oeste da rodovia BR-174 - km 94) constitui um sistema de 5
camadas (Figura 69), sendo:
. (1) camada superficial, de constituição argiloarenosa, com resistividade
variando de 310 a 926 .m e espessura total da ordem de 23,0 metros;
. (2) camada de constituição arenosa, com resistividade da ordem de 5.460
.m e espessura de cerca de 40 metros;
. (3) camada de resistividade baixa (cerca de 1920 .m), de constituição
eminentemente argilosa.
103
10000
a
S E V k m 9 4 - C o ta : 9 8 ,2 m

h
d
C o ta
N
( .m ) ( m ) (m )
(m )
1 310-92 6 23
23
7 5 ,2
2
5460
40 63
3 5 ,2
3
192
1000
100
1
AB/2
10
100
1000
Figura 69 – Perfil da SEV 8 (paralela à margem leste da rodovia BR-174 – km 94).
A SEV 9, localizada no km 96 da rodovia BR-174 (em frente ao balneário da
ASFRAMA), mostra um modelo de 4 camadas (Figura 70), apresentando intercalações
de níveis com características geoelétricas diferenciadas, sendo:
. (1) camada superficial, de constituição arenosa, com resistividade elevada (da
ordem de 3.702 .m) e espessura da ordem de 1 metro;
. (2) camada de resistividade moderada (cerca de 1.890 .m), de constituição
arenosa a arenoargilosa, com espessura de cerca de 4 metros;
. (3) camada de resistividade elevada, variando de 4.234 a 3.180 .m), de
constituição arenosa, com espessura de cerca de 74 metros;
. (4) camada de resistividade baixa (cerca de 120 .m), de constituição
argilosa.
104
10000
a
AB/2
1000
1
10
N
1
2
3
4
100
1000
S E V k m 9 6 - C o ta : 7 1 ,7 m

h
d
C o ta
( .m )
(m ) (m )
(m )
3702
1
1
7 0 ,7
1890
4
5
6 6 ,7
4 2 3 4 -3 1 8 0 7 4
79
- 7 ,3
121
Figura 70 – Perfil da SEV 9 (paralela à margem leste da rodovia BR-174 – km 96 - ASFRAMA).
A SEV 10, localizada no km 3,5 do ramal do km 85 da rodovia BR-174, a qual
configura um sistema de 4 camadas (Figura 71), sendo:
. (1) camada gradacional com resistividade moderadamente baixa (cerca de
620 .m) e espessura de cerca de 1,0 metro, compatível com material de constituição
argiloarenosa (solo);
. (2) camada de resistividade relativamente baixa (cerca 240 .m), de
constituição argilosa a argiloarenosa e espessura de cerca de 11 metros;
. (3) espessa camada de resistividade moderadamente elevada (da ordem de
2.725 .m) e espessura de cerca de 140 metros, de constituição arenosa, e
. (4) camada inferior, com resistividade moderadamente baixa (da ordem de
580 .m), de constituição arenoargilosa.
105
10000
SEV km 8 5 BR - C o ta : 1 27 ,9 m

h
d
C o ta
N
( .m ) (m )
(m )
(m )
1
623
0 ,8
0 ,8 1 2 7 ,1
2
241
11 ,3
1 2 ,1 11 5 ,8
3
27 2 5
1 4 0 1 52 ,1 -2 4 ,2
4
583
a
1000
100
1
AB/2
10
100
1000
Figura 71 – Perfil da SEV 10, localizada no ramal do km 85 da rodovia BR-174.
A SEV 11, localizada no km 71 da rodovia BR-174, revela um modelo de 5
camadas (Figura 71), com intercalações, sendo:
. (1) camada superficial, de constituição argiloarenosa, com resistividade da
ordem de 350 .m e espessura da ordem de 0,6 metro;
. (2) camada de resistividade elevada (da ordem de cerca de 6.730 .m),
provavelmente relacionada a material de sub-base (aterro), com intercalação de um
delgado horizonte de baixa resistividade (cerca de 190 .m), tendo espessura total de
cerca de 8,2 metros;
. (3) camada com resistividade moderadamente baixa (da ordem de 370 .m) e
espessura da ordem de 5,5 metros, de constituição argiloarenosa;
. (4) camada de resistividade moderadamente elevada (da ordem de 2.160
.m), de constituição arenosa, com cerca de 79 metros de espessura, e
. (5) camada de resistividade muito baixa (cerca de 47 .m), de constituição
argilosa.
106
SEV km 71 BR - C ota : 8 7,4 m

h
d
Co ta
N ( .m ) (m
)
(m )
(m )
1
3 47
0 ,6
0 ,6
8 6,8
2
8 ,2
8 ,8
78 ,6
6 72 6
3
6 3,1
3,7
5 ,5
14 ,3 7
3 68
-29 ,6
4
21 60
79
93 ,3 -5,9
5
47
10000
a
1000
100
AB/2
1
10
100
1000
Figura 72 – Perfil da SEV 11 (margem leste da rodovia BR-174 – km 71).
A SEV 12, localizada no km 82 da rodovia AM-010, se comporta como um
sistema de 4 camadas principais, com intercalações (Figura 73), sendo:
. (1) camada superficial, com resistividade moderadamente baixa (cerca de 307
.m) e espessura de cerca de 0,7 metro, constituída de material argiloarenoso (solo);
. (2) camada de resistividade baixa (cerca de 125 .m), de constituição
argilosa, com intercalação de nível mais resistivo (da ordem de 930 .m) e espessura
total de cerca de 8 metros;
. (3) camada de resistividade elevada (da ordem de 4.100 .m) e espessura de
cerca de 136 metros, de constituição arenosa e,
. (4) camada inferior, de resistividade moderadamente baixa (da ordem de 250
.m) e constituição argilosa a argiloarenosa.
107
SEV km 82 AM 01 0 - Cota : 1 02 ,3 m

h
d
Co ta
N
( .m )
(m )
(m )
(m )
1
0 ,7
0 ,7
1 01 ,6
3 07
2
1 25 - 93 4
8 ,3
9 ,0
93 ,3
3
4 10 0
-42 ,7
1 36 14 5
4
2 52
10000
a
1000
100
AB/2
1
10
100
1000
Figura 73 – Perfil da SEV 12, localizada no km 82 da rodovia AM-010.
A SEV 13, localizada no km 68 da rodovia AM-010, se comporta como um
sistema de 4 camadas (Figura 74), sendo:
. (1) camada superficial, com resistividade moderada (da ordem de 540 .m) e
espessura de cerca de 2,5 metros e de constituição arenoargilosa;
. (2) camada de resistividade baixa (cerca de 160 .m), de constituição argilosa
e espessura de cerca de 6 metros;
. (3) camada de resistividade elevada (da ordem de 8.500 .m) e espessura de
cerca de 59 metros, de constituição arenosa, consolidada, e
. (4) camada inferior, de resistividade baixa (da ordem de 370 .m) e
constituição argilosa a argiloarenosa.
108
10000
a
SEV km 68 AM 1 0 - Co ta : 112 ,1 m

h
d
C ota
N
(m )
(m )
( .m )
(m )
1
537
2,5
2 ,5 10 9,6
6,2
8 ,7 10 3,4
2
15 8
3
85 00
6 7,7
4 4,4
59
370
4
1000
100
1
10
100
AB/2
1000
Figura 74 – Perfil da SEV 13, localizada no km 68 da rodovia AM-010.
A SEV 14, localizada no km 11 do ramal ZF7-B (km 85 da rodovia AM-010)
configura um sistema de 4 camadas (Figura 75), sendo:
. (1) camada superficial com resistividade moderadamente elevada (da ordem
de 1.300 .m) e espessura de cerca de 0,7 metro, concernente à material de
constituição arenoargilosa, compactada;
. (2) camada de resistividade moderadamente baixa (variando entre 380 .m),
de constituição argiloarenosa e espessura de cerca de 16 metros;
. (3) camada de resistividade elevada (da ordem de 4.000 .m) e espessura de
cerca de 90 metros, de constituição arenosa, e
. (4) camada inferior, com resistividade moderada (da ordem de 660 .m), de
constituição argilosa a argiloarenosa.
109
10000
a
1000
SEV Z F 7 -B/AM 1 0 - C ota: 111,3 m

h
d
Co ta
N
(m )
( .m )
(m )
(m )
1
13 00
0 ,7
0,7
110 ,6
94 ,6
2
38 0
16
16 ,7
3
4,6
40 00
9 0 1 06 ,7
4
66 0
100
1
AB/2
10
100
1000
Figura 75 – Perfil da SEV 14, localizada no ramal ZF7-B (km 85 da rodovia AM-010).
A SEV 15, localizada no km 4,5 do ramal ZF1 (km 53 da rodovia AM-010) tem a
configuração de um sistema de 4 camadas (Figura 76), sendo:
. (1) camada superficial com resistividade moderadamente elevada (da ordem
de 1.200 .m) e espessura de cerca de 0,5 metro, compatível com material de
constituição arenoargilosa, compactada;
. (2) camada intercalada, de resistividade baixa a moderada (variando de 227 a
644 .m), de constituição argiloarenosa e espessura de cerca de 16 metros;
. (3) camada de resistividade elevada (da ordem de 5.400 .m) e espessura de
cerca de 82 metros, de constituição arenosa, e
. (4) camada inferior, com resistividade baixa (da ordem de 117 .m), de
constituição argilosa.
110
SEV Z F 1/AM 10 - Co ta: 1 22 ,6 m

h
d
Co ta
( .m )
(m )
(m )
(m )
1
119 0
0 ,5
0 ,5 1 22 ,1
2
22 7 - 6 44 1 6,2 16 ,7 1 05 ,9
3
8 2,2 98 ,9 23 ,7
5 37 0
4
11 7
N
10000
a
1000
AB/2
100
1
10
100
1000
Figura 76 – Perfil da SEV 15, localizada no ramal ZF1 (km 53 da rodovia AM-010).
A Figura 77 mostra a correlação entre as colunas de SEVs relativas à seção
BR-174, onde foram considerados os diferentes estratos (geoelétricos), por
comparação (calibração) com informações disponíveis de poços, e considerando as
relações com feições geomorfológicas e geológicas ao longo da seção.
Destacam-se, ao longo dessa seção, três comportamentos particulares: (1)
espessa camada de resistividade moderada (entre 300 e 1200 m), caracterizando
material de consistência arenoargilosa a arenosa, intercaladas com material de baixa
resistividade (< 300 m), relacionada a material argiloso; (2) materiais de elevada
resistividade (chegando a mais de 7.000 m), próximos à superfície, associado com
material arenoso (areais), solo compactado ou material laterítico (crosta), e (3) camada
de resistividade elevada (mais de 5.000 m), detectado a partir da SEV7 (km 78), em
profundidade
moderada,
consideradas
como devidas
a
materiais
arenosos,
compactos, e que se caracterizam como litologias distintas daquelas da Formação
Alter do Chão.
As configurações geoelétricas das SEVs 3 (km 41 da BR-174) e 4 (km 50),
destacam a predominância, em profundidade, de materiais de resistividade moderada,
111
característico de sedimentos arenoargilosos. Na SEV 3 observa-se a presença de
finas camadas (máximo de 2 metros de espessura) de elevada resistividade (material
arenoso) e a menos de 3,0 metros de profundidade, além da existência de um material
com característica arenosa, com cerca de 20 metros de espessura e a menos 40
metros de profundidade. Esse comportamento pode estar relacionado à existência de
materiais caulínicos (conforme constatado na margem do igarapé Cabeça Branca, a
cerca de 200 metros a norte desse ponto), o qual contém bastante material arenoso,
de granulação grossa e, inclusive, níveis seixosos. Este ponto está localizado na
região das cabeceiras do igarapé Tarumã Açu e representa uma porção limite de um
bloco topograficamente rebaixado (cerca de 50 metros de diferença de cota
superficial), em contraste com a posição da SEV4, que se encontra na região das
cabeceiras (divisor de água) dos rios Cuieiras, Preto da Eva e igarapés Tarumã Açu e
Tarumã Mirim. Essa porção de terreno constitui uma feição elevada, mostrando
drenagem com configuração radial excêntrica e que grada, para norte, para níveis de
patamares mais elevados. Essa feição encontra-se alinhada à estrutura que produziu
o deslocamento do alto curso do igarapé Tarumã Mirim, e sua captura pelo rio
Cuieiras.
A Figura 78, que representa a seção geoelétrica segmentada da área da
rodovia AM-010, compreende quatro sondagens elétricas, com cerca de 40
quilômetros de extensão, passando pelas SEVs 15 (ZF1), 13 (km 68), 14 (ZF7-B) e 12
(km 82). O destaque é a configuração da SEV 12 (localizada no km 82 da rodovia AM010), que mostra uma espessa camada (da ordem de 114 metros) de material com
característica de elevada arenosidade. Essa porção corresponde à zona do interfúvio
rio Preto da Eva/rio Urubu, que constitui um bloco com característica de dissecação
mais
profunda,
portanto
com
indício
de
movimentação
tectônica
positiva
(soerguimento). Para esta seção a anomalia fica por conta da SEV 13, localizada no
km 68 da AM-010, margem esquerda do rio Preto da Eva, onde se destaca uma
camada de material mais arenoso, com cerca de 32 metros de espessura, e a baixa
profundidade (cerca de 10 metros), interposta entre duas camadas de material com
característica argilosa. Essas camadas confinam o pacote arenoso, emprestando uma
característica hidrogeológica particular.
112
Cota (m)
130
100
SEV 4
121m
SEV 1
99m
SEV 2
75m
70
SEV 5
SEV 6
SEV 7
SEV 10
128m
130m
132m
128m
SEV 8
98m
SEV 3
SEV 9
77m
72 m
40
10
-20
-50
LEGENDA
ESCALA HORIZONTAL
-80
0
Argiloso
-110
0
10
20
ArenoArgiloarenoso argiloso
Arenoso
Arenoso
compactado
30
5
10 km
Exagero vertical: 50 vezes
40
50
Distância horizontal (km)
60 km
Cota ( m)
SEV 15
130
Rio Preto d a E va
Figura 77 – Seção estratigráfica interpretada dos dados de SEVs, concernente à seção BR-174, mostrando as correlações entre os perfis das mesmas.
SEV 13
123 m
112 m
100
70
SEV 14
SEV 12
111 m
102m
100
70m
40
10
-20
LEGENDA
ESCALA HORIZONTAL
0
-50
Argiloso Argiloarenoso Arenoargiloso Arenoso Arenoso compacto
5
1 0 km
Exagero vertical: 50 vezes
-90
0
10
20
30
40
Distância (km)
Figura 78 – Seção estratigráfica interpretada dos dados de SEVs 15, 13, 14 e 12, concernente à seção AM-010, mostrando as correlações entre os perfis das
mesmas.
113
Ao longo da seção AM-010, destacam-se camadas com resistivdade elevada
(mais de 8.000 m) nas SEVs 12 (km 82) e 13 (km 68), em profundidade variando de
cerca de 60 metros (SEV 13) e 136 metros (SEV 12), relacionados a materiais de
constituição arenosa, compacta. Essas duas sondagens localizam-se em margens
opostas do rio Preto da Eva, sendo a SEV12 na margem esquerda, soerguida, e a
SEV13 na margem direita, rebaixada.
5.2.2. Resultados dos caminhamentos elétricos horizontais (CEH)
Os resultados do levantamento de caminhamento elétrico realizado ao longo
da margem leste da rodovia BR-174, no km 94, próximo ao limite superficial de
ocorrência de sedimentos cretáceos da Formação Alter do Chão com rochas
paleozóicas do Grupo Trombetas, permitiu a construção de uma sequência de duas
seções de resistividade elétrica, com modelo invertido (processada no software
Res2Dinv), com emprego da configuração Dipolo-dipolo (a=20m) e investigação em 5
níveis de profundidade. A Figura 78 mostra a pseudo-seção de resistividade aparente
obtida em campo (superior), a pseudo-seção de resistividade aparente calculada pelo
modelo (intermediária) e o modelo invertido (inferior), obtido por meio de 4 iterações
(com erro estimado em cerca de 9,6%).
Essa seção
mostra a
configuração de uma sequência
sedimentar
estratificada, com a resistividade aumentando com a profundidade, sendo observado
um substrato mais resistivo, ocorrente a cerca de 30 metros de profundidade, o qual
se afunila lentamente para norte, no sentido do limite da unidade Alter do Chão. Notase ainda a presença de descontinuidades nessa sequência, ocasionadas pela
existência de feições tectônicas (falhas).
A Figura 80, que representa a continuação para norte da seção anterior
(Figura 79), mostra o mesmo comportamento anterior, onde os estratos superiores
encontram-se mais adelgaçados e com maior destaque para as estruturas
individualizadoras de blocos do substrato sedimentar paleozóico (arenitos da
Formação Manacapuru). Neste trecho a Formação Alter do Chão mostra-se menos
espessa (como esperado), passando a se confundir com os produtos de alteração das
rochas paleozóicas.
114
Figura 79 – Seção modelo de resistividade elétrica de uma porção do limite norte da Formação Alter do Chão (km 94 da BR-174), com deslocamento de sul
para norte.
115
Figura 80 – Seção modelo de resistividade elétrica de uma porção do limite norte da Formação Alter do Chão (km 94 da BR-174), com deslocamento de sul
para norte – sequência da seção anterior (Figura 72)
116
Com o fim de confirmar a existência das feições identificadas, em
profundidade, pelo caminhamento elétrico horizontal acima descrito, utilizando
abertura de 20 metros entre os eletrodos dos dipolo, foi realizado, no mesmo local e
de forma sobreposta, um caminhamento com abertura entre eletrodos dos dipolos de
40 metros, visando observar a sequência, em profundidade, dessas feições. Os
resultados desse levantamento estão consubstanciados na Figura 81, que representa
a seção geoelétrica obtida por processamento (inversão), por meio do software
Res2Dinv, onde são mostrados, em primeira ordem (acima) a pseudo-seção de
resistividade aparente medida, em segunda ordem a pseudo-seção de resistividade
aparente calculada e, por fim, o modelo da seção de resistividade invertida, com
quatro iterações.
117
Figura 81- Seção modelo de resistividade elétrica de uma porção do limite norte da Formação Alter do Chão (km 94 da BR-174), com deslocamento de sul
para norte, empregando a configuração Dipolo-dipolo, com abertura de 40 metros entre eletrodos dos dipolos
118
De acordo com os resultados dessas operações de modelamento por
inversão, verifica-se que, de fato, ocorre um adelgaçamento do pacote de sedimentos
da Formação Alter do Chão, na medida em que se desloca para norte. O substrato
dessa unidade é, localmente, constituído por rochas mais densas e compactas, cuja
profundidade, na porção mais a sul, é da ordem de 35 metros. Verifica-se, da mesma
forma, que esse substrato mostra-se interrompido, sendo essa interrupção produzida
por uma falha (sem indícios evidentes de deslocamento vertical) que se prolonga por
profundidade maior que 68 metros (limite de alcance do levantamento, em
profundidade), além de segmentar essa camada e promover a individualização de
blocos, que também se afunilam para norte. Observa-se ainda, na porção mais a norte
e em profundidade maior, a existência de um material de baixa resistividade,
provavelmente relacionado com rochas de natureza pelítica (folhelhos?).
5.3. Avaliação dos dados pluviométricos e fluviométricos
Os dados pluviométricos e fluviométricos foram organizados em forma de
planilhas, no software Excel, com base nas quais foram elaborados gráficos diversos,
tais como o de médias de volumes totais mensais de chuva (Figura 82), as médias
mensais do nível do rio Preto da Eva (Figura 83) e as vazões médias mensais (Figura
84) desse mesmo rio, medidos na Estação de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM), para o
período de 1995 até agosto de 2011.
Preto da Eva (ANA/CPRM)
600
Chuva total (mm)
500
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
2010
2011
400
300
200
100
0
Jan
Fev
Mar
Abr
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
Out
Nov
Dez
Meses
Figura 82 – Volumes médios mensais de chuva para o período de Jan/1995 a Ago/2011,
medidos na Estação Pluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM).
119
650
Cota (cm)
600
550
500
450
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
2010
2011
400
Jan
Fev
Mar
Abr
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
Out
Nov
Dez
Meses
Figura 83 – Níveis médios mensais do rio Preto da Eva, para o período de Jan/1995 a
Ago/2011, medidos na Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM).
90
80
Vazão (m3/s)
70
60
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
2010
2011
50
40
30
20
10
0
Jan
Fev
Mar
Abr
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
Out
Nov
Dez
Meses
Figura 84 – Vazão média mensal do rio Preto da Eva, para o período de Jan/1995 a Ago/2011,
medidas na Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM).
Durante esse período de disponibilidade de dados, o volume médio do total
de chuva anual foi de 2.295,3 mm, sendo abril o mês mais chuvoso, com volumes
120
anuais variando entre 180 mm até 490 mm (média de 321,4 mm), e agosto o mês de
menor volume anual de chuva, com volume médio variando entre 22 e 166 mm (com
média, no período, de 86,5 mm), conforme observado na Figura 85.
Como consequência desse regime pluviométrico, o nível do rio Preto da
Eva, durante esse período, oscilou de forma semelhante, alcançando níveis mais
elevados nos meses de abril, maio e junho, quando alcançou valores entre 539 cm e
640 cm (média de 585 cm), e níveis mais baixos nos meses de outubro a fevereiro,
com valores mínimos variando entre 446 cm a 548 cm (média de 499 cm).
A descarga média do total mensal do rio Preto da Eva, para o período de
1995 a 2011, medida na Estação Fluviométrica Rio Preto da Eva, revela valores
máximos nos meses de abril a junho, quando alcança valores variando entre 32 m3/s e
78 m3/s (média da ordem de 50 m3/s), e descarga mínima nos meses de outubro a
janeiro, com valores mínimos entre 15 m3/s e 36 m3/s (média da ordem de 23 m3/s),
conforme mostrado na Figura 84.
O gráfico da Figura 85 mostra a comparação relativa entre os valores
médios mensais do total mensal de chuva, medida na Estação Pluviométrica Rio Preto
da Eva, do nível médio mensal e vazão média mensal do rio Preto da Eva, medidos na
Estação Fluviométrica Rio Preto da Eva, no período de Jan/1995 a Abr/2011.
700
581
600
594
580
551
509
551
523
521
499
Grandezas medidas
500
400
487
486
489
Média mensal de chuva total (mm)
316
Média mensal de cota (cm)
321
300
Média mensal de vazão (m3/s)
272
251
248
180
175
200
148
120
99
85
90
36
28
24
21
22
22
Jul
Ago
Set
Out
Nov
Dez
100
31
39
49
27
Jan
Fev
Mar
Abr
54
48
0
Mai
Jun
Meses
Figura 85 – Perfis comparativos do volume médio mensal de chuva, cota média mensal e
vazão média mensal medidas na Estação Rio Preto da Eva, no período de 1995 a 2011
(ANA/CPRM). Rótulo em cor vermelha (volume máximo) e em verde (volume mínimo).
121
Com base nesses resultados comparativos, observa-se uma defasagem
temporal de cerca de um mês, entre o pico do período chuvoso e o nível (da mesma
forma que a vazão) mais elevado do rio Preto da Eva, e de cerca de três a quatro
meses entre o pico da estiagem (menor precipitação) e o nível (assim como a vazão)
mínimo do mesmo rio.
Para o período de Jan/1995 a Ago/2011, o nível máximo mensal medido foi
de 693 cm (abril/1996) e o nível mínimo mensal foi de 422 cm (out/2010). A oscilação
anual média do nível do rio Preto da Eva, nesse período, foi de cerca de 60 cm
(variando entre 43 cm a 69 cm), mostrando, dessa forma, uma grande simetria nessa
flutuação, conforme observado na Figura 86.
620
602
601
592
591
582
580
580
564
565
563
556
Cota (cm)
547
553
543
542
556
547
538
540
525
530
521
516
504
535
513
510
503
503
495
495
500
487
477
466
460
458
457
Máxima
Mínima
420
1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011
Anos
Figura 86 - Perfis de médias máximas e mínimas anuais do nível do rio Preto da
Eva, obtidas na Estação Fluviométrica de Rio Preto da Eva (ANA/CPRM)
5.4. Análise dos dados do monitoramento de nível freático
Dos 10 poços de monitoramento construídos para a realização deste trabalho,
três (PM08, PM09 e PM10) estão localizados na margem direita do rio Preto da Eva e,
os demais, na margem esquerda, instalados em domínios de sítios (chácaras) e
fazendas nas margens da rodovia AM-010 (3 poços) e ao longo dos ramais ZF1 (3
poços) e ZF7 (4 poços, sendo 1 na ZF7-A e 3 na ZF7-B), prioritariamente instalados
em áreas de relevo de platô (conforme localização mostrada na Figura 42).
122
Conforme os dados fornecidos pelo construtor dos poços, são os seguintes os
valores de nível estático (NE) da água subterrânea (freática): PM01 (28,33 m); PM02
(15,50 m); PM03 (16,40 m); PM04 (14,96 m); PM05 (15,68 m); PM06 (23,88 m); PM07
(17,34 m); PM08 (19,23 m); PM09 (22,00 m) e PM10 (20,35 m).
Os resultados do monitoramento de nível freático (Tabela 17), iniciado em
agosto de 2010, mostra os valores mensais de profundidade dessa superfície freática,
em cada poço, ao longo do período de investigação, o que permite determinar a
variação do nível freático e sua profundidade máxima e mínima, em cada poço.
Tabela 17 - Medidas de profundidade do nível freático nos poços de monitoramento
Profundidade do nível freático (m) em cada poço
Mês/Ano
Ago/10
Set/10
Out/10
Nov/10
Dez/10
Jan/11
Fev/11
Mar/11
Abr/11
Mai/11
Jun/11
Jul/11
Ago/11
Mín (m)
Máx (m)
h (m)
PM01
PM02
PM03
PM04
PM05
PM06
PM07
PM08
PM09
PM10
29,23
30,49
31,27
31,94
32,76
33,35
33,72
33,65
32,94
26,19
26,54
28,62
29,81
26,19
33,72
7,53
16,04
16,96
17,60
18,19
18,75
18,70
17,19
12,00
11,61
11,84
13,93
15,27
16,10
11,61
18,75
7,14
16,39
17,4
18,23
18,96
19,69
20,03
19,16
13,62
12,57
12,53
13,87
15,66
16,57
12,53
20,03
7,50
11,52
12,18
12,91
13,57
14,30
13,34
12,99
10,02
10,27
8,39
10,41
11,36
12,04
8,39
14,30
5,91
15,15
15,24
15,24
15,23
15,23
15,23
15,23
15,24
15,25
15,22
15,24
15,22
15,23
15,15
15,25
0,10
23,85
23,85
23,85
23,86
23,88
23,84
23,88
23,76
23,75
23,75
23,78
23,78
23,82
23,75
23,88
0,13
16,90
17,11
17,13
17,13
17,13
17,13
17,15
17,16
17,16
17,15
17,14
17,15
17,14
16,90
17,16
0,26
18,84
18,78
18,78
18,80
18,80
18,61
18,80
18,82
18,83
18,83
18,79
18,80
18,79
18,61
18,84
0,23
18,10
18,32
18,32
18,34
18,34
18,10
18,36
18,36
18,37
18,37
18,37
18,37
18,36
18,10
18,37
0,27
19,96
19,98
19,98
19,99
20,00
20,00
20,02
20,03
20,03
20,03
20,03
20,03
20,02
19,96
20,03
0,07
Ao longo do período do monitoramento, que envolveu um ciclo anual
completo, foi observado dois comportamentos distintos na oscilação da profundidade
do nível freático dos poços investigados. Enquanto alguns poços mostraram variações
consideráveis (entre 5 e 8 metros), outros praticamente não oscilaram (inclusive
variações menores que 0,1 metro, conforme mostrado na Tabela 17), entre os quais
inclui todos os poços da margem direita do rio preto da Eva (poços PM08, PM09 e
PM10), como também os poços PM05, PM06 e PM07, localizados na margem
esquerda. Devido a essa deficiência, os poços que não apresentaram variação
consistente (poços PM05, PM06, PM07, PM08, PM09 e PM10) não foram
considerados nessa avaliação, uma vez que as configurações dos mesmos não se
mostraram confiáveis para efeito de avalição da oscilação temporal da superfície
freática, no interior dos mesmos.
Asiim, o comportamento variacional da superfície freática nos poços PM01,
PM02, PM03 e PM04 é mostrado a seguir.
123
1. Poço PM01, localizado no sítio Floresta e Clube, km112 da rodovia AM010, na margem esquerda do rio Preto da Eva, região do interflúvio com o rio Urubu.
O nível freático ao longo do poço PM01, durante o período investigado,
mostrou uma oscilação de 7,53 metros, tendo alcançado cota mínima de 82,78 metros
(correspondente à profundidade máxima de 33,72 metros) em fevereiro/2011 e cota
máxima de 90,31 metros (correspondente à profundidade mínima de 26,19 metros),
em maio/2011 (Figura 87).
100
400
90
350
3
Cotas (cm) e Vazão (m /s)
300
70
250
60
50
200
40
150
30
Cota
Vazão
Chuva
20
10
0
100
Volume mensal de chuva (mm)
80
50
0
ago.10 set.10 out.10 nov.10 dez.10 jan.11 fev.11 mar.11 abr.11 mai.11 jun.11 jul.11 ago.11
Meses
Figura 87 – Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM01, o volume de
chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de agosto/2010 a agosto/2011.
Conforme observado na
Figura 87, para o período agosto/2010-
agosto/2011, o pico da estação chuvosa ocorreu no mês de abril/2011 (348 mm),
quando o nível freático estava em ascensão, e o menor volume de chuva em
agosto/2010 (22,2 mm), quando o nível freático estava em descenso. O nível mais
baixo (menor cota) da superfície freática foi observado no mês de fevereiro de 2011 (a
partir de quando começou a ascender), refletindo a redução na disponibilidade de
água de precipitação (agosto/2010). Dessa forma, verificou-se que o nível mínimo da
superfície freática aconteceu 5 meses após a mínima precipitação, refletindo o período
de tempo de percolação da água de infiltração, concernente à menor disponibilidade
de água para reabastecimento do manancial subterrâneo, enquanto que o nível
máximo aconteceu com defasagem de mês após a ocorrência do pico da estação
chuvosa, sendo reflexo da maior disponibilidade de água de precipitação.
124
2. Poço PM02, localizado no sítio São Lázaro (km 101 da rodovia AM-010),
margem esquerda do rio Preto da Eva, região do interflúvio com o rio Urubu.
O nível freático no interior do Poço PM02, durante o período de
monitoramento, oscilou 7,14 metros, tendo alcançado menor cota (77,89 metros) em
dezembro/2010, correspondente ao valor de profundidade máxima de 18,75 metros, e
atingiu cota máxima (85,03 metros), em abril/2011, o que corresponde à profundidade
90
400
80
350
Cotas (cm) e Vazões (m3/s)
70
300
60
250
50
200
40
150
30
100
20
Volume mensal de chuva (mm)
mínima de 11,61 metros (Figura 88).
Cota
Vazão
10
50
Chuva
0
0
ago.10 set.10 out.10 nov.10 dez.10 jan.11 fev.11 mar.11 abr.11 mai.11 jun.11 jul.11 ago.11
Meses
Figura 88 – Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM02, o volume de
chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de agosto/2010 a agosto/2011.
Ao longo do período de monitoramento, verificou-se que a superfície freática
no Poço PM02 alcançou o nível máximo praticamente concomitante ao pico da maior
precipitação, enquanto que o limite mínimo (menor cota) aconteceu com retardo de
cerca de quatro meses. Ressalta-se que a profundidade do nível freático, neste poço,
é cerca de 10 metros menor que no Poço PM01, o que pode justificar a menor
diferença de tempo entre a precipitação e o nível máximo da superfície freática.
3. Poço PM03, localizado no sítio Fatô & Nico (km 92 da rodovia AM-010),
margem esquerda do rio Preto da Eva e na faixa de interflúvio deste rio com rio Urubu.
O perfil variacional do nível freático deste poço, monitorado no período de
agosto de 1010 a agosto de 2011 (Figura 89), mostra que, durante esse período,
125
verificou-se uma oscilação vertical de 7,50 m, tendo alcançado a menor cota (92,59
metros, correspondente ao valor de profundidade máxima, de 20,03 metros) em
janeiro/2011 e cota máxima (100,09 metros, concernente à profundidade mínima de
12,53 metros), em maio/2011.
120
400
350
3
Cotas (cm) e Vazões (m /s)
300
80
250
60
200
150
40
100
Cota
Vazão
Chuva
20
0
Volume mensal de chuva (mm)
100
50
0
ago.10 set.10 out.10 nov.10 dez.10 jan.11 fev.11 mar.11 abr.11 mai.11 jun.11 jul.11 ago.11
Meses
Figura 89 – Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM03, o volume de
chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de agosto/2010 a agosto/2011.
A defasagem entre os picos máximos de chuva e cota do nível freático, neste
poço, também foi de um mês, enquanto que o a defasagem entre os picos mínimos foi
de cerca de quatro meses.
4. Poço PM04, localizado no Sítio Monte Sião (km 7 do ramal ZF7-B), que
inicia no km 92 da rodovia AM-010, margem esquerda do rio Preto da Eva, também na
faixa de interflúvio deste rio com rio Urubu.
A oscilação do nível freático observada neste poço, durante o período de
monitoramento, foi de 5,91 m, tendo alcançado a menor cota (87,59m) em
dezembro/2010 e cota máxima (93,50 m), em maio/2011 (Figura 90).
O comportamento deste poço mostrou-se semelhante ao Poço PM01, onde a
superfície freática alcançou o nível máximo cerca de um mês após o período de maior
precipitação, enquanto que o limite mínimo (menor cota) com retardo de cerca de
quatro meses. Neste caso, apesar da menor profundidade da superfície freática, teve
126
grande influência o caráter textural do solo, nesse local, com predominância da fração
argilosa na porção mais superficial.
100
400
90
350
3
Cotas (cm) e Vazões (m /s)
300
70
250
60
50
200
40
150
30
100
20
Cota
Vazão
10
Chuva
Volume mensal de chuva (mm)
80
50
0
0
ago.10 set.10 out.10 nov.10 dez.10 jan.11 fev.11 mar.11 abr.11 mai.11 jun.11 jul.11 ago.11
Meses
Figura 90 – Perfis comparativos da variação do nível freático no Poço PM04, o volume de
chuva e a vazão do rio Preto da Eva, para o período de agosto/2010 a agosto/2011.
5.5. Disponibilidade de água subterrânea e balanço hídrico
No âmbito da área de abrangência deste trabalho, situado na região norte da
cidade de Manaus, os principais corpos armazenadores de água subterrânea
correspondem a rochas clásticas da Formação Alter do Chão, que comporta o Sistema
Aquífero Alter do Chão, que é um manancial do tipo poroso, livre a semiconfinado.
Este sistema compreende duas sucessões, com características texturais distintas,
sendo a superior com predominância de sedimentos pelíticos, e a inferior
predominantemente clástica, constituída essencialmente por arenitos, em sua grande
maioria inconsolidados, de granulometria variada, às vezes conglomeráticos, com
intercalações de camadas/lentes de argila e arenitos silicificados (Dino et al., 1999;
CPRM/SGB, 2010). Por essas características a sucessão inferior apresenta as
melhores
condições
hidrogeológicas
e,
portanto,
mais
apropriada
para
o
armazenamento e produção de água.
Esse pacote sedimentar se adelgaça no sentido para a borda norte da bacia,
onde faz contato aflorante, em discordância, com rochas paleozóicas da Formação
127
Manacapuru, do Grupo Trombetas (Souza, 1974; Aguiar et al., 2002; Carvalho e
Conceição, 2004; Souza e Nogueira, 2009). Ao longo dessa seção, o pacote
sedimentar da Formação Alter do Chão também faz contato subsuperficial e
discordante com litotipos dos grupos Urupadi e Curuá, da sequência DevonianoCarbonífera da bacia.
Para a área urbana da cidade de Manaus, Aguiar et al. (2002) estimaram um
volume permanentemente de água armazenado no aquífero Alter do Chão como da
ordem de 10 km3, sendo o fluxo subterrâneo principal com sentido de NE para SW e a
transmissividade média na faixa de valores de 3,1 a 3,3 m2/h..
Em uma bacia hidrográfica, a dinâmica da água envolve processos que
contribuem para o abastecimento (entrada) e descarga (saída) de água da mesma, em
articulação com todos os fenômenos interativos, incluindo regime climático, chuva,
evaporação, transpiração e infiltração, assim como a articulação com outras bacias do
sistema. Em tese, a somatória do volume de água que entra no sítio (bacia), como
contribuição das diversas fontes (principalmente chuva e fluxo), deve ser igual ao
volume que sai do mesmo, principalmente provenientes dos fluxos superficial e
subterrâneo.
Ocorrendo oscilações nas componentes individuais (subcomponentes) de
entrada e saída do sistema, ainda que temporárias e cíclicas, resultará em
desequilíbrio no balanço, o qual se refletirá na variação do armazenamento. Dessa
forma, considerando os diversos subcomponentes dos sistemas (Sophocleous, 2004;
Tomasella e Rossato, 2005), o balanço de água para uma bacia pode ser considerado
como (Equação 1):
P + Qent = ET + Qsai + S
(Equação 1)
onde P é a precipitação; Qent e Qsai são, respectivamente, os fluxos de água para
dentro e fora do sítio (fluxos superficial, interfluxo e fluxo subterrâneo); ET é a
evapotranspiração da água (superficial ou subsuperficial) e ΔS é a variação no
armazenamento de água (ambiente superfical ou suterrâneo). Havendo uso intenso e
significativo da atividade de irrigação, este pode ser incluído como contribuição de
entrada, da mesma forma como a sua captação (retirada) do manancial fonte.
Portanto, considera-se como recarga do manancial de água subterrânea (R) o
volume de água de infiltração que atinge a zona saturada, podendo essa grandeza ser
equacionada como a seguir (Equação 2):
R = Qsubsai - Qsubent + Qb + ETsub + Ssub
(Equação 2)
128
onde os termos Qsub, ETsub e Ssub correspondem aos fluxos, evapotranspiração e
variação do estoque subterrâneos, enquanto que a subcomponente Qb corresponde
ao fluxo de base.
A equação (Equação 2) garante que todo o volume de água que chega ao
lençol freático ou que sai como fluxo subterrâneo, ou é descarregada para a
superfície, é evapotranspirada, ou fica armazenada.
A conjunção entre essas equações resulta na seguinte versão simplificada do
balanço de água (Equação 3), a qual desconsidera alguns componentes, a exemplo
do volume de água retida como gelo:
R = P + Qsupent – Ro - ETsup - ETsub - Ssub
(Equação 3)
onde Qsupent é o fluxo superficial para dentro do sítio, Ro é o escoamento superficial,
ETsup e ETsub são, respectivamente,
a evapotranspiração superficial e na zona
subsaturada e Ssub compreende o armazenamento na zona subsaturada.
A eficiência desse método de balanço de água depende, fundamentalmente,
da precisão na determinação dos diversos subcomponentes que, por sua vez,
depende da periodicidade das medidas (medidas diárias fornecem melhores
informações).
Estimativas de longa data apontam valores de precipitação anual, para a
região a norte de Manaus, como da ordem de 2.400 mm, sendo que parte significativa
desse volume infiltra no solo, influenciada pelas condições de preservação da
cobertura vegetal, que, além de facilitar a infiltração no solo da parcela de água de
precipitação que chega à superfície, também exerce a função de interceptação e
transpiração.
De acordo com estimativas elaboradas por diversos autores (a exemplo da
CPRM), a quantidade de descarga superficial das drenagens dessa região é da ordem
de 50% da precipitação, sendo que, estimativa mais recente efetuada para uma
microbacia da bacia do rio Cuieiras, aponta valores da ordem de 44%. Luizão &
Vasconcelos (2003) e Ferreira et al. (2005), estimaram a interceptação da chuva pela
floresta como da ordem de 25,6 % e a transpiração da floresta de 48,5 %, sendo a
evapotranspiração de 74,1 %, com média diária de 4,1 mm/dia. Baseados em dados
de campo e informações disponíveis na literatura, Tomasella et al. (2008) estimaram,
para a área da bacia do rio Cuieiras, uma interceptação média como da ordem de
12,6% da precipitação e evaporação média de 3,86 mm/dia.
Os resultados do monitoramento de nível freático, baseado nos poços PM01
a PM04, que apresentaram comportamento normal durante todo o período de um ciclo
hidrológico anual, mostraram variação de nível da ordem de 7,02 metros, que
129
correspondente a uma variação de volume de água armazenada da ordem de 2,9
mm/dia.
5.6. Avaliação da área de recarga e descarga do aquífero Alter do Chão, no
âmbito da região a norte de Manaus.
Entende-se como recarga de um aquífero o processo de reabastecimento
natural desse manancial de água subterrânea, por meio de infiltração, a partir da
superfície terrestre. A eficiência desse processo depende de diversos fatores, com
destaque para o regime pluviométrico (quantidade de chuvas) local (regional) e as
características físicas locais da superfície (topografia, natureza e características
geológicas das rochas, assim como a situação atual da cobertura vegetal), que
influenciam diretamente no equilíbrio entre a infiltração, escoamento e evaporação.
Em termos práticos o processo de recarga de um aquífero pode ser realizado
de forma direta ou indireta. A recarga direta acontece quando o reabastecimento
natural se dá a partir da infiltração direta das águas ao longo de toda a superfície
drenante (áreas de afloramento e fissuras de rochas sobrejacentes), no caso de
aquífero livre, ou através das áreas de exposição de aquíferos confinados. No caso de
recarga indireta, o reabastecimento do aqüífero se dá a partir da drenagem (filtração
vertical) superficial das águas e do fluxo subterrâneo indireto, ao longo do pacote
confinante sobrejacente, nas áreas onde a carga potenciométrica favorece os fluxos
descendentes.
A descarga subterrânea ocorre quando as águas emergem do sistema, quer
na forma de fontes naturais (surgências), posicionadas acima do nível das águas
superficiais, ou alimentando cursos superficiais (rios, lagos) nas zonas denominadas
de fluxo de base, ou ainda jorrando com pressão em poços artesianos. Conforme
Rebouças et al. (2006), as maiores taxas de recarga ocorrem nas regiões planas, bem
arborizadas, e nos aquíferos livres, ao passo que, em regiões de relevo acidentado,
sem cobertura vegetal, a recarga ocorre mais lentamente e de forma limitada.
Conforme Feitoza e Manoel Filho (2000), em período de estiagem, quando
não há (ou é muito reduzida) precipitação, a descarga de um rio perene é denominada
de fluxo de base e segue uma lei exponencial decrescente, do tipo:
Q1 = Q0.e-.t
onde Q1 é a descarga do rio em um dado instante t (L3/T); Q0 é a descarga inicial de
recessão (L3/T) e  é o coeficiente de recessão ou restituição, o qual depende do
130
tamanho e da geometria do reservatório subterrâneo lateral ao rio (1/T). Nessa
condição diz-se que o rio encontra-se em recessão ou depleção e o seu escoamento é
basicamente devido ao fluxo de água subterrânea (Feitoza e Manoel Filho, 2003).
A área de abrangência deste trabalho, que envolve uma faixa de terreno de
aproximadamente 12.000 km2, compreendida entre as latitudes de 2º00’S e 3º00”S,
que envolve domínios expositivos da unidade Formação Alter do Chão, apresenta
característica de significativa preservação da vegetação primária, notadamente por
envolver áreas de baixa ocupação e uso do solo, além de envolver áreas de
assentamentos rurais, a exemplo do Assentamento Tarumã Mirim (inserido na Área de
Proteção Ambiental Margem Esquerda do Rio Negro, setor Tarumã Açú/Tarumã
Mirim) e Distrito Agropecuário da Superintendência da Zona Franca de Manaus
(conforme a Figura 3).
Coordenado pelo Instituto Nacional de Reforma Agrária (INCRA), o
Assentamento Tarumã Mirim ocupa área de aproximadamente 429 km2, e abrange os
terrenos situados entre os igarapés Tarumã Mirim e Tarumã Açu, limitado entre os
paralelos de 2º43’46”S e 3º04’00”S. Conforme Nascimento (2009), baseado em
análises sobre imagens de satélite, o desflorestamento ocorrido nessa área, até 2009,
totalizava 18,42% da área total (cerca de 79 km2).
O Distrito Agropecuário da SUFRAMA, localizado imediatamente a norte do
Assentamento Tarumã Mirim, ocupa uma área de 5.893 km2, compreendida entre os
rios Urubu e Cuieiras e limitada a norte pelo paralelo de 02º04’21”S. Na sua
concepção, o Distrito Agropecuário da SUFRAMA regulamenta que 80% da área
desse projeto seja de preservação permanente da mata nativa, com controle de
exploração. Neste distrito estão implantados diversos projetos agropecuários, incluindo
hortifruticultura, citricultura, suinocultura, avicultura e pecuária, além da piscicultura em
áreas alagadas, semelhante às atividades produtivas desenvolvidas no Assentamento
Tarumã Mirim (Sant’Anna, 2007; Albuquerque, 2008; Pinto, 2005; Pinto e Carvalho,
2007; Nascimento, 2009).
De conformidade com esse cenário, pode-se estimar que essa área ainda
preserva praticamente 80% da reserva florestal original, sendo que boa parte da área
desmatada encontra-se com algum grau de recuperação e preservação, quer de modo
natural (áreas abandonadas) ou por meio de culturas. O resultado desse cenário
caracteriza essa área como de muito bom estado de conservação.
Toda essa porção superficial, como também toda a vizinhança, possui
grande importância hidrogeológica, notadamente por se constituir como uma grande
superfície de abastecimento do aquífero Alter do Chão, principal manancial de água
subterrânea da região.
131
Ainda que essa
agropecuários
rurais, o
região envolva grandes áreas de
aproveitamento
da
água
subterrânea
assentamentos
explorada
é,
basicamente, para consumo humano, embora já ocorram, ainda que de forma
insipiente e isoladamente, aproveitamento para outros fins, principalmente para
piscicultura e irrigação.
5.7. A recarga do aquífero Alter do Chão e as mudanças climáticas
Com uma área de mais de quatro milhões de quilômetros quadrados, a
Região Amazônia Brasileira ocupa cerca de 47% da superfície territorial nacional, e
envolve a porção brasileira da maior bacia hidrográfica e a maior floresta tropical do
planeta. Esses dois requisitos, associado com as suas peculiaridades geográficas e
climáticas, fazem dessa região um dos mais importantes ecossistemas do planeta,
com grande influência nos mecanismos físicos e biológicos que governam os
processos ambientais do planeta.
A precipitação na bacia hidrográfica Amazônica é controlada por um regime
que é modulado por sistemas dinâmicos de diversas escalas – da micro-escala à
escala sinótica (Correia et al., 2007), alcançando uma média histórica anual de
aproximadamente 2300 mm (ANA, 2009 e 2011), significativamente maior que a média
nacional (que é de 1.761 mm). Como uma conseqüência dessa elevada pluviosidade,
a vazão média anual dos rios da Região Hidrográfica Amazônica é de cerca 132 mil
m3/s, correspondente a cerca de 74% do total nacional (180 mil m3/s) e cerca de 20%
da descarga de água doce do planeta.
Nessa porção continental, a ação integrada dos processos de precipitação,
evapotranspiração e descarga, é de suma importância no equilíbrio do ciclo
hidrológico, o qual é ainda afetado por variações climáticas com padrões interanuais,
decenais e interdecadais. Na escala interanual, o principal padrão que afeta o clima da
Amazônia é o evento El Niño-Oscilação Sul (ENOS), de alcance global, que se
caracteriza por aquecimento anormal das águas superficiais do oceano Pacífico
tropical central e do leste, associadas ao aquecimento ou esfriamento das águas do
Pacífico Equatorial, o qual produz seca na Amazônia, a exemplo dos eventos de 1912,
1926, 1983 e 1998 (Marengo et al, 2007, 2011). Da mesma forma, os episódios La
Niña e oscilações do Atlântico tropical sul (mais quente), provocam chuva acima no
normal no leste da Amazônia. Sob o efeito do episódio do Atlântico tropical norte (mais
quente), aparentemente ocorre uma intensificação na redução de chuvas nessa
mesma porção territorial.
132
Em termos decenais é conhecida, por meio de observações, fortes reduções
das precipitações registradas na Amazônia Ocidental, conforme ocorrências entre
1951 e 1990 (Marengo et al, 2007, 2011), ocasionadas por mudanças na circulação
atmosférica de padrão decenal, atribuídas à variabilidade climática que ocorre,
naturalmente, a cada década no Oceano Pacífico.
Apesar das grandes incertezas acerca da influência da floresta amazônica no
clima global, assim como dos efeitos das mudanças climáticas globais sobre a
Amazônia, é certo que essa fenomenal reserva florestal tem grande importância
nesses processos, notadamente no ciclo hidrológico, pela influência que exerce no
processo de direcionamento da circulação atmosférica nos trópicos, responsável pelo
mecanismo de absorção de energia e reciclagem das chuvas.
O processo interativo da floresta Amazônica com a atmosfera é responsável
pela regulação da umidade oriunda do Atlântico tropical, que é transportada pelos
ventos alísios. Estima-se que cerca de 50% das precipitações pluviométricas na Bacia
Amazônica consistem em evaporação reciclada. Ademais, a intensa evaporação
produzida após as precipitações, gera grande quantidade de umidade, parte da qual
retorna à Região Amazônica na forma de chuva, enquanto parte considerável é
transportada pelos ventos para outras partes do continente, onde contribuem para a
formação de precipitações em regiões distantes da própria Amazônia (Marengo et al.,
2011). Somada com a contribuição da transpiração pela biomassa viva e evaporação
do solo, o percentual de vapor lançado para a atmosfera chega a 55-60% do volume
precipitado (Correia et al., 2007).
Ressalta-se ainda, o comportamento contrastante (variabilidade interdecadal)
no regime de precipitação entre as bacias norte e sul da Amazônia, com uma
tendência positiva pronunciada na Amazônia do Sul, enquanto que a Amazônia Norte
apresenta uma fraca tendência negativa (Figura 33).
Em toda sua diversidade, a Floresta Amazônica constitui a maior reserva
florestal tropical úmida do planeta, ocupando uma superfície total de cerca de 7
milhões de km2, dos quais cerca de 3,7 milhões de km2 (aproximadamente 53%)
encontra-se em território brasileiro. Trata-se de um ecossistema auto-sustentável, que
envolve uma grande variedade de ecossistemas, com destaque para as matas de terra
firme, florestas inundadas, várzeas, igapós e cerrados, onde abriga uma enorme
variedade de espécies vegetais e animais, e se constitui no maior banco genético do
planeta.
Associado à grande massa de água que constitui a monumental Bacia
Hidrográfica Amazônica, a interação de todo esse ecossistema com a atmosfera é de
fundamental importância para a manutenção do equilíbrio climatológico do planeta,
133
notadamente por sua influência no ciclo hidrológico, quer local como em nível global.
Todavia, por estar desenvolvida sobre solos, em geral, de baixa fertilidade, e por estar
condicionada a um rigoroso regime climatológico, com elevadas temperaturas e
intensidades pluviométricas, esse gigantesco e delicado ecossistema se torna
altamente vulnerável às interferências antrópicas.
A degradação, em longo prazo, da biodiversidade da floresta Amazônica, que
se dá principalmente pelo processo de desmatamento, causará fortes impactos no
ciclo hidrológico, ocasionando mudanças no padrão de transporte de umidade
atmosférica da Amazônia até o Sul do Brasil, podendo, dessa forma, aumentar o risco
de extremos de chuva no Sul do Brasil. Simulações sugerem que, se o
desflorestamento nesse bioma alcançar a cifra de 30%, a floresta perderá a
capacidade de produzir chuvas suficientes para se auto-sustentar (Marengo, 2008).
Com mais de 40% de degradação, a precipitação pluviométrica diminuirá de forma
significativa no leste da Amazônia, resultando no aumento da temperatura, que
promoverá aumento na evaporação da água do solo. Esses impactos locais, somados
aos efeitos do aquecimento global e dos impactos das variações climáticas produzidas
pelos padrões interanuais e decenais, ocasionarão mais danos ao ambiente (Marengo
et al., 2011), tornando cada vez mais difícil a sustentação de espécies da fauna e flora
sobre essa porção da superfície terrestre.
Da mesma forma, a Amazônia exerce grande importância no balanço global
de carbono, por sua função na captação do carbono proveniente da atmosfera e sua
absorção pelas árvores e pelo solo. Como consequência do desmatamento direto e
das mudanças climáticas, o funcionamento do ecossistema florestal poderá ser
severamente prejudicado, quer pela redução de sua capacidade de reter carbono,
como pelo impacto negativo no funcionamento do ciclo hidrológico regional. A
exposição direta da superfície desnuda à insolação ocasionará o aumento da
temperatura do solo, que poderá contribuir para o processo gradual de savanização da
Amazônia.
Conforme Marengo et al. (2011), estudos observacionais mostram que, nos
últimos cinquenta anos, o Brasil teve um aquecimento de cerca de 0,7 ºC, sendo este
maior que a melhor estimativa de aumento médio global (0,64 ºC). Para a Amazônia,
todavia, não há evidência clara de diminuição de precipitações, ainda que se verifica
uma tendência significativa para condições mais secas na região sul da Amazônia nos
últimos trinta anos do século XX. É notório, todavia, um ligeiro aumento das chuvas no
norte da Amazônia, a partir de 1980, ao contrário da porção sul, que experimentou
uma diminuição das precipitações.
134
Todos os modelos estudados pelo IPCC estimam temperaturas em elevação
para a Amazônia, como claro efeito de um cenário de altas emissões. A melhor
estimativa sobre a elevação da temperatura entre o final do século XX (1980-1999) e o
final do século XXI (2090-2099), para o cenário de baixas emissões, é de 2,2 ºC e a
melhor estimativa, para o cenário de altas emissões, é de 4,5ºC (Marengo et al.,
2011). Portanto, durante o século XXI, os modelos globais projetam um clima bem
mais quente e seco na Amazônia, que podem afetar de forma significativa a
viabilidade da própria Floresta Amazônica e, em consequência, o agravamento das
condições de instabilidade climáticas regional e global.
Modelos mais completos, que consideram os feedbacks do ciclo de carbono e
a dinâmica da vegetação (ainda que considerem uma representação grosseira da
vegetação), demonstram, com nitidez, os efeitos da elevação da temperatura (torna o
clima mais quente e um tanto mais seco) sobre o balanço global de carbono e as
mudanças climáticas globais e regionais. Dessa forma, a degradação da vegetação
implica diretamente na redução da área florestal disponível para capturar carbono da
atmosfera, e no consequente aumento da emissão de carbono para a atmosfera, quer
pelo processo de decomposição da massa vegetal, como também por contribuição do
carbono anteriormente armazenado no solo. Esses processos contribuem para o
aumento na concentração de dióxido de carbono (CO2) na atmosfera, que culmina
com a intensificação do efeito estufa, com efeitos diretos sobre o clima local e o
regional.
Outro efeito a ser considerado, com respeito às alterações no ciclo hidrológico
causadas pelo aquecimento global ou por influência do desmatamento, é o processo
de recarga de aquíferos. A interferência antrópica, quer por desmatamento,
substituição da floresta por pastagem ou mesmo por processos de urbanização,
contribuem de forma significativa para as alterações acima comentadas, notadamente
pelo efeito de impermeabilização da superfície, que impede (ou dificulta) a infiltração
da água de precipitação através da superfície, ou, indiretamente, pela influência na
diminuição da precipitação. O aumento do escoamento superficial, particularmente,
ocasiona outros impactos na superfície terrestre, como a aceleração nos processos
erosivos e, por conseqüência, o assoreamento de drenagens.
Estimativa de longo prazo dos impactos das alterações climáticas na recarga
dos aquíferos brasileiros para 2050, conforme Döll e Flörke (2005), baseado nos
cenários A2 (mais pessimista) e B2 (mais otimista) de previsões de emissões de gases
de efeito estufa do IPCC (Modelo HadCM3), apontam para uma redução da ordem de
70% a 30% na região norte do Brasil. Esses impactos terão pouca influência nos
aquíferos confinados, porpem mais notáveis sobre aquíferos livres.
135
Como efeito da redução na recarga do aquífero, haverá uma diminuição no
processo de descarga para as drenagens, redução do rendimento da bacia, um
rebaixamento da superfície freática e, consequentemente, com impacto negativo sobre
a vegetação.
A região norte da cidade de Manaus, que envolve uma faixa de exposição de
rochas da Formação Alter do Chão, tema central deste trabalho, e que constitui
superfície livre para recarga do aquífero homônimo, constitui uma área ainda com
baixa ocupação e de uso do solo, portanto ainda bastante preservada em suas
características naturais. Tem a vantagem de envolver áreas com limitações nesse
processo de uso (áreas de proteção ambiental), ainda que compreenda dois grandes
projetos de assentamento rural - o Distrito Agropecuário da SUFRAMA (DAS) e o
Assentamento Tarumã Mirim. Ambos, esses projetos, por concepção, limitam o
desmatamento e, portanto, contribuem, dessa forma, para a preservação desse
ecossistema.
De acordo com estimativas estabelecidas por pesquisas anteriores (a
exemplo de Pineda, 2008; Tomasella et al., 2008), a infiltração de água no solo, nessa
região, depende das características da superfície, sendo maior onde a cobertura
vegetal é mais densa e superfície do terreno tiver mais baixa declividade (platô e vale
plano), e é menor onde a superfície se encontra com solo exposto e encrostado, como
também onde a declividade do terreno é maior (porções de vertente). Também
depende das características de grau de umidade do solo: solo seco absorve mais e
solo úmido absorve menos umidade. Solo saturado não permite a infiltração. De
acordo com medidas efetuadas por Dirane et al. (2011) em solos da porção nordeste
da cidade de Manaus, em superfície coberta pela vegetação a taxa de infiltração é da
ordem de 1035 ml/min, enquanto que, para solo exposto e não compactado é de cerca
de 36 ml/min e solo encrostado é de 6,33 ml/min.
Na área deste trabalho predomina (cerca de 80%) solo recoberto por
vegetação natural, cerca de 2% constitui á área ocupada perenemente por água
(drenagem) e o restante (cerca de 18%) representa as parcelas de vegetação
secundária, áreas cultivadas e solo exposto.
Apesar da baixa taxa de ocupação e uso do solo nessa região, estas se
limitam às margens das estradas e das drenagens principais, comumente não
respeitando os critérios concernentes a desmatamento, como as matas ciliares e de
encostas,
com
implicações
ambientais
diretas,
refletidas
principalmente
no
assoreamento de drenagens.
Um agravante desse processo de ocupação é, sem dúvidas, a abertura de
vias de acesso, na maioria das vezes em desrespeito aos critérios técnicos para
136
mitigação dos impactos ao ambiente, sobretudo quanto à execução de terraplenagens
profundas e transposição de vales drenagens menores, que na maioria das vezes são
completamente obstruídas. O resultado desses descasos é o aparecimento de
processos erosivos, que algumas vezes evoluem para voçorocamento, assim como o
barramento e estagnação da água aí acumulada, resultando na morte de vegetação e,
quando acontecem elevadas precipitações nessas áreas, o rompimento dos diques
(leito da estrada), enxurradas e outros danos.
137
6. CONCLUSÕES
A dinâmica do planeta Terra compreende diversos ecossistemas, cada um
dos quais com suas características peculiares, mas em perfeita harmonia natural
(estado de equilíbrio) entre si, assim como com a atmosfera. Qualquer distúrbio
produzido em um desses elementos implicará em efeitos nos demais, ocasionando,
assim, um desequilíbrio em todo o ambiente.
O quadro geológico e geomorfológico da região norte de Manaus, tema deste
trabalho, reflete, de modo direto, os resultados da ação interativa de todos os agentes
naturais que modelaram essa paisagem, incluindo os fatores geológicos e climáticos.
O estudo da paisagem, suportado em informações didponíveis, análises sobre
produtos gerados por processamento digital de imagens e observações de campo,
permite revelar os processos dinâmicos que atuaram sobre esses terrenos, e que
construíram, ao longo do tempo, o panorama atual. O entendimento desses
mecanismos, associados com a intervenção de fatoress antrópicos, permite, com boa
precisão,
antever
as
consequências
futuras
sobre
essa
paisagem
e,
conseguintemente, prever os efeitos sobre os seres vivos que a habitam.
Grande parte dessa porção territorial é recoberta por uma espessa cobertura
vegetal, com característica de autosustentabilidade, sendo essa recortada por uma
relativamente densa rede de drenagem, com padronização peculiar (sub-dendrítica e
com direção predominante para NW-SE), como consequência da atuação dos fatores
intervenientes.
A natureza clástica dos sedimentos que constituem os terrenos da região a
norte da cidade de Manaus, geneticamente pobres em nutrientes, somada às rígidas
condições de clima quente e úmido, e afetadas por processos geodinâmicos,
contribuem para a fragilização desse ambiente amazônico, com reflexo imediato na
floresta tropical amazônica, que já apresenta sinais de desequilíbrio, produzida pela
ação antrópica direta e pelas influências das mudanças climáticas globais. A produção
dessas alterações afeta diretamente o ambiente local, ocasionando distúrbios no
funcionamento do cliclo hidrológico, que se revertem, de forma danosa, em prejuízo do
funcionamento de todo o ambiente.
O escalonamento do relevo, na forma de patamares com diferentes níveis
topográficos, observado nos mapas topográfico, hipsométrico e de declividades do
relevo, é reflexo da ação tectônica, que produziu rupturas e deslocamentos por falhas,
com direção geral de caimento para sul na porção a sul do divisor topográfico (por
volta do km 60 da BR-174) e para norte, além dessa porção. A diferenciação no grau
138
de dissecação desses patamares é, da mesma forma, controlada fundamentalmente
por fatores geológicos (tectônicos e intempéricos). A mudança de comportamento
topográfico no techo de exposição da Formação Alter do Chão, com declive no sentido
do vale do rio Urubu (que é estabelecido por falhamento), mostra a influência desse
vale no processo de dissecação do relevo e escoamento de águas superficiais. Apesar
dessa configuração, não há registros sobre o posicionamento (declividade) dos
estratos da Formação Alter do Chão, nessa porção, ainda que os resultados do
levantamento geoelétrico realizado nessa porção da fronteira norte dessa unidade,
sugerem a ocorrência de um sistema com característica de camadas horizontalizadas,
perturbadas por variações litológicas laterais e por efeito de falhamentos.
A geometria das redes de drenagens, com suas características alongadas e
alinhadas segundo direções preferenciais de seus cursos (diretamente relacionados à
existência de lineamentos estruturais de direção NE-SW, NS e NW-SE), revela a
grande influência dos fatores tectônicos sobre o relevo, que controla a instalação das
drenagens. A ação geológica (erosão) dessas drenagens, associada com a forte
intensidade pluviométrica nessa região e o escalonamento topográfico, é responsável
pela grande intensidade do processo de dissecação do relevo, cujo grau depende
ainda de outros fatores geológicos (como natureza litológica e processo de
lateritização) e da vegetação A ocupação do solo, que implica invariavelmente em
atividades de desflorestamento, poderá contribuir para a aceleração do processo de
dissecação natural do relevo, ao longo de vetores bem definidos (estradas, por
exemplo), com efeitos sobre o processo de erosão do solo e assoreamento de
drenagens.
Da mesma forma, a morfologia do relevo e a orientação das drenagens, que
são reflexos da estruturação geológica, também exercem influência na dinâmica da
água subterrânea, uma vez que promovem alterações em algumas características do
fluxo, como o potencial hidráulico. Portanto, é importante o entendimento detalhado da
geometria e amplitude dessas feições, necessários para a realização de estudos de
planejamento e gestão desse importante recurso hídrico.
A avaliação da assimetria das bacias de drenagem dessa região mostrou que
apenas as bacias da porção oeste (rio Cuieiras/Branquinho e igarapé Tarumã Mirim)
apresentam maiores assimetrias (maiores basculamentos), o que sugere que apenas
estas
podem
exercer
influência
significariva
no
fluxo
subterrâneo.
Esse
comportamento diferenciado pode estar associado à influência das drandes feições
tectônicas regionais, como o lineamentos Manacapuru-Rio Negro e do baixo rio
Cuieiras.
139
Aparentemente, ao longo desse flanco norte da “bacia” Alter do Chão, o fator
que marcadamente controla o fluxo de água subterrânea, é a inclinação do substrato
da unidade Alter do Chão, com inclinação no sentido para o depocentro da bacia,
influenciada pela subsidência natural devida ao espessamento do pacote sedimentar
dessa unidade, nesse sentido. Esse comportamento é, todavia, alterado localmente
por fatores tectônicos (falhas), que promovem deslocamentos de blocos e, muito
provavelmente, basculamentos, conforme sugeridos pelo fator de assimetria de
algumas bacias de drenagem.
Embora as sondagens elétricas localizadas mais próximas a Manaus não
permitiram, por limitação de profundidade de alcance, revelar o limite inferior dessa
unidade litoestratigráfica, os dados obtidas, somadas com as informações de poços
disponíveis na periferia de Manaus (especialmente o Poço Manaus Estratigráfico da
Petrobrás) e ao longo do trecho de interesse, permitem estabelecer a configuração
sequencial dessas camadas litológicas, que se adelgaçam para norte, fazendo contato
superficial (por volta do km 94 da rodovia BR-174) com rochas mais antigas (Grupo
Trombetas). Esses resultados permitiram identificar, ainda que de forma indireta,
feições geoelétricas perfeitamente correlacionáveis com as litologias comumente
encontradas nessa porção da bacia do Amazonas, conforme constatado por meio de
informações litoestratigráficas de poços disponíveis, onde os valores de resistividade
se caracterizam como nitidamente relacionados a materiais sedimentares de
contituição argilosa a arenosa, incluído produtos de alteração e camadas de material
mais compactado. Esses resultados mostraram ainda, a existência de intercalações
entre materiais clásticos de granulometria mediana a fina, descontínuos lateralmente,
sendo essas descontinuidades muitas vezes produzidas por movimentações
tectônicas, que podem modificar a configuração original das camadas armazenadoras
de água subterrânea.
Os valores de resistividade elevados obtidos para níveis mais superficiais, no
domínio de rochas da Formação Alter do Chão, deve-se principalmente à presença de
produtos de intemperismo (latossolos e concreções lateríticas) e, eventualmente, á
existência de materiais arenosos e solos compactados, devido à intervenção humana.
Na porção mais a norte, na área da SEV9, localizada no domínio de rochas da
Formação Manacapuru (Grupo Trombetas), esses valores mais elevados nas porções
superiores, estão relacionados quer à presença de material grosseiro (conglomerático)
como à influência de rochas arenosas, litificadas, dessa unidade, que ocorrem a pouca
profundidade.
A oscilação média da ordem de 7,0 metros do nível freático (que corresponde
a uma taxa de variação de 2,9 mm/dia) na região da bacia do rio Preto da Eva, durante
140
o ano hidrológico 2010-2011, reflete não apenas a posição geográfica como também a
cota da superfície, sendo maior nas localizações de cotas mais elevadas. De um
modo geral, a superfície freática, nos poços de monitoramento, atingiu o nível mais
elevado (maior cota) um mês após o pico da estação chuvosa, e antes do pico da
estação seca (julho, agosto), enquanto que o nível mais baixo ocorreu durante a
estação chuvosa, com defasagem de 1 a 4 meses do pico de chuva, sendo essa
menor nos poços mais a jusante e maior nos poços mais a montante. O longo período
de retardo (4 meses) entre os picos mínimos de chuva e de cota do nível freático,
corresponde ao período de ocorrência de percolação da água através da zona não
saturada, quando o fluxo de base sustenta as drenagens, tornando-as perenes.
A taxa de recarga do aquífero Alter do Chão, facilitada pela extensa área de
cobertura vegetal (mais de 80% da área total) e elevada disponibilidade de água de
precipitação, se faz de forma bastante eficiente. No entanto, a eficiência no processo
de infiltração da água no solo depende, também, das características litológicas (mais
eficiente em solos arenosos) e declividade do terreno (mais eficiente em terrenos
planos ou de baixa declividade), que são, em grande parte, interdependentes. De um
modo geral, verifica-se uma predominância de áreas de platôs e vales, comparadas às
áreas de vertente, de modo que a taxa de infiltração e, em conseqüência, a percolação
e recarga do aquífero é bastante eficiente.
O impacto das mudanças climáticas globais e do processo de degradação
(por desmatamento) da floresta, conforme previsões de modelos adotados pelo IPCC,
se refletirão em redução de chuvas na Amazônia Ocidental, que colocará em risco não
apenas a subsistência da própria floresta, como também influenciará diretamente no
ciclo hidrológico, com reação em cadeia em todo o sistema. Esse quadro, associado
ao comportamento contrastante no regime de precipitação entre as bacias norte e sul
da Amazônia, poderá ocasionar um desequilíbrio na dinâmica das drenagens dessas
porções, como por exemplo, maiores volumes de água nos rios da Amazônia do Sul e
menores na Amazônia Norte.
Em termos sanitários, a região em apreço não tem tradição de uso de
agrotóxicos e tampouco de irrigação, de modo que o agente mais agressivo e que se
pode antever, a curto e médio prazo é, de fato, o processo de urbanização, quer
produzido pelo surgimento de aglomerações (vilas, comunidades), notadamente ao
longo das rodovias e cursos d’água perenes, como pela expansão da fronteira urbana
das cidades de Manaus e Rio Preto da Eva, principalmente.
Um procedimento usual, e infelizmente, de conotação danosa ao ambiente, é
a perfuração indiscriminada de poços para abastecimento de residências, feitos sem
critérios técnicos e de forma inadequada, que poderão vir a se tornar veículos de
141
contaminação de aquíferos. É necessário que o poder público, através dos órgão
competentes, exerçam um controle desses procedimentos e, se possível, com
orientação acerca dos cuidados necessários para a manutenção desses poços.
Dessa forma, estrategicamente para a população da região de Manaus, é
muito importante a preservação ambiental dessa porção territorial, devido sua maior
influência como área de recarga do aquífero Alter do Chão,
Para essa faixa de terreno (cerca de 12.000 km2), em que a geometria do
aquífero Alter do Chão (com adelgaçamento para norte) define um volume de rochas
saturadas da ordem de 8,7x1011 m3 (870 km3) e, considerando a porosidade efetiva de
15% (conforme definida por Aguiar et al., 2002), estima-se um volume de água
armazenado como da ordem de 130 km3. Esse estoque de água subterrânea tem
importância estratégica fundamental, devido ao fato de os mananciais superficiais
dessa região, serem, em sua grande maioria, efêmeros (exceção das drenagens
principais).
142
7. REFERÊNCIAS
Águas
do
Amazonas.
2011.
Relatório
Anual
de
Atividades
2010
(www.
aguasdoamazonas.com.br). Acesso: 03.05.2011.
Aguiar, C.J.B.; Horbe, M.A.; R Filho, S.F.; Lopes, E.S.; Moura, U.F.; Andrade, N.M. e
Diógenes, H.S., 2002. Carta hidrogeológica da cidade de Manaus. CPRM-AM Manaus,
Relatório Interno, 1-4.
Albuquerque, R. 2008. Assentados fornecem carvão para Manaus. Reportagem
divulgada
no
site:
http://www.oeco.com.br/reportagens/20154-carvao-de-
assentamento-para-manaus. Acesso: 11.05.2011.
Amaral, F.R. 2008. Análise geomorfológica e estrutural do paleocanal do TarumãMirim, noroeste da cidade de Manaus. Trabalho Final de Graduação, Universidade
Federal do Amazonas, Departamento de Geociências, Instituto de Ciências Exatas,
74p
ANA. 2006. Visão Estratégica para o Planejamento e Gerenciamento dos Recursos
Hídricos e do Solo, frente às mudanças climáticas e para o desenvolvimento
sustentável da Bacia Hidrográfica Amazônica. ANA, Brasília, Relatório Final, 117 p.
ANA. 2007. Disponibilidade e demanda de recursos hídricos no Brasil. Caderno de
Recursos Hídricos 2, Agência Nacional de Águas/Ministério do Meio Ambiente,
Brasília, 123p.
ANA. 2009. Conjuntura dos Recursos Hídricos no Brasil. Agência Nacional de Águas,
Brasília, 204p (http://conjuntura.ana.gov.br/ conjuntura/rh_ amazonica. Htm). Acesso:
22.10.2010.
ANA. 2010. Água no Brasil e no Mundo. Agência Nacional de Águas/MMA, Brasília,
(http://http://www.ana.gov.br/GestaoRecHidricos/InfoHidrologicas/docs/AguaNoBrasile
noMundo.html). Acesso: 15. 03.2011.
ANA. 2011. Conjuntura dos recursos hídricos no Brasil - Informe 2011. Agência
Nacional de Águas, Brasília (DF). Disponível no site: www.ana.gov.br. Acesso:
12.10.2012.
Andrade, C.A.C. e Cunha, F.M. 1971. Revisão geológica da bacia paleozóica do
Amazonas. Anais do 25º Congresso Brasileiro de Geologia, SBG, São Paulo. 3:93112.
143
Araujo, J.F.V.; Montalvão, R.M.G.; Lima, M.I.C.; Fernandes, P.E.C.A.; Cunha, F.M.B.;
Fernandes, C.A.C. e Basei, M. A. S. 1976. Projeto RADAMBRASIL. Folha SA.22Santarém. Geologia. Levantamento de Recursos Naturais. Rio de Janeiro:
MME/DNPM, Cap. 2, 10:29-139.
Assumpção, M., Ortega, R., Berrocal, J., Veloso, J. A. 1983. O sismo de Codajás-AM,
de 05.08.1983. Revista Brasileira de Geofísica, 2:39-44.
Assumpção, M. e Suarez, G. 1988. Source mechanism of moderate size earthquakes
and stress orientation in mid-plate South America: Geophysical Journal, 92:253-267.
Bemerguy, R.L. 1997. Morfotectônica e evolução paleogeográfica da região da calha
do Rio Amazonas. Tese de Doutorado, Centro de Geociências da Universidade
Federal do Pará, Belém, 200p.
Bemerguy, R.L.; Costa, J.B.S.; Borges, M.S. e SIlva Júnior, O.G. 2001. O relevo da
Amazônia: uma abordagem morfométrica e morfológica ao longo do rio Amazonas.
Anais do 7º Simpósio de Geologia da Amazônia, SBG/NO, Belém, V. 1, p. 11-14.
Bezerra, P.E.L. 2003. Compartimentação morfotectônica do interflúvio SolimõesNegro. CG/UFPA, Belém, 335p. Tese de Doutorado.
Bhattacharya, P.K. e Patra. H.P. 1968. Direct Current Geoelectric Sounding: principles
and interpretation. Elsevier Publishing, Armsterdam, 129p.
Bobachev, A. .; Modin, I.N. e Shevnin, V.A. 2001. IPI2Win, 1D interpretation os VES
profile, Versão 2.0, Geoscam/Moscow State University, Moscow. Disponível no site:
http://geophys.geol.msu.ru/ipi2win.htm.
Braga, A.C.O. 2007. Métodos Geoelétricos Aplicados - Módulo Hidrogeologia. UNESP,
Rio
Claro
http://www.rc.unesp.br/igce/aplicada/DIDATICOS/BRAGA/
Geofisica/Geoeletricos-V3.pdf). Acesso: 20.10.2010.
Bravard, S. e Righi, D. 1989. Geochemical differences in an Oxisol-Spodosol
Toposequence of Amazonia, Brazil. Geoderma, 44: 29-42.
Campos, J.N.P e Teixeira, L.B. (1988). Estilo tectônico da Bacia do Baixo Amazonas.
Anais do 35º Congresso Brasileiro de Geologia, SBG/NO, Belém, V. 5, p. 47-50.
Caputo, M.V. 1984. Stratigraphy, tectonics, paleoclimatology and paleogeography of
northern basins of Brazil. Santa Barbara, California University, 586p (PhD Thesis).
144
Caputo, M.V.; Rodrigues, R. e Vasconcelos, D. N. N. 1971. Litoestratigrafia da bacia
do rio Amazonas. Relatório Técnico Interno, PETROBRAS-RENOR, 72p.
Caputo, M.V.; Rodrigues, R. e Vasconcelos, D.N.N. 1972. Nomenclatura estratigráficas
da Bacia do Amazonas – histórico e atualização, 3, Belém (PA), Congresso Brasileiro
de Geologia, SBG, p.36 – 46.
Carvalho, J.S. e Conceição, D.A. 2004. Excursão Geológica Virtual ao longo da
rodovia BR-174, no trecho Manaus-Rio Abonari (km 207). Programa de Ações de
Extensão da Universidade Federal do Amazonas 2003/2004.
Carvalho, T.M. e Bayer, M. 2008. Utilização dos produtos da “Shutler Radar
Topography Mission” (SRTM) no mapeamento geomorfológico do Estado de Goiás.
Revista brasileira de Geomorfologia, Ano 9, No. 1.
Chauvel, A. 1982. Os latossolos amarelos, álicos, argilosos dentro dos ecossistemas
das bacias experimentais do INPA e da região vizinha. Supl. Acta Amazonica 12(3):
47-60.
Chauvel, A.; Lucas, Y. e Boulet, R. 1987. On the Genesis of soil mantle of the region of
Manaus, Central Amazonia. Experientia. 42:234-241.
Coelho, A.L. 2007. Aplicações de Geoprocessamento em bacias de Médio e Grande
Porte. Anais do XIII Simpósio Brasileiro de Sensoriamento Remoto, INPE,
Florianópolis,
p.
2437-2445
(http//marte.dpi.inpe.br/col/dpi.inpe.br/
sbsr@80/
2006/10.31.17.41/doc/2437-2445.pdf). Acesso: 18.08.2011.
Cordani, U.B.; Brito Neves, B.B., Fuck, R.A., Thomaz Filho, A. e Cunha, F.M.B. 1984.
Estudo preliminar de integração do pré-Cambriano com os eventos tectônicos das
bacias sedimentares brasileiras. Ciências Técnica Petróleo. Petrobrás. Centro de
Pesquisas e Desenvolvimento Leopoldo A. Miguez de Mello. Seção Exploração de
Petróleo, No. 15, 70p.
Correia, F.W.S.; Manzi, A.O.; Cândido, L.A.; Santos, R.M.N.; Pauliquevis, T. 2007.
Balanço de umidade na Amazônia e sua sensibilidade às mudanças na cobertura
vegetal. Ciência e Cultura. São Paulo, 59(3).
Costa, J.B.S. 1996. A neotectônica na Amazônia. Anais do 5º Simpósio de Geologia
da Amazônia, SBG/NO, Belém, 1: 35-8.
145
Costa, J.B.S.; Bemerguy, R.L.; Hasui, Y.; Borges, M. .; Ferreira Júnior, C.R.P.;
Bezerra, P.E.L.; Costa, M.L. e Fernandes, J.M.G. 1999. Neotectônica da região
Amazônica: aspectos tectônicos, geomorfológicos e deposicionais. Geonomos, UFMG,
Belo Horizonte, 4 (2): 23-44.
Costa, J.B.S. e Hasui, Y. 1997. Evolução geológica da Amazônia. In: Costa, M.L.,
Angélica, R.S. Contribuições à Geologia da Amazônia. Belém: FINEP/SBG- Núcleo
Norte, Vol.1, p.15-90.
Costa, J. B. S., Bemerguy, R. L., Hasui, Y. e Borges, M. S. 2001. Tectonics and
paleogeography along the Amazon river. Journal of South America Earth Sciences, 14:
335-47.
Costa, J.B.S.; Hasui, Y.; Borges, M.S.; Bemerguy, R.L.; Saadi, A. e Costa Júnior, P.S.
1994. Arcabouço tectônico meso-cenozóico da região da calha do Rio Amazonas.
Anais do 4º Simpósio de Geologia da Amazônia, SBG/NO, Belém, 1:47-50.
Costa, J.B.S.; Igreja, H.L.S.; Borges, M.S. e Hasui, Y. 1991. Tectônica mesozóicacenozóica da região norte do Brasil. Anais do 3º Simpósio Nacional de Estudos
Tectônicos, SBG/SE, Rio Claro, 1:108-10.
Costa, M.L. 1991. Aspectos geológicos dos lateritos da Amazônia. Revista Brasileira
de Geociências, 21(12): 146-160.
Costa, R.C.R.; Natali Filho, T. e Oliveira, A.A.B. 1978. Geomorfologia da Folha SA.20Manaus. In: BRASIL. Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto
Radambrasil. Folha SA.20-Manaus. Geologia, geomorfologia, pedologia, vegetação e
uso potencial da terra. Levantamento de Recursos Naturais. Rio de Janeiro:
MME/DNPM, Cap. 2, 18:165-244.
CPRM/SGB. 2007. Mapa de Domínios/Subdomínios Hidrogeológicos do Brasil. CPRM/
Serviço Geológico do Brasil, Rio de Janeiro (http://www.cprm.gov.br/publique/cgi/
cgilua.exe/sys/start.htm?infoid=756&sid=9. Acesso: 10.08.2010.
CPRM/SGB. 2010. Mapa Hidrogeológico da Folha SA.20 (Manaus). Companhia de
Pesquisa de Recursos Minerais/Serviço Geológico do Brasil. Versão CDRoom.
CPRM/SGB. 2011. Banco de dados GEOBANK (http://www.cprm.gov.br/). Acesso:
18.07.2011.
146
Cunha, F.M.B. 1982. Aspectos morfoestruturais do baixo Amazonas. Anais do 1º
Simpósio de Geologia da Amazônia, SBG/NO, Belém, 1: 75-83.
Cunha, F.M.B. 1988. Controle tectônico-estrutural na hidrografia na região do Alto
Amazonas. Anais do 35º Congresso Brasileiro de Geologia, SBG, Belém, 5: 22672276.
Cunha, F.M.B. 1991. Morfologia e neotectonismo do Rio Amazonas. Anais do 3º
Simpósio de Geologia da Amazônia, SBG/NO, Belém, p.193-210.
Cunha, P.R.C; Conzaga, F. G; Coutinho, L. F. C. e Feijó, F. J. 1994. Bacia do
Amazona, Boletim de Geociências da Petrobrás, Rio de Janeiro (RJ), 8(1): 47-55.
Cunha, P.R.C.; Melo, J.H.G. e Silva, O.B. 2007. Bacia do Amazonas. Boletim de
Geociências da Petrobrás, 15(2.): 227-251.
Daemon, R.F. e Contreiras, C.J.A. 1972. Zoneamento palinológico da Bacia do
Amazonas. Anais do 25º Congresso Brasileiro de Geologia, SBG, São Paulo, 3: 79-88.
Delgado, I.; Santos, R.A.; Pedreira, A.J. e Silveira Filho N.C. 2003. Mapa Tectônico do
Brasil. 1:5.000.000. CPRM.
Dias, A.C.C.P.; Neves, A.D.S. e Barbosa, R.C.M. 1980. Levantamento de solos da
Estação Experimental Rio Negro. Boletim Técnico da CEPLAC, 71:1-13.
Dino, R.; Silva, O.B. e Abrahão, D. 1999. Caracterização palinológica e estratigráfica
de estratos cretáceos da Formação Alter do Chão, Bacia do Amazonas. Boletim do 5º
Simpósio sobre o Cretáceo do Brasil, Rio Claro, SBG, UNESP, p. 557-65.
Dirane, A.C.M.; Molinari, D.C.; Donald, A.R. e Andrade, R.S. 2011. Capacidade de
infiltração do solo em áreas de risco a voçorocamento – Nova Vitória (Manaus - AM).
Disponível no site: www.geo.ufv.br/simposio/simposio/ trabalhos/trabalhos/011.pdf.
Acesso: 13.09.2011.
Dobrim, M.B. e Savit, C.H. 1988. Geophysical Prospecting. Fourth Ediction, McGrawHill, Geology Series, New York, 867p.
Döll, P.
and Flörke, M. 2005. Global-Scale Estimation of Diffuse Groundwater
Recharge. Model Tuning to Local Data for Semi-Arid and Arid Regions and
Assessment of Climate Change Impact. Frankfurt Hydrology, Frankfurt, 26p.
147
Drucker, D.P. 2001. Modelagem Hidrológica de uma Microbacia em Manaus, AM,
Brazil. Contribuição Brasileira-Européia ao Experimento de Grande Escala da
Biosfera-Atmosfera na Amazônia. ESALQ, Piracicaba, Brazil.
Eiras, J.F., Becker, C.R., Souza, E.M., Gonzaga, F.G., SIlva, J.G.F., Daniel, L.M.F.,
Matsuda, N.S. e Feijó, F.J. 1994. Bacia do Solimões. Boletim de Geociências da
Petrobrás, 8(1): 17-45.
EMBRAPA. 1999. Centro Nacional de Pesquisa de Solos (Rio de Janeiro, RJ).
Sistema Brasileiro de Classificação de Solos. Brasília: Embrapa Produção da
Informação; Rio de Janeiro: Embrapa Solos, 412p.
Feitosa, F.A.A. e Manoel Filho, J. 2000. Hidrogeologia - Conceitos e Aplicações. 2ª
Edição. CPRM/REFO, LABHID-UFPE, Fortaleza, 391p
Fernandes Filho, L. A. 1996. Geologia, mineralogia, geoquímica dos lateritos de
Manaus-Amazonas. Dissertação de Mestrado, CG/UFPA, Belém, 96p.
Fernandes Filho, L.A.; Costa, J.B.S. e Costa, M.L. 1995. Bacia de Manaus: uma
estrutura pull-apart do Quaternário. Anais do 5º Simpósio Nacional de Estudos
Neotectônicos, SBG, Gramado, p. 425-6.
Fernandes Filho, L.A.; Costa, M.L. e Costa, J.B.S. 1997. Registros neotectônicos nos
lateritos de Manaus-Amazonas. Geociências, 16(1): 9-33.
Ferreira, S.J.; Luizão, F.J. e Dallarosa, R.L. G. 2005. Precipitação interna e
interceptação em floresta de terra firme submetida à extração seletiva de madeira na
Amazônia Central. Revista Acta Amazônica, 35(1):55-62.
Fetter, C.W. 2001. Applied Hidrogeology. Prentice Hall, New Jersey (USA), 598p
Figuerola J.C., 1974. Métodos Elétricos. In: Tratado de Geofísica Aplicada. Madrid
(Espanha): Madrid. Cap. 5, p379-401.
Filizola, N.; Guyot, J.L.; Molinier, M.; Guimarães, V.; Oliveira, E. e Freitas, M.A.V.
2002. Caracterização Hidrológica da Bacia Amazônica. In; Rivas & Freitas (Org.)
Amazônia uma perspectiva interdisciplinar, Manaus, Ed. EDUA, p.33-53.
FISRWG.
1998.
Figura
do
Ciclo
Hidrológico.
Obtida
no
http://www.limpoporak.com/pt/rio/ hidrologia/principles. Consulta em: 16.07.2010.
site:
148
Franzinelli, E. e Igreja, H.L.S. 1990. Utilização do sensoriamento remoto na
investigação da área do Baixo Rio Negro e Grande Manaus. Anais do VI Simpósio
Brasileiro de Sensoriamento Remoto, 3:641-648.
Franzinelli, E. e Piuci, J. 1988. Evidências de neotectonismo na Bacia Amazônica.
Anais do 7º Congresso Latino-Americano de Geologia, SBG, Belém. 1 80-90.
Gallas, J.D.F. 2000. Principais métodos geoelétricos e suas aplicações em prospecção
mineral, hidrogeologia, geologia de engenharia e geologia ambiental. Tese de
Doutorado, UNESP, Rio Claro, 259p.
Garcez, L.N. e Alvarez, G.A. 2002. Hidrologia. 2a Edição Revisada e Atualizada.
Edgard Blücher Ltda., São Paulo (SP), 291p.
Garcia, E. 2005. Manaus, Referências da História. 2ª Ed., Editora Norma, Manaus,
195p.
Gontijo, A.H.F. 1999. Morfotectônica do Médio Vale do Rio Paraíba do Sul: Região da
Serra da Bocaina, Estados de São Paulo e Rio de Janeiro. Tese de Doutorado,
UNESP, Rio Claro, 259 p.
Grohmann, C.H.; Riccomini, C. e Steiner, S.S. 2008. Aplicações dos Modelos de
Elevação SRTM em Geomorfologia. Rev. Geografia Acadêmica,.2(2): 73-83.
Guerra, A.J.T. 2003. A contribuição da geomorfologia no estudo dos recursos hídricos.
Bahia Análise & Dados Salvador, No. Especial, 13: 385-389.
Hartman, D.L. 1994. Global Physical Climatology. Academ,ic Press, California, 410p.
Hasui, Y. 1990. Neotectônica e aspectos da tectônica ressurgente no Brasil. Anais do
1º Work-Shop sobre Neotectônica e Sedimentação Cenozóica no Sudeste do Brasil,
SBG/SE, Belo Horizonte, p. 1-31.
Hasui, Y. 1996. Evolução geológica da Amazônia. Anais do 5º Simpósio de Geologia
da Amazônia, SBG/NO, Belém,1: 31-4.
Hasui, Y.; HaralY, N.L. e Schobbenhauss, C. 1984. Elementos geofísicos e geológicos
da região Amazônica: subsídios para o modelo geotectônico. Anais do 2º. II
Symposium Amazônico, SBG, Belém, p. 129-48.
Hoekstra, A.Y. e Hung, P.Q. 2003. Virtual Water Trade: A Quantification of Virtual Water
Flows Between Nations in Relation To International Crop Trade. Value of Water Research
149
Report Series, N. 11,IHE, Delft, Holanda. In: Godoy, A. M. G. e Lima, A. J. Água virtual e
comércio internacional desigual, UFPR, Curitiba (www.economiaetecnologia.ufpr.br).
Acesso: 18.03.2009.
Hoorn, C. 1993. Marine incursions and influence of Andean tectonics on the Miocene
depositional history of northwestern Amazonian: results of a palynostratigraphic study.
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 105, p. 267-309.
Horbe, A. M. C.; Nogueira, A. C. R.; Horbe, M. A.; Costa, M. L. e Suguio, K. 2001. A
lateritização na gênese das superfícies de aplainamento da região de Presidente
Figueiredo-Balbina, nordeste do Amazonas. In: Reis, N. J. e Monteiro, M. A. S. 2001.
Contribuição à Geologia da Amazônia. Volume 2. SBG-NO, Manaus, p.145-176.
IBGE. 2006. Geografia do Brasil. Fundação Instituto Brasileiro de Geografia e
Estatística, Rio de Janeiro. Unidade de Relevo IBGE.
Igreja, H.L.S. e Franzinelli, E. 1990. Estudos neotectônicos na região do baixo Rio
Negro-centro-nordeste do Estado do Amazonas. Anais do 36º Congresso Brasileiro de
Geologia, SBG/NO, Manaus, 5: 2099-2108
Iriondo, M.H. 1982. Geomorfologia da planície Amazônica. Atas do 4º Simpósio do
Quaternário no Brasil, SBG/SE, Rio de Janeiro, p. 323-48.
Issler, R.S.; Andrade A.R.E.; Montalvão R.M.G.; Guimarães G.; Silva G.G. e Lima,
M.I.C. 1974. Geologia da Folha SA.22 - Belém. In: Brasil. Projeto RADAMBRASIL,
Levantamento de Recursos Naturais, Vol 5, DNPM, Rio de Janeiro. .
Latrubesse, E., Franzinelli, E. 2002. The holocene alluvial plain of the middle Amazon
river, Brazil. Geomorphology, 44:. 241-57.
Leal, R. e Santo, S.M. 2008. Água Subterrânea. UEFS, Feira de Santana (BA). Nota
de Aula. 5p.
Leopoldo, P. R.; Franklin, W. e Salati, E. 1982. Balanço hídrico de pequena bacia
hidrográfica em floresta amazônica de terra firme. Acta Amazônica, Manaus,
12(2):333-337.
Linsser, H. 1974. Interpretação das anomalias gravimétricas regionais na área
Amazônica. Boletim Técnico da Petrobrás, 17(1): 3-15,
Loke, M.H. e Barker, R.D. 1996. Rapid least-squares inversion of apparent resistivity
pseudosections by a quasi-Newton method. Geophysical prospecting, 44:131-152.
150
Lourenço, R.S.; Montalvão, R.M.G.; Pinheiro, S.S.; Fernandes, P.E.C.A.; Pereira, E.R.;
Fernandes, C.A.C. e Teixeira, W. 1978. Geologia das Folhas SA.20 Manaus. In: Brasil.
Projeto RADAMBRASIL, Geologia, geomorfologia, pedologia, vegetação e uso
potencial da terra, Vol. 18, DNPM, Rio de Janeiro, p.19 -164.
Luizão, F.J. e VasconceloS, H.L. 2003. Floresta Tropical Úmida (Manaus) - Site 1.
Boletim
Técnico
da
CEPLAC
71:1-13
(www.miniweb.com.br/
geografia/artigos/vegetação/ port_site01.pdf,). Acesso: 12.12.2008.
Maia, R.G.N.; Godoy, H.O.; Yamaguti, H.S.; Moura, P.A.; Costa, F.S.F.; Holanda, M.A.
e Costa, J.A. 1977. Projeto carvão no alto Solimões. Relatório Final, Manaus,
CPRM/DNPM, v.1, 142p.
Maia, T.F. A. e Silva, C.L. 2009. Elaboração de modelos digitais de elevação como
auxiliares à interpretação geológica e geomorfológica da região de ManausAmazonas-Brasil. Anais do XVIII Congresso de
Iniciação Científica, Programa
PIBIC/UFAM, Manaus, 24p.
Marengo, J.A. 2004. Interdecadal variability and trends of rainfall across the Amazon
basin. Theoretical and Applied Climatology, 78:.79-96.
Marengo, J.A.; Alves, L.M.; Valverde, M.C.; Laborbe, R. e Rocha, R.P. 2007. Eventos
extremos em cenários regionalizados de clima no Brasil e América do Sul para o
século XXI: Projeções de clima futuro usando três modelos regionais. Relatório 5,
CPTEC/INPE, IAG/USP, São Paulo, 77p.
Marengo, J.; Nobre, C.A.; Chou, S.C.; Tomasella, J.; Sampaio, G.; Alves, L.M.;
Obregón, G.O.; Soares, W.R.. 2011. Riscos das Mudanças Climáticas no Brasil.
Análise Conjunta Brasil-Reino Unido sobre os Impactos das Mudanças Climáticas e do
Desmatamento na Amazônia.
Marengo, J.A. e Valverde, M.C. 2007. Caracterização do clima no Século XX e
Cenário de Mudanças de clima para o Brasil no Século XXI usando os modelos do
IPCC-AR4. Revista Multiciência, Ed. No. 8, Campinas (SP), 24p.
Mendes, L.D.; Fernandes, N.F.; Gontijo-Pascutti, A.H.F. 2007. Morfotectônica da bacia
hidrográfica do rio Bonito, Petrópolis, RJ. Revista Brasileira de Geomorfologia, 8(1):
63-77.
Milani, E.J., Zalán, P.V. 1999. An outline of the geology and petroleum systems of
paleozoic interior basins of south America. Episodes, v. 22, n0. 3, p. 199-205.
151
Milani, E.J., Thomaz FIlho, A. 2000. Sedimentary basins of South America. In: Cordani,
U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A., Campos, D.A. Tectonic evolution of South
America, 31st. International Geological Congress, Rio de Janeiro:, p. 389-449.
Mioto, J.A. 1993. Sismicidade e zonas sismogênicas do Brasil. Tese de Doutorado,
IGCE/UNESP, Rio Claro, Vol. 1 e 2.
Miranda, F.P. 1984. Significado geológico das anomalias morfoestruturais da Bacia do
Alto Amazonas. Anais do 2º Simpósio Amazônico, SBG/NO, DNPM, Manaus, V. 1, p.
103-116.
MMA. 2006. Caderno da Região Hidrográfica Amazônica. Ministério do Meio
Ambiente/Secretaria de Recursos Hídricos, Brasília (DF), 126p.
MMA. 2007. Águas subterrâneas: um recurso a ser protegido. Secretaria de Recursos
Hídricos e Ambiente Urbano do Ministério do Meio Ambiente. Brasília.
Monteiro, I. 2010. Águas Turbulentas. Revista Água e Meio Ambiente Subterrâneo,
ABAS, São Paulo, Ano 3, Número 18, p. 16-23.
Nascimento, D.A.; Mauro, C A. e Garcia, M.G.L. 1976. Geomorfologia da Folha SA.21Santarém. In: BRASIL. Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto
RADAMBRASIL, Levantamento de Recursos Naturais, Folha SA.22-Santarém.
Geologia, geomorfologia, pedologia, vegetação e uso potencial da terra. Rio de
Janeiro: MME/DNPM, v. 10, cap. 2, p. 131-98.
Nascimento, J.L.A. 2009. Uso de Geotecnologias no Monitoramento de Unidades de
Conservação: Ocupações Peri-urbanas na APA Margem Esquerda do Rio Negro –
Manaus. Dissertação de Mestrado. CASA-UFAM, Manaus, 118p.
Neves, C.A. O. 1990. Prospectos potenciais e áreas prioritárias para exploração na
Bacia do Amazonas. Boletim de Geociências da Petrobrás, 4(1): 95-103.
Nogueira, A.C.R.
1999.
Depósitos
costeiros
neoproterozóicos
da
Formação
Prosperança, município de Presidente Figueiredo, estado do Amazonas. Anais do 6º
Simpósio de Geologia da Amazônia, Manaus, p. 412-415.
Oliveira, C.G. e Paradella, W.R. 2008. An assessment of the altimetric information
derived from spacebourne SAR (RADARSAT-1, SRTM3) and optical (ASTER) data for
cartographic application in the Amazon region. Sensors, 8: 3819-3829.
152
Orrellana, E. 1972. Prospeccion Geoelectrica en Corriente Continua. Ed. Paraninfo,
Madrid. 523 p.
Parasnis, D.S. 1976. Geofísica Minera. Paraninfo, Madrid, 376p.
Pedrosa, C.A. e Caetano, F.A. 2002. Águas Subterrâneas. Agência Nacional de
Águas, Superintendência de Informações Hidrológicas, Brasília, Apostila, 85p.
Pineda, L.A.C. 2008. Estudo observacional e de modelagem hidrológica de uma microbacia em floresta não perturbada na Amazônia Central. Tese de Doutorado. INPE, São
José dos Campo (SP), 241 p.
Pinheiro, T.F.; Soares, J.V.; Rennó, C.D. e PIC, A. 2007. Análise da variação espacial
da biomassa por imagens SAR simuladas para o MAPSAR (Multi-Application Purpose
SAR) em uma floresta de terra-firme da Amazônia Central. Anais XIII Simp. Bras. Sem.
Remoto, INPE, Florianópolis, Brasil, p. 1809-1816.
Pinto, W.H. . 2005. Geoprocessamento aplicado a análise físico-territorial da área do
Tarumã-AM. Dissertação de Mestrado, UFAM, Manaus, 91p.
Pinto, W.H.A. e Carvalho, A. S. 2007. Geoprocessamento aplicado à análise físicoterritorial da área do Tarumã-AM. Anais do XIII Simpósio Brasileiro de Sensoriamento
Remoto, INPE, Florianópilis, p.3003-3009.
Piuci, J. e Franzinelli, E. 1989. Neotectonismo na Bacia Amazônica. Anais do 1º
Congresso Brasileiro de Geofísica, SBGf, Rio de Janeiro, 1: 461-466.
Ranzani, G. 1980. Identificação e caracterização de alguns solos da Estação
Experimental de Silvicultura Tropical do INPA. Acta Amazônica, 10(n): 7-41.
Rebouças, A.C.; Braga, B. & Tundisi, J.G. 2006. Águas doces no Brasil: capital
ecológico, uso e conservação. Editora Escrituras, São Paulo, 3ª. Edição, 748p.
Reis, N.J.; Almeida, M.E.; Riker, S. L. e Ferreira, A.L. 2006. Geologia e Recursos
Minerais do Estado do Amazonas. Texto explicativo dos mapas geológico e de
recursos minerais do Estado do Amazonas, 1/1000000, Convênio CPRM/CIAMA-AM,
Manaus (AM), 64p.
Reis, N.J.; Fraga, L.M.; Faria, M.S.G. e Almeida, M.E. 2003. Geologia do Estado de
Roraima, Brasil. In: Geology Of France and Surrounding Areas – Special Guiana
Shield. No. 2-3-4, BRGM, p.121-134.
153
Robinson, D.A.; Campbell, C.S.; Hopmans, J.W.; Hornbuckle, B.K.; Jones, S.B. ;
Knight, R.; Ogden, F.; Selker, J. e Wendroth, O. 2008. Soil Moisture Measurement for
Ecological and Hydrological Watershed-Scale Observatories: A Review. Vadose Zone
Journal, 7: 358-389.
Saadi, A.; Machette, M.N.; Haller, K.M.; Dart, R.L.; Bradley, L.A. e Souza, A.M.P. D.
2002. Map and database of quaternary faults and lineaments in Brazil. USGS-Project
of the International Lithosphere Program Task Group II-2, Major Active Faults of the
World, 58p.
Sant’anna, C.B.C. 2007. Mapeamento da alteração de cobertura vegetal no Distrito
Agropecuário da SUFRAMA (DAS) utilizando séries temporais de sensores remotos.
Dissertação de Mestrado. Universidade Federal do Amazonas, Manaus, 75p.
Santos, J.O.S. 1978. Magmatismo Básico-Alcalino no Proterozóico Superior da
Plataforma Amazônica. Anais do 30º Congresso Brasileiro de Geologia, Recife,
3:.1309-1322.
Santos, J.O.S.; Faria ,M. S. G.; Hartmann, L.A. e Mcnaughton, N.J. 2002. Significant
Presence of the Tapajós – Parima Orogenic Belt in the Roraima Region, Amazon
Craton based on SHRIMP U-Pb zircon Geochronology. Anais do 41o Cong. Bras. Geol,
SBG, João Pessoa, p. 336. Resumo.
Santos, J.O.S.; Hartmann, L.A.; Faria, M.S.G.; Riker, S.R.L.; Souza, M.M.; Almeida,
M.E. e Mcnaughton, N.J. 2006. A Compartimentação do Cráton Amazonas em
Províncias: Avanços ocorridos no período 2000-2006. Anais do 9º Simpósio de
Geologia da Amazônia, SBG-NO, Belém, CD-ROM.
Santos, M.S.T. e Sá, N.C. 2006. O uso do GPS em levantamentos geofísicos
terrestres. Revista Brasileira de Geofísica, SBGf, Rio de Janeiro, 24(1):63-80 (ISSN
0102-261X)
Sapucci. L.F. 2001. Estimativa do vapor d’água atmosférico e avaliação da modelagem
do atraso zenital troposférico utilizando GPS. Dissertação de Mestrado, UNESP,
Presidente Prudente (SP), 167p.
Sarges, R. R.; Silva, T. M. Riccomini, C. 2011. Caracterização do relevo da região de
Manaus, Amazônia Central. Revista Brasileira de Geomorfologia, Rio de Janeiro, 12
(1):95-104.
154
SBGf. 2010. Estudo preliminar revela maior reservatório de água do mundo. Boletim
da Sociedade Brasileira de Geofísica, SBGf, Rio de Janeiro, No 4, p.5.
Schobbenhaus, C. e Brito Neves, B.B. 2003. A Geologia do Brasil no Contexto da
Plataforma Sul-Americana. In: Bizzi, L. .; Schobbenhaus, C.; Vidotti, R.M. e Gonçalves,
J.H. 2003. Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil, CPRM-Serviço
Geológico do Brasil, Brasília, Capítulo 1, p.5-25.
Shiklomanov, I. A. 1999. World Water Resources and Their Use: a joint
StateHidrological
Institute/UNESCO
producte.
Disponível
em:
http://webworld.unesco.org/water/ihp/db/ shiklomanov. Acesso em agosto de 2006.
Silva, A.J.P.; Lopes, R.C.; Vasconcelos, A.M. E Bahia, R.B.C. 2003. Bacias
Sedimentares
Paleozóicas
e
Meso-Cenozóicas
Interiores.
In:
Bizzi,
L.
A.;
Schobbenhaus, C.; Vidotti, R. M. e Gonçalves, J. H. 2003. Geologia, Tectônica e
Recursos Minerais do Brasil, CPRM-Serviço Geológico do Brasil, Brasília, Cap. II,
p.55-85.
Silva, C.L. 2005. Análise da tectônica cenozóica da região de Manaus e adjacências.
UNESP, Rio Claro (SP), Tese de Doutorado, 309p.
SIlva, C.L., Bezerra, D., Souza, L.S.B., Oliveira, T.S., Brito, F.J., Jovinape Filho, A.,
Barros, D., Cunha, E., Freitas, R., Castro, L.A., Santos, W., Simões, C., Carvalho, A.
S., Nogueira, A. C. R., Carvalho, J. S., Amaral, E. S. 2000. Análise da drenagem na
região leste da cidade de Manaus: subsídios à investigação tectônica. Anais da II
Mostra da Produção Técnico Científica da Universidade do Amazonas (Resumos).
Universidade do Amazonas, Manaus, p.52. Resumo.
Silva, C.L.; Crosta, A.; Morales, N.; Borges, M.S.; Costa, S.S.; Horbe, A. M. C.; Rueda,
J. R. J. e Horbe, M. A. 2003a. Análise morfotectônica da região sudeste de Manaus
por meio de modelo tridimensional de terreno. In: Anais do 8º Simpósio de Geologia da
Amazônia, SBG/NO, Manaus. Meio digital.
Silva C.L.; Crosta A.P.; Morales, N.; Costa, S.S. e Rueda, J.R. J. 2004. Uso de modelo
digital de terreno (SRTM) na elaboração de mapas temáticos aplicados a análise
morfotectônica: exemplo da região sudoeste de Manaus - AM. Anais do 52º Congresso
Brasileiro de Geologia, Araxá, Anais, p. Resumo.
Silva, C.L.; Morales, N.; Crosta, A.P.; Costa, S.S. e JImenez-Rueda, J.R. 2007.
Analysis of tectonic-controlled fluvial morphology and sedimentary processes of the
155
western amazon basin: an approach using satellite images and digital elevation model.
Anais da Academia Brasileira de Ciências, 79(4): 693-711.
Silva, C.L.; Rueda, J.R.J.; Costa, S.S.; Borges, M.S. 2002. Tectônica cenozóica e
relações geomorfológicas da Região de Urucu-Folha Coari, Estado do Amazonas.
Anais do 51º Congresso Brasileiro de Geologia, SBG, João Pessoa (PB), p. 367.
Resumo.
Sombroek, W. 2000. Amazon landforms and soils in relation to biological diversity. Acta
Amazônica, 30(1): 81-100.
Sophocleous, M.2004. Groundwater recharge. In: Groundwate, [Eds. Luis Silveira,
Stefan Wohnlich and Eduardo J. Usonoff], in:Encyclopedia of Life Support Systems
(EOLSS), Developed under the Auspices of the UNESCO, Eolss Publishers, Oxford,
UK, [http://www.eolss.net].
Souza, M.M. 1974. Perfil Geológico da Br-174 (Manaus-Boa Vista) no trecho: Manaus
– Serra do Abonari. Anais do 28º Congresso Brasileiro de Geologia, SBG, Porto
Alegre, 2: 83.
Souza, V.S. e Nogueira, A.C.R. 2009. Seção geológica Manaus – Presidente
Figueiredo (AM), borda norte da Bacia do Amazonas: um guia para excursão de
campo. Revista Brasileira de Geociências, SBG, Rio de Janeiro, 39(1): 16-29.
Souza, L.B. e Verma, O.P. 2006. Mapeamento de aqüíferos na cidade de Manaus /
AM (zonas norte e leste) através de perfilagem geofísica de poço e sondagem elétrica
vertical. Revista de Geologia, UFC, Fortaleza (CE), 19(1): 111-127.
Souza-Lima, W. e Hamsi Júnior, G.P. 2003. Origem, evolução e classificação das
bacias sedimentares. Fundação Paleontológica Phoenix, Ano 5, Número 49
(http://www.phoenix.org.br/Phoenix49_Jan03.html). Acesso: 22.05.2010.
Sternberg, H.O.R. 1950. Vales tectônicos na planície amazônica?. Revista Brasileira
de Geografia, 12(4): 3-26.
Tarboton, D.G. 2003. Rainfall-Runnof Process. Utah State University. Utah, 159p.
Tassinari, C.C.G. e Macambira, M.J.B. 1999. Geochronological Provinces of the
Amazonian Cráton. Episodes, 22 (3):174-182
Tassinari C.C.G. e Macambira, M.J.B. 2004. A Evolução Tectônica do Cráton
Amazônico. In: Mantesso-Neto, V., Bartoreli, A., Carneiro, C.D.R., Brito-Neves, B.B.
156
(eds), Geologia do Continente Sul-Americano - Evolução da Obra de Fernando Flávio
Marques de Almeida. São Paulo, Ed. Beca, p. 471-485.
Teixeira, W. 1978. Significação tectônica do magmatismo anorogênico pré-cambriano
básico e alcalino na região Amazônica. Anais do 30º Congresso Brasileiro de
Geologia, Recife, 1: 491-505.
Teixeira, W.; Toledo, M. C. M.; Fairchild, T. R. & Taioli, F. 2001. Decifrando a Terra.
Oficina de Textos, São Paulo, 568p.
Telford, W.M.; Geldart, L P. e Sheriff, R.E. 1990. Applied Geophysics. 2a. Ed.,
Cambridge University, Cambridge. 770 p.
Tomasella, J. e Rossato, L. 2005. Balanço hídrico. Tópicos em Meio Ambiente e
Ciências Atmosféricas (INPE-13140-pre/8399), INPE, São José dos Campos, 12p.
Tomasella, J.; Hodnett, M.G.; Cuartas, L.A.; Nobre, A.D. Waterloo, M.J. e Oliveira,
S.M. 2008. The water balance of na Amazoniam micro-catchment: the effect of
interannual variability of rainfall on hydrological behaviour. Hidrological Processes, 22,
p. 2133-2147.
Tricart, J. L. 1977. Tipos de planícies aluviais e de leitos fluviais na Amazônia
brasileira. Revista Brasileira de Geografia, Rio de Janeiro, 39(2):03-40.
Tucci, C.E.M. 2001. Apreciação do PNRH e visão prospectiva dos programas e ações.
Agência Nacional de Águas, Brasília, 53p.
Tundisi, J.G. 2005. Água no século XXI: Enfrentando a Escassez. RiMa, São Carlos
(SP), 2ª Ed., 260p.
USGS. 2010. Site: http://www.usgs.gov. Consulta efetuada em 08 de junho de 2010.
Valério C.S.; Souza, V.S.; Macambira, M.J.B. e Galarza, M.A. 2006. Aspectos
geoquímicos e idades Pb-Pb da borda sudeste do Batólito São Gabriel, Município de
Presidente Figueiredo (AM), Escudo das Guianas: implicaçãoes tectônicas. Anais do
9º Simpósio de Geologia da Amazônia, SBG-NO, Belém. Meio digital.
Varejão-Silva, M.A. 2006. Meteorologia e Climatologia. Recife (PE). Versão Digital.
Varella Neto, P.L. 2008. Água: uso e gestão no século XXI – Águas subterrâneas:
reservas de oportunidades para o desenvolvimento social e econômico. Geociências,
São Paulo, Vol. 27, No. 1.
157
Wanderley Filho, J.R. 1991. Evolução estrutural da Bacia do Amazonas e sua relação
com o embasamento. Dissertação, CG/UFPA, Belém, 125p.
Wanderley Filho, J.R.; Travassos, W.A.S. e Alves, D.B. 2006. O diabásio nas bacias
paleozóicas amazônicas - herói ou vilão? Boletim de Geociências da Petrobrás, Rio de
Janeiro, 14(1): 177-184.