Em virtude das diferenças hidrogeológicas entre os aquíferos fissurais e os granulares, os estudos mais modernos apontaram a necessidade de uma nomenclatura mais adaptada às suas características. Hausman (1982) define como abertura efetiva média de uma fratura como sendo a área da fratura através da qual a água circula. Representam para a fratura o que a porosidade efetiva significa para o meio granular. As superfícies de descontinuidades apresentam um arranjo geometrico particular, o qual se reflete, de forma marcante, nas características hidrogeológicas do aquífero. A combinação de diferentes formas de descontinuidades e suas aberturas, determinam a condutividade hidráulica, ou seja, o volume de água que flui através das fraturas.
A complexidade do meio fissural é determinada, principalmente, pelo grau de fraturamento e muito pouco pelas características litológicas. A permeabilidade do sistema fraturado apresenta variações bastante acentuadas e, em muitas situações, não obedece a Lei de Darcy. A variação de rendimento de um aquífero fraturado depende, principalmente, da intensidade das forças que determinaram a extensão do fraturamento. As superfícies de descontinuidades, através das quais a água circula, por não apresentarem a mesma abertura ao longo de sua extensão, bem como as paredes não possuem a mesma rugosidade, fazem variar a condutividade hidráulica, tanto na direção horizontal quanto na vertical. Estas variações de
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aberturas efetivas se devem não somente à variação na geométria das fendas mas também às mineralizações secundárias presentes nas fraturas.
A quantificação do sistema aquífero, no entanto, depende antes de tudo, da compreensão das características geológicas que deram origem à existência do reservatório de água subterrânea. Não há dúvidas de que fraturas constituem um meio aquífero, independentemente do tipo de matriz rochosa que sofreu esforços. Larsson (1977) afirma que a quantidade de água armazenada numa fratura depende de seu tipo e origem.
Os materiais geológicos se encontram submetidos a esforços naturais que variam em função de sua história geológica. Estes esforços se referem à pressão litostática, que depende do peso dos materiais sotopostos e, principalmente aos esforços originados pela tectônica de placas. O movimento translacional de placas litosféricas constitui a fonte principal dos esforços atuantes nas rochas da crosta terrestre. Através de uma análise estrutural cinemática é possível estimar a orientação e as magnitudes relativas das principais esforços atuantes durante um episódio de deformação.
Em conseqüência desses esforços tectônicos e de suas variações com a profundidade, feições estruturais podem ser originadas. Assim, em altas profundidades, onde reinam pressões e temperaturas elevadas, o meio rochoso se comporta de maneira dúctil e as estruturas geradas são caracterizadas por bandamentos e foliações originadas por fluxo de estado sólido. Nas partes mais superficiais da crosta, devido a menores pressão e temperatura, os litotipos sofrem uma deformação rúptil ou quebradiça representada por fraturas de diversas orientações. Os aquíferos de terrenos cristalinos, portanto se concentram na porção da crosta onde atuam uma deformação rúptil.
As tensões tectônicas atuam principalmente no sentido tangencial à crosta terrestre (Costa & Braz da Silva, 1997) e promovem estruturas distintas em um corpo rochoso, dependendo da orientação e tipo de esforço (tracional ou compressivo). (i) a primeira situação, com 1 sendo um
esforço compressivo é horizontal e 3 esforço tracional vertical, ocorrem rupturas de
cisalhamentos conjugados (figura 3.12a); (ii) na situação em que 3 é uma tração horizontal,
podem ser geradas rupturas verticais extensionais e cisalhamentos conjugados (figura 3.12b). O esforço 2 é intermediário e pode corresponder a uma tração ou a uma compressão. Importante
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ressaltar que as rupturas extensionais tendem a ser abertas, enquanto que as de cisalhamento tendem a ser fechadas.
Outra associação comum é a de uma deformação ruptural a uma deformação de dobramento (figura 3.13). Neste caso, durante o dobramento de um litotipo em condições ideais, tensões de tração (
1) na parte externa da dobra e de compressão (
c) na parte interna sãogeradas formando, respectivamente, no topo rupturas de tração paralelas ao eixo da dobra e enrugamentos na base.
Figura 3.13 – Fraturas de tração e enrugamento associado a um dobramento. (Fonte: apud: PINÉO, 2005).
Um corpo rochoso com uma orientação planar (estratificação, foliação ou xistosidade) geralmente se comporta de modo diferente daqueles apresentados na figura 3.13, quando submetido a uma tectônica rúptil. Como estes planos possuem resistência inferior ao do restante da rocha a ruptura é favorecida a estas zonas de fraqueza e ocorrem paralelamente a elas.
Figura 3.12–a) Bloco diagrama exibindo fraturas de cisalhamento formadas de acordo com os esforços representados pelo elipsóide ao lado. b) Fraturas de cisalhamento e de tração originadas conforme a orientação dos esforços representados pelo respectivo elipsóide.
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Os meios rochosos podem ainda sofrer um fraturamento associado ao alívio de tensões, por ação de processos exógenos (erosão). Quando o regolito de um maciço rochoso é retirado por erosão, a tensão vertical passa a ser tracional, promovendo a formação de planos de ruptura perpendiculares a ela e paralelas à superfície topográfica. Estas estruturas são denominadas de juntas de alívio e podem ser favorecidas também pela existência de descontinuidades pretéritas (foliação, xistosidade, fraturas, etc).
As tensões em profundidade na crosta são controladas pela tensão tectônica regional (Stephansson et al, 1986; Klein e Barr, 1986 apud Banks et al, 1996 superposta a pressão decorrente do peso das camadas sobrejacentes. Próximo a superfície, o campo de tensões regionais está sujeito a variações locais causado por anomalias topográficas ou por descontinuidades geológicas (Fairhurst, 1986 apud Banks et al, 1996).
Merecem destaque, as fraturas de extensão que por serem penetrantes, terem dimensões consideráveis e serem muito retas e abertas, podem ser preenchidas por diques ou servir para armazenamento de água subterrânea (Larsson, 1997). Com base nessas observações, esse autor propôs um modelo denominado de deformação integrada baseado na ocorrência de diques preenchendo fraturas de extensão.
Diante disto, observa-se, que o desenvolvimento da tectônica rúptil é fundamental para que seja possível uma pré-quantificação da produtividade dos poços. É menos relevante a classificação das estruturas segundo sua orientação em relação à foliação metamorfica (longitudinal, transversal, angular), mas é fundamental a identificação da gênese das estruturas rúpteis e as relações de superposição dos eventos tectônicos.
Fernandes (1997) apresenta uma proposta de Lawn & Wilshau (1975) dividindo em três categorias os mecanismos geradores de fraturas por propagação de uma fenda, conforme descrito a seguir e ilustrado na figura 3.14.
(i) Abertura: Gerado por uma abertura ou separação normal do planos de ruptura sob a ação de um esforço de tração;
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(ii) Deslizamento longitudinal: Gerado por deslize perpendicular à frente de propagação da ruptura;
(iii) deslizamento lateral: Gerado por deslize paralelo à frente de propagação da ruptura.
As fraturas de extensão tendem a ser mais abertas que as de cisalhamento e, por isto, apresentam maior capacidade de armazenamento, funcionando como grandes drenos que coletam a água de fraturas menores (UNESCO, 1985, in Fernandes, 1997).
As fraturas de cisalhamento também precisam ser investigadas, pois podem ocorrer fechamentos e/ou aberturas em fraturas preexistentes, dependendo da intensidade da deformação e da evolução tectônica com superposição de vários eventos, conforme indicado na figura 3.15.
Desta forma, os padrões de fraturamento existentes são os fatores mais decisivos, mas também os mais difíceis de se caracterizar, para o fluxo e para a produtividade de poços em aquíferos cristalinos. É fundamental a determinação das características das fraturas tais como: orientação, densidade, conectividade, abertura e rugosidade das superfícies. Especial atenção, no entanto, deve ser dada à abertura das fraturas, pois a lei cúbica aplicada por Snow (1968), in Fernandes, 1997) para um modelo de rocha fraturada, revela que a condutividade hidráulica é
Mecanismo 1 Mecanismo 2 Mecanismo 3
FIGURA 3.14 - Mecanismo de propagação de uma fenda (LAWN & WILSHAU, 1975)
Figura 3.15- Estágios de desenvolvimento de uma zona de fratura de cisalhamento (Banks e Robins, 2002, in Neves, 2005).
fechada fechada quase permeável permeável altamente
pouco permeável
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proporcional ao cubo da abertura da fratura. Para um conjunto de N fraturas do mesmo tipo se obtem:
Onde é a densidade, µ a viscosidade da água, g a aceleração da gravidade, N o número de fraturas por unidade de distância e b a abertura média das fraturas.
A densidade de fraturamento, controlado pela frequência, causa uma variação apenas linear. A frequência e as aberturas das fraturas variam muito. Deste modo, o meio fissural, mesmo considerado homogêneo, se comporta como anisotópico e apresenta diferentes condutividades hidráulicas em diferentes direções. Porém, se existir uma rede de fraturas interconectadas, pode-se estabelecer uma superfície potentiométrica virtual , definida pelas intersecções dos níveis freáticos em cada fratura(figura 3.16).
Figura 3.16- Superfície Potenciométrica virtual de um aqüífero em rocha fraturada (Custodio e llamas, 1996).