Ana Cláudia Martins Guerra. Dissertação para obtenção do Grau de Mestre em. Engenharia Geológica e de Minas

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1 Utilização de isótopos ambientais ( 2 H, 13 C, 18 O, 3 H e 14 C) na caracterização de sistemas hidrominerais e geotérmicos do norte de Portugal (Termas de Monção e Gerês) Ana Cláudia Martins Guerra Dissertação para obtenção do Grau de Mestre em Engenharia Geológica e de Minas Orientadores: Professor Doutor José Manuel Vaz Velho Barbosa Marques Doutora Paula Maria Mimo Carreira Paquete Júri Presidente: Professor Doutor Fernando de Oliveira Durão Orientador: Professor Doutor José Manuel Vaz Velho Barbosa Marques Vogal: Professor Doutor Jorge Manuel Espinha Marques Outubro de 2015

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3 Agradecimentos Aos meus orientadores, Professor José Manuel Marques e Doutora Paula Carreira Paquete, pela partilha de conhecimentos, pela disponibilidade, apoio e empenho com que me orientaram e também por todas as sugestões e correcções, fundamentais para a realização deste trabalho. Ao Professor Maurício, pela paciência e tempo disponibilizado e pelos materiais facultados. Ao Engenheiro Luís Rocha, ao Presidente da Junta de Cabeço de Vide, à Doutora Maria Antónia Nave e a todas as pessoas das Termas da Sulfúrea que me acolherem, e contribuíram para uma melhor compreensão sobre o funcionamento das mesmas. Aos meus amigos e colegas, em especial ao Bruno, à Filipa e à Mariana pelo companheirismo, ajuda e apoio que me proporcionaram. Aos meus pais, António e Mariana, e familiares pela oportunidade que me deram, pelo amor incondicional, força, compreensão e muita paciência. À minha prima Inês, pela constante motivação, ajuda, dedicação e amor que sempre me deu. Ao Fábio, que sempre acreditou em mim e me apoiou, pela amizade, amor, ajuda e dedicação ao longo destes anos. i

4 Resumo Em Portugal Continental os recursos hidrominerais e geotérmicos estão fundamentalmente concentrados no norte de Portugal e associados a acidentes tectónicos importantes, estando os fluidos geotérmicos limitados ao domínio de baixa entalpia. Nesta dissertação focou-se as emergências termais de Monção e do Gerês. Para uma melhor compreensão/ caracterização e desenvolvimento de modelos conceptuais de funcionamento desses sistemas hidrominerais e geotérmicos, para além do uso de técnicas hidrogeológicas tradicionais, recorre-se à hidrologia isotópica através de estudos da variabilidade de isótopos ambientais estáveis e radioactivos, sendo, tanto os isótopos estáveis ( 2 H, 13 C e 18 O) como os isótopos radioactivos ( 3 H e 14 C), utilizados como traçadores naturais do fluxo subterrâneo. Também foram utilizados geotermómetros químicos para a estimação de temperaturas de reservatório e de profundidade máxima alcançada. Ambas as águas termominerais em estudo são água meteóricas (com origem na precipitação atmosférica), com idades superiores a anos. É de referir que a sua composição química é fortemente dependente dos processos de interacção água-rocha. A água termomineral de Monção infiltra-se a uma altitude de 350 a 475 m, circulando a uma profundidade máxima de 2,9 km a 3,2 km, emergindo à superfície com uma temperatura de 47 ºC. Por sua vez, a água termomineral do Gerês infiltra-se a uma altitude de recarga entre os 900 a 1115 m, com circulação a uma profundidade máxima de 2,6 km a 3,4 km, e emergindo à superfície com uma temperatura de 43 ºC. A ascensão dos fluidos até à superfície é promovida por sistemas de falhas e fracturas. Palavras-chave: Sistemas hidrominerais e geotérmicos; hidrologia isotópica; N Portugal; Monção; Gerês ii

5 Abstract In Portugal mainland the hydromineral and geothermal resources are mainly concentrated in the north of Portugal and associated with major tectonic accidents, with geothermal fluids limited to the low enthalpy. This thesis is focused the Monção and Gerês thermomineral waters. For a better understanding, characterization and development of conceptual circulation models of these hydromineral and geothermal systems, in addition to using conventional hydrogeological, geological, geochemical and geophysical techniques, is used the isotopic hydrology through the study of the variability of environmental stable and radioactive isotopes. The stable isotopes ( 2 H, 13 C and 18 O) and radioactive isotopes ( 3 H and 14 C) are used as natural tracers of groundwater flow. Chemical geothermometers were also used to estimate reservoir temperature and maximum depth reached. Both thermomineral waters (Monção and Gerês) are meteoric waters (originating from rainfall) with age over years (based on the absence of tritium). It should be noted that the chemical composition is strongly dependent on water-rock interaction processes. The Monção thermomineral water infiltrates at an elevation between m a.s.l., flowing at a maximum depth of 2.9 km to 3.2 km, and emerging with a temperature of 47 ºC. The Gerês thermomineral water infiltrates at a recharge altitude between 900 to 1115 m a.s.l., with a maximum circulation depth of 2.6 km to 3.4 km, and rising to the surface with a temperature of 43 ºC. Both groundwater flow paths systems of Gerês and Monção, are associated with fault and fracture structures. Key-words: Hydromineral and Geothermal Systems; Isotope Hydrology; N Portugal; Monção; Gerês iii

6 Índice 1 Introdução Enquadramento geral Objectivos Organização da dissertação Hidrologia isotópica Isótopos ambientais estáveis Oxigénio-18 ( 18 O) e deutério ( 2 H) Carbono-13 ( 13 C) Isótopos ambientais radioactivos Trítio ( 3 H) Carbono-14 ( 14 C) Geotermometria química Enquadramento dos casos de estudo das águas termais de Monção e Gerês Caso de estudo das Termas de Monção Localização geográfica Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e hidrogeológica Amostragem e distribuição espacial das amostras Hidrogeoquímica Aplicação da hidrologia isotópica ao caso de estudo Geotermometria química Elaboração do modelo conceptual Caso de estudo de Termas do Gerês Localização geográfica Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e hidrogeológica Amostragem e distribuição espacial das amostras Hidrogeoquímica Aplicação da hidrologia isotópica ao caso de estudo Geotermometria química Elaboração do modelo conceptual Comparação dos casos de estudo das águas termominerais de Monção e do Gerês Hidrogeoquímica e hidrologia isotópica Comparação do modelo conceptual Considerações finais e perspectivas futuras Referências Anexo A... i Anexo B... ii iv

7 Lista de Tabelas Tabela 1 Alguns isótopos ambientais estáveis. Adaptado de Clark & Fritz (1997)... 6 Tabela 2 Alguns isótopos radioactivos. Adaptado de Clark & Fritz (1997) Tabela 3 Matriz de correlação entre as amostras de águas termominerais e as amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda Tabela 4 Matriz de correlação das águas do sistema termomineral de Monção Tabela 5 Matriz de correlação das águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda Tabela 6 Composição isotópica das amostras de águas subterrâneas da região de Monção e das amostras de águas pertencentes ao Rio Minho. *Dados de Nascimento (2000) Tabela 7 Temperatura de reservatório estimada e profundidade máxima alcançada para as águas termominerais das Termas de Monção Tabela 8 Matriz de correlação entre as amostras de águas do sistema termomineral e as amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda Tabela 9 Matriz de correlação das águas do sistema termonineral do Gerês Tabela 10 Matriz de correlação das águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda Tabela 11 Composição isotópica das amostras utilizadas no estudo das águas termominerais das Termas do Gerês. *Dados de Pinheiro (2011) Tabela 12 Composição isotópica das amostras de precipitação das estações meteorológicas de Carris e Junceda. Adaptado de Lima (2001) Tabela 13 Temperatura de reservatório estimada e profundidade máxima alcançada para as águas termominerais das Termas do Gerês v

8 Lista de Figuras Figura 1 Ocorrências termais: Temperatura (T). Adaptado de IGM (1998) Figura 2 Relação 18 O vs. 2 H estabelecida através dos teores médios anuais da precipitação atmosférica registada na rede de estações meteorológicas da IAEA. A recta indica a G-MWL, recta das águas meteóricas mundiais. Adaptado de Rozanski et al. (1993) in: Clark & Fritz (1997)... 7 Figura 3 Esquema de vários processos que provocam desvio nos valores 18 O e 2 H relativamente à recta das águas meteóricas mundiais (local MWL recta das águas de precipitação Mediterrânica; global MWL recta das águas meteóricas mundiais). Adaptado de Geyth (2000) in: Marques (2012). 8 Figura 4 Valores de 13 C dos reservatórios mais importantes de carbono. Adaptado de Birkle (2001) in: Marques et al. (2007) Figura 5 Variação da concentração de traçadores radioactivos ( 14 C e 3 H) na atmosfera (produção natural e de origem artificial. Chama-se a atenção para as escalas e unidades diferentes ( 3 H em TU e 14 C em pmc). Adaptado de Mook (2000c) Figura 6 Representação esquemática da origem (natural e antrópica) e mecanismos de entrada de trítio no Ciclo Hidrológico. Adaptado de Mook (2000a) Figura 7 Representação esquemática da origem (natural e antrópica) e mecanismos de entrada de carbono-14 no Ciclo Hidrológico. Adaptado de Mook (2000a) Figura 8 Localização do concelho de Monção. Adaptado de Google Imagens (Maio de 2015) Figura 9 Mapa geológico da região envolvente das Termas de Monção com localização das nascentes pertencentes a sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. Adaptado de Pedrosa (1999) in: Carreira et al. (2004a) Figura 10 Relevo da região de Monção. Adaptado de Google Maps Figura 11 Locais de Amostragem. (a) AC1 sistema termomineral; (b) Bica dos Milagres sistema aquífero de circulação pouco profunda (mineralização baixa). Fotos de José Manuel Marques Figura 12 Diagrama de Piper. (, *) Águas termominerais; (, *) Águas de sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; (, *) Rio Minho. *Dados de Nascimento (2000) Figura 13 (a) Na vs. TSD; (b) K vs. TSD; (c) Ca vs. TSD; (d) HCO3 vs. TSD; (e) Cl vs. TSD; (f) SiO2 vs. TSD. (, *) Águas termominerais; (, *) Águas dos sistemas aquíferos de baixa mineralização e de circulação pouco profunda; (, *) Rio Minho. *Dados de Nascimento (2000) Figura 14 (a) Na vs. Cl; (b) HCO3 vs. Cl. Sistema termomineral de Monção: (, *) AC1; (, *) AC2; ( *) S. Saúde. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: (, *) NS1; (, * ) NS2; ( ) NS3. *Dados de Nascimento (2000) Figura 15 (a) Ca vs. NO3; (b) Mg vs. NO3; (c) SO4 vs. NO3; (c) Ca vs. SO4. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: (, *) NS1; (, *) NS2; ( ) NS3. *Dados de Nascimento (2000) Figura 16 2 H vs. 18 O. (, *) Sistema aquífero das Termas de Monção; (, *) Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. *Dados de Nascimento (2000) Figura 17 (a) Altitude vs. 18 O; (b) Estimação da altitude de recarga das águas termominerais com base na composição isotópica (valores 18 O) das águas ( ) dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda vi

9 Figura 18 Esquema representativo do modelo conceptual de circulação do sistema termomineral de Monção (a); Apresenta-se igualmente, para comparação, o sistema associado às águas subterrâneas pouco mineralizadas e de circulação mais superficial (b). Água fria: seta azul. Água quente: seta vermelha Figura 19 Esquema representativo em 3D da potencial área de recarga do sistema termomineral das Termas de Monção Figura 20 Localização das Termas do Gerês. Adaptado de Google Imagens (Maio de 2015) Figura 21 Geologia do Maciço da Peneda-Gerês. Adaptado de Mendes (2002) in: Pinheiro (2011). 40 Figura 22 Relevo da região das Termas do Gerês. Adaptado de Google Maps Falha com direcção NNE-SSW, que separa o vale do Gerês Figura 23 Local de Amostragem. Nascente da Bica sistema termomineral. Cortesia do Professor Simões Cortês Figura 24 Localização das amostras. ( ) Águas termominerais; ( ) Águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; ( ) Águas superficiais: rios e ribeiras. Adaptado de Pinheiro (2011) Figura 25 Diagrama de Piper. ( ) Águas termominerais; (, *) Águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; ( *) Águas superficiais: rios e ribeiras. *Dados de Pinheiro (2011) Figura 26 (a) Na vs. TSD; (b) K vs. TSD; (c) Ca vs. TSD; (d) Li vs. TSD; (e) HCO3 vs. TSD; (f) SO4 vs. TSD; (g) Cl vs. TSD; (h) F vs. TSD; (i) SiO2 vs. TSD. ( ) Águas termominerais; (, *) Águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; ( *) Águas superficiais: rios e ribeiras. *Dados de Pinheiro (2011) Figura 27 (a) Na vs. Cl; (b) HCO3 vs. Cl. Sistema termomineral do Gerês: ( ) Nascente Forte; ( ) Nascente Contra-Forte; ( ) Nascente da Bica. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: ( ) Fontanário do Tanquinho; ( *) RG11; ( *) RH3. *Dados de Pinheiro (2011) Figura 28 Ca vs. NO3. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: ( ) Nascente do Fontanário do Tanquinho; ( *) RG11; ( *) RH3. *Dados de Pinheiro (2011) Figura 29 2 H vs. 18 O. ( ) Sistema termomineral do Gerês; (, *) Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. *Dados de Pinheiro (2011) Figura 30 (a) Representação gráfica da equação que define a relação entre a variação isotópica das amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda com a altitude; (b) Estimação da altitude de recarga das águas termominerais com base na sua composição isotópica (valores 18 O) Figura 31 Esquema representativo do modelo conceptual de circulação do sistema termomineral do Gerês. Água fria: seta azul. Água quente: seta vermelha Figura 32 Esquema representativo em 3D da potencial área de recarga do sistema termomineral das Termas do Gerês vii

10 Lista de abreviaturas e símbolos BCG CE CITD Eh G-MWL GNIP IAEA L-MWL MWL pmc T TSD TU V-PDB V-SMOW α Notação delta utilizada para representar o teor isotópico Bombas de Calor Geotérmicas Condutividade eléctrica Carbono inorgânico total dissolvido Potencial Redox Global Meteoric Water Line (Recta das Águas Meteóricas Mundiais) Global Network Isotopes in Precipitation (Rede de monitorização da composição isotópica da precipitação a nível mundial) International Atomic Energy Agency (Agência Internacional de Energia Atómica) Local Meteoric Water Line (Recta das Águas Meteóricas Locais) Meteoric Water Line (Recta das Águas Meteóricas) Percentagem de carbono moderno Temperatura Total de sólidos dissolvidos Unidades de trítio Padrão utilizado como referência nos teores da razão 13 C/ 12 C em amostras carbonatadas Vienna PDB (Rostro de belemnite (Belemmnitella americana)) Padrão utilizado como referencia nos teores da razão 2 H/ 1 H e 18 O/ 16 O em amostras de água Vienna Standard Mean Ocean Water Factor de fraccionamento isotópico viii

11 1 Introdução 1.1 Enquadramento geral A geotermia consiste num conjunto de ciências e técnicas que estudam e exploram o calor interno da Terra. Este calor é aproveitado muitas vezes em forma de cascata onde as temperaturas vão progressivamente diminuindo, até cerca dos 20 ºC, estando os utilizadores que necessitam de temperaturas mais elevadas mais próximos da nascente ou do furo de captação enquanto os utilizadores que necessitam de temperaturas mais baixas estão localizados a distâncias maiores desta fonte de energia (ADENE & INETI, 2001). A geotermia é classificada como geotermia de alta ou de baixa entalpia. A geotermia de alta entalpia (temperatura de reservatório > 150 ºC) é geralmente aproveitada na produção de energia eléctrica, a partir de vapor de água em centrais geotérmicas. Em Portugal, este tipo de ocorrência apenas é registado nas ilhas dos Açores (com grande desenvolvimento na ilha de São Miguel), embora existam indicadores de algum potencial geotérmico na Madeira (Aires-Barros & Marques, 2000; Fonseca et al., 2000; Carvalho et al., 2015). É sob a forma de geotermia de baixa entalpia (temperatura de reservatório < 150 ºC) que se verificam as ocorrências em Portugal Continental, sendo o uso mais comum desses sistemas aquíferos a balneoterapia, existindo no entanto, outras formas de utilização tais como o aquecimento urbano, de piscinas, de estufas e em aplicações industriais (IGM, 1998; Lourenço & Cruz, 2005; Carvalho et al., 2015). Os exemplos apresentados em ambas as entalpias são de uso directo da temperatura da água. Actualmente, existe uma nova forma de aproveitamento deste tipo de energia, as designadas Bombas de Calor Geotérmicas (BCG) reversíveis, que permitem o desenvolvimento de sistemas de aquecimento e climatização a partir de aquíferos ou das formações geológicas com permutadores instalados no subsolo (ADENE & INETI, 2001). Segundo Lourenço & Cruz (2005) as ocorrências de recursos hidrominerais e geotérmicos em Portugal Continental distribuem-se de um modo desigual, devido às diferentes características geológicas e estruturais do território nacional, sendo estas mais acentuadas a norte, nomeadamente: - Formações geológicas mais permeáveis (rochas granitóides fracturadas e zonas de metamorfismo térmico ou de contacto); - Estruturas tectónicas mais profundas (ex. falhas e zonas de cisalhamento). A distribuição desigual das ocorrências termais de baixa entalpia é visível na Figura 1, sendo possível observar que a grande maioria das nascentes termais localizam-se na Zona Centro-Ibérica, estando a sua distribuição relacionada com grandes acidentes tectónicos. Por sua vez, as nascentes localizadas nas Orlas Meso-Cenozóicas Ocidental e Meridional estão associadas com falhas activas e/ ou diápiros salinos. É de salientar que o potencial geotérmico de Portugal Continental se encontra relacionado com acidentes tectónicos que favorecem a rápida circulação ascendente dos fluidos. Porém a climatologia 1

12 e a geomorfologia também possuem um peso preponderante (Lourenço, 1998; IGM, 1998; Aires-Barros & Marques, 2000). Figura 1 Ocorrências termais: Temperatura (T). Adaptado de IGM (1998). Os recursos hidrominerais e geotérmicos são águas meteóricas com origem na precipitação atmosférica, que ao se infiltrarem em profundidade vão adquirindo características físico-químicas em função da composição mineralógica das formações geológicas por onde circulam e do aquífero onde residem e do qual fazem parte. A sua temperatura de emergência é função da profundidade de circulação, quanto maior for a profundidade, maior será a temperatura que atingem (gradiente geotérmico local). Por sua vez, a temperatura está ainda associada com as interacções água-rocha, 2

13 promovendo uma maior concentração em sais minerais nas águas para temperaturas mais elevadas, comparativamente às águas subterrâneas normais da região envolvente (Marques et al., 2012). As temperaturas de emergência em Portugal Continental encontram-se num intervalo entre 20 ºC (temperatura mínima para ser considerada água termal) a 80 ºC. Existem três gamas de temperatura: de 20 ºC a 40 ºC com 78 % das ocorrências; de 40 ºC a 60 ºC com 14 % das ocorrências; e de 60 ºC a 80 ºC com apenas 8 % das ocorrências (Lourenço & Cruz, 2005). Nestas três gamas não só a diferença de temperatura é observada como também o seu quimismo: No Maciço Hespérico são fundamentalmente águas bicarbonatadas sódicas e fluoretadas; Na Orla Meso-Cenozóica Ocidental as águas termais caracterizam-se por uma fácies cloretada/ sulfatada/ bicarbonatada sódica/ cálcica; Na Orla Meso-Cenozóica Meridional são do tipo bicarbonatado, sódico ou cálcico (IGM,1998). Actualmente para uma melhor compreensão/ caracterização e desenvolvimento de modelos conceptuais de funcionamento destes sistemas hidrominerais e/ ou geotérmicos, para além do uso de técnicas hidrogeológicas tradicionais, tais como a geologia, a geoquímica e a geofísica, recorre-se à hidrologia isotópica através dos estudos da variabilidade de isótopos ambientais estáveis ( 2 H, 13 C e 18 O) e radioactivos ( 3 H e 14 C). A aplicação destas técnicas nucleares de análise tem sido extremamente útil em diferentes domínios de hidrogeologia e hidrogeoquímica, possibilitando a definição de áreas de recarga, a datação de recursos hídricos e estimação do tempo de residência, determinação da direcção do sistema de fluxo subterrâneo, a identificação de paleoáguas, a avaliação de mecanismos de salinização em águas e de fontes poluidoras (matéria orgânica e/ ou fertilizantes) e também a quantificação de mistura entre diferentes unidades hídricas (Clark & Fritz, 1997; Mook, 2000b; Edmunds, 2005; Kharaka & Mariner, 2005). 1.2 Objectivos Esta dissertação tem por objectivo apresentar as potencialidades e a importância dos isótopos ambientais (estáveis e radioactivos) na caracterização de sistemas hidrominerais e geotérmicos, utilizando esta informação para a elaboração (e comparação) de modelos conceptuais de circulação para cada uma das duas áreas de estudo propostas: Termas de Monção e Gerês. Assim, os isótopos estáveis de oxigénio e de hidrogénio serão utilizados como traçadores naturais em questões relacionadas com a origem e altitude das áreas de recarga dos sistemas aquíferos de Monção e Gerês, e na caracterização do fluxo subterrâneo. Por sua vez os teores em trítio ( 3 H), isótopo radioactivo, serão utilizados em questões relacionadas com a dinâmica dos sistemas de fluxo subterrâneo (cálculos de velocidade médias, mistura entre unidades aquíferas e datação aparente dos sistemas). A utilização 3

14 conjunta dos teores em isótopos do carbono ( 13 C e 14 C) irão permitir determinar/ identificar qual a origem principal do carbono inorgânico dissolvido no sistema aquoso e estimar uma idade relativa aparente para essas mesmas águas. Utilizaram-se ainda, geotermómetros químicos com fim a obter a temperatura de reservatório, e posteriormente a profundidade máxima alcançada. 1.3 Organização da dissertação A presente dissertação encontra-se estruturada em 5 capítulos. O capítulo 1 apresenta o enquadramento e objectivos deste trabalho. No capítulo 2 descrevem-se os fundamentos principais da hidrologia isotópica e de que forma as técnicas nucleares de análise possibilitam o estudo e caracterização dos sistemas hidrominerais e geotérmicos. O capítulo 3 descreve a importância da utilização da geotermometria química para a elaboração do esquema representativo do modelo conceptual de circulação, referindo os geotermómetros químicos mais utilizados. O capítulo 4 consiste na aplicação dos isótopos ambientais estáveis e radioactivos por forma a elaborar os modelos conceptuais relativos as casos de estudo (Monção e Gerês). No capítulo 5 pretende-se comparar os modelos conceptuais de Monção e Gerês. Por fim, no capítulo 6 são apresentadas as considerações finais, bem como potenciais perspectivas futuras. 4

15 2 Hidrologia isotópica Os isótopos ambientais são usados há mais de seis décadas no estudo de sistemas hidrológicos como traçadores naturais, uma vez que ocorrem na atmosfera e na hidrosfera em concentrações variáveis sendo essas concentrações não controláveis pelo Homem. Os isótopos ambientais mais frequentemente utilizados correspondem aos isótopos pesados dos elementos constituintes da molécula de água, nomeadamente, o hidrogénio ( 2 H e 3 H) e o oxigénio ( 18 O), e do elemento carbono ( 13 C e 14 C) presente no sistema aquoso como constituinte de compostos inorgânicos e orgânicos dissolvidos. Os isótopos 2 H, 13 C e 18 O são isótopos ambientais estáveis, enquanto o 3 H e o 14 C são isótopos ambientais radioactivos. 2.1 Isótopos ambientais estáveis Os isótopos ambientais estáveis podem ser usados como traçadores do fluxo subterrâneo em sistemas hidrogeológicos subterrâneos e superficiais permitindo a obtenção de informações específicas, não possíveis de obter através das técnicas hidrogeológicas e hidrogeoquímicas tradicionais. Essas informações adicionais possibilitam uma caracterização das direcções de fluxo, devido ao facto dos isótopos de um dado elemento químico possuírem propriedades químicas idênticas, mas diferentes massas que fazem com que possuam propriedades físicas diferentes. Ao possuírem velocidades de reacção diferentes sofrem fraccionamento isotópico, o que induz uma variação da composição isotópica inicial (Clark & Fritz, 1997; Mook, 2000b). É através dessa variação de teor determinado nas espécies isotópicas de um dado elemento que se baseia o uso dos isótopos estáveis aplicados quer à hidrologia quer à hidrogeologia, sendo as razões isotópicas determinadas por espectrometria de massa de isótopos leves de fluxo contínuo ou fluxo alternado de duplo inlet, quer por espectroscopia laser. Das diferentes técnicas disponíveis a metodologia utilizada permite detectar pequenas variações na concentração isotópica, mas não é sensível à obtenção de teores absolutos. Os desvios isotópicos são obtidos pela razão entre a espécie isotópica mais pesada e a mais leve na molécula ou composto (amostra), comparativamente a um padrão internacional, através da seguinte expressão, Equação 1: δ( ) = ( R amostra R padrão 1) 1000 Equação 1 Onde: R amostra representa a razão 2 H/ 1 H, 18 O/ 16 O e 13 C/ 12 C; R padrão refere-se à mesma razão mas para a amostra padrão. Dado as diferenças isotópicas entre as amostras e o padrão serem muito pequenas (ordem das 5 casas decimais), os resultados são apresentados em notação delta ( ) em permilagem ( ), relativamente a 5

16 um padrão internacional, que no caso da hidrologia isotópica é o V-SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water) (Clark & Fritz, 1997; Mook, 2000a). Na Tabela 1 estão representados apenas os isótopos relativos a este projecto, nomeadamente 2 H, 13 C e 18 O. Tabela 1 Alguns isótopos ambientais estáveis. Adaptado de Clark & Fritz (1997). Isótopo Razão % de abundância natural Valor de referência (razão de abundância) 2 H 2 H/ 1 H 0,015 V-SMOW (1, ) 13 C 13 C/ 12 C 1,110 V-PDB (1, ) 18 º 18 O/ 16 O 0,204 V-SMOW (2, ) V-PDB (2, ) Oxigénio-18 ( 18 O) e deutério ( 2 H) As espécies isotópicas estáveis mais abundantes do elemento químico oxigénio são o oxigénio-16 ( 16 O espécie isotópica mais leve) e o oxigénio-18 ( 18 O espécie isotópica mais pesada), com uma abundância média terrestre de 99,760 % e de 0,100 %, respectivamente. A razão 18 O/ 16 O é de 0,002. Falta referir ainda, a existência de uma terceira espécie, o oxigénio-17, 17 O, com uma abundância de 0,035 %. O elemento químico hidrogénio tem dois isótopos estáveis, sendo eles o 1 H (espécie mais leve), 2 H (deutério, espécie mais pesada) e com abundância de 99,985 % e de 0,015 %, respectivamente, em que a razão 2 H/ 1 H é igual a 0,00015 (Mook, 2000a). Actualmente, em estudos de hidrologia isotópica para os isótopos oxigénio-18 e deutério o padrão internacional utilizado como valor de referência é o V-SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water). O V-SMOW é um padrão criado nos laboratórios da Secção de Hidrologia Isotópica da Agência Internacional de Energia Atómica (IAEA) em Viena, que pretende representar o valor médio da composição isotópica dos oceanos, o início e o fim do Ciclo Hidrológico. Os oceanos contêm cerca de 97 % da água existente na Hidrosfera, e apresentam na sua globalidade, uma composição isotópica aproximadamente uniforme, que em notação delta, será próxima de zero (0 ), tanto para o valor de 18 O como para o de 2 H (Gonfiantini, 1981; Clark & Fritz, 1997; Mook, 2000a). Craig (1961), após uma análise sistemática de águas de precipitação estabeleceu uma relação linear entre os valores de 18 O e de 2 H. Essa relação é representada através da seguinte equação: δ 2 H = 8 δ 18 O + 10 Equação 2 Esta equação define uma recta designada, pela comunidade científica internacional de Recta das Águas Meteóricas (MWL Meteoric Water Line). Posteriormente com o desenvolvimento da hidrologia 6

17 isotópica esta recta foi aperfeiçoada pela Agência Internacional de Energia Atómica (IAEA), consequência do aumento do número de estações participantes na rede de monitorização da composição isotópica da precipitação a nível mundial (actualmente GNIP Global Network Isotopes in Precipitation), passando a designar-se por G-MWL (Global Meteoric Water Line Recta das Águas Meteóricas Mundiais) (Figura 2). Figura 2 Relação 18 O vs. 2 H estabelecida através dos teores médios anuais da precipitação atmosférica registada na rede de estações meteorológicas da IAEA. A recta indica a G-MWL, recta das águas meteóricas mundiais. Adaptado de Rozanski et al. (1993) in: Clark & Fritz (1997). As águas meteóricas que não tenham sofrido nenhum fenómeno de fraccionamento acentuado, como por exemplo por evaporação superficial, quando projectadas em diagrama ortogonal não se desviarão da recta das águas meteóricas mundiais e a sua composição isotópica (δ 2 H δ 18 O) é indicadora/ característica das condições que presidiram à sua formação, projectando-se a composição isotópica próxima ou coincidente com a G-MWL. Contudo, as amostras de água que sofreram processos de fraccionamento isotópico mais significativo projectar-se-ão afastadas da recta das águas meteóricas (Figura 3). A composição isotópica das águas de precipitação, em regiões de clima temperado num determinado local, irá depender fundamentalmente de dois factores: da temperatura atmosférica, correlacionada com o factor de fraccionamento α, e da relação entre o vapor de água que se mantém na massa de ar e aquela que condensa (Kendall & Caldwell, 1998). As amostras de água que tenham sofrido fraccionamento isotópico por evaporação, ao serem representadas graficamente em diagrama ortogonal definem uma recta com menor declive (entre 4 a 6) comparativamente à recta das águas meteóricas mundiais, significa que essas amostras sofreram evaporação (fraccionamento isotópico) antes de se infiltrarem, o qual induziu um enriquecimento em isótopos pesados na água residual. 7

18 Figura 3 Esquema de vários processos que provocam desvio nos valores 18 O e 2 H relativamente à recta das águas meteóricas mundiais (local MWL recta das águas de precipitação Mediterrânica; global MWL recta das águas meteóricas mundiais). Adaptado de Geyth (2000) in: Marques (2012). No diagrama da Figura 3 apresentam-se cinco processos distintos principais que podem originar desvios da composição isotópica da água subterrânea da recta das águas meteóricas globais: - Processos de interacção água-rocha, em sistemas hidrominerais de alta temperatura (águas geotérmicas). Normalmente estas trocas são mais prenunciadas para temperaturas superiores a 100 ºC, ou seja, comportamento típico de sistemas de alta entalpia. A concentração de 2 H na composição isotópica das águas não sofre alterações, pois a quantidade de 2 H nas rochas é muito baixa quando comparada com a das águas, registam-se desvios isotópicos mais ou menos significativos no 18 O, função do tempo de contacto com a matriz rochosa e temperatura do sistema (Sheppard, 1986 in: Marques et al., 2007; Geyth, 2000; Mook, 2000a); - Trocas isotópicas com o H 2S; variações na composição isotópica em 2 H, enquanto a composição em 18 O se mantém constante (Geyth, 2000; Mook, 2000a); - Trocas isotópicas com o CO 2 dissolvido. Nos sistemas hidrominerais gasocarbónicos com elevados teores de CO2 pode existir fraccionamento isotópico entre o CO2 e a água, provocando um empobrecimento desta em 18 O; - Processos associados à hidratação de silicatos podem originar um enriquecimento de 2 H e um empobrecimento em 18 O. O fraccionamento de 18 O é dominado por reacções de troca isotópica entre a água e os minerais silicatados ou entre a água e a água de hidratação das argilas, enquanto o fraccionamento de 2 H ocorre entre a água e a água de hidratação das argilas (Clark & Fritz,1997); - Processos de evaporação superficial. Se a água tiver sofrido um processo de evaporação intenso, prévio à sua infiltração no solo, a sua composição isotópica após infiltração será enriquecida em 18 O e 2 H, comparativamente à precipitação local. Como resultado final de consecutivos fenómenos de condensação e precipitação a massa de vapor de água inicial originará massas de vapor de composição isotópica diferente, sucessivamente mais 8

19 empobrecidas nas espécies isotópicas pesadas. Dos processos de fraccionamento isotópico a relação entre as massas de vapor de água e a altitude (variação da temperatura com a altitude) onde ocorre precipitação é extremamente importante na estimativa de altitude de áreas de recarga dos sistemas aquíferos (Geyth, 2000; Mook, 2000a; Carreira et al., 2005c). Dansgaard em 1964, após análise sistemática da composição isotópica da precipitação com as condições climáticas e regionais estabelece diversas relações entre a composição isotópica das águas de precipitação com a temperatura, altitude, quantidade de precipitação etc., que usualmente a comunidade científica se refere como efeitos observáveis em regiões tropicais e de latitudes médias. Em suma, para melhor compreensão da variação da composição isotópica na precipitação, nomeadamente, 18 O e 2 H, é necessário ter em consideração os seguintes efeitos (Mook, 2000b): - Efeito de latitude : ocorre empobrecimento de espécies pesadas à medida que as massas de vapor de água se deslocam para os extremos (locais com maior latitude e menor temperatura); - Efeito continental, ou também conhecido como efeito de distância à costa : onde a concentração de isótopos pesados diminui à medida que as massas de água se deslocam para o interior (afastamento da linha de costa), este varia de região para região e de época para época, mesmo ao longo de uma topografia pouco acentuada; - Efeito de altitude : provoca um empobrecimento em espécies pesadas com o aumento da altitude. Dependendo da temperatura da região de estudo, o efeito de altitude é dos mais importantes na aplicação de isótopos em estudos hidrológicos, na delimitação de áreas de recarga; - Efeito sazonal : existe uma maior taxa de empobrecimento em espécies pesadas durante o inverno devido a temperaturas mais baixas; - Efeito de intensidade de precipitação : é dado pela alta intensidade de precipitação, que por sua vez, leva a um empobrecimento de espécies pesadas Carbono-13 ( 13 C) O elemento químico de carbono tem como espécies isotópicas estáveis o carbono-13, 13 C (espécie mais pesada), e o carbono-12, 12 C (espécie mais leve), com uma abundância de 1,1 % e de 98,9 %, respectivamente. A razão 13 C/ 12 C é de 0,011 (Mook, 2000a). O padrão internacional adoptado quando da determinação da composição isotópica em amostras carbonatadas é o V-PDB rostro de belemnite (Belemmnitella americana), tendo esse padrão sido criado nos laboratórios da IAEA, em Viena. No caso da hidrologia isotópica é através do teor em carbono-13, determinado no carbono inorgânico total dissolvido (CITD), que é possível determinar a origem do carbono dissolvido nos sistemas hídricos e no caso particular nos sistemas hidrotermais. 9

20 Se a origem do carbono do sistema aquoso for totalmente de origem biogénica, o 13 C determinado no CITD tem origem orgânica ( 13 C tem valores em torno de -25, para plantas tipo C3). Porém, se a origem do carbono dissolvido no sistema aquoso for de origem orgânica e mineral, por exemplo resultante da dissolução de minerais carbonatados com valores de 13 C em torno de 0, os valores do CITD irão reflectir essa mistura variando com a percentagem de contribuição de cada uma das origens, isto é, cada ambiente irá possuir assinaturas isotópicas próprias que irão modificar com maior ou menor importância a composição do CITD (Mook, 2000c; Carreira et al., 2008; Marques, 2012). Na Figura 4 encontra-se representada a gama de valores de 13 C para cada origem. Figura 4 Valores de 13 C dos reservatórios mais importantes de carbono. Adaptado de Birkle (2001) in: Marques et al. (2007). O cálculo do 13 C é indispensável para a datação pelo método de 14 C, pois esta variação reflecte as interacções água-rocha, permitindo realizar as correcções que dizem respeito à composição mineralógica da matriz do aquífero, aquando a datação dessas mesmas águas (Mook, 2000c). 2.2 Isótopos ambientais radioactivos Os isótopos ambientais radioactivos são essencialmente utilizados na datação isotópica. Este parâmetro é importante, pois permite compreender o processo de recarga do aquífero e a sua dinâmica. Para a datação isotópica é fundamental ter em conta o conceito de tempo de semi-vida, T1/2, dos isótopos, ou seja, ao fim de T1/2 o número de núcleos radioactivos de um dado elemento reduz-se para metade (Tabela 2). Este método de determinação da idade das águas tem por base a lei de decaimento radioactivo. 10

21 Tabela 2 Alguns isótopos radioactivos. Adaptado de Clark & Fritz (1997). Isótopo Tempo de semi-vida, T1/2 (anos) Fontes principais 3 H 12,32 Cosmogénico, teste de armas nucleares 14 C 5730 Cosmogénico, teste de armas nucleares, reacções nucleares Na Figura 5 está representada a variação da concentração dos isotopos radioactivos, 3 H e 14 C na atmosfera, ao longo dos anos, desde 1950 a Os picos de teor em 3 H e 14 C estão associados a testes termonucleares realizados na atmosfera. Figura 5 Variação da concentração de traçadores radioactivos ( 14 C e 3 H) na atmosfera (produção natural e de origem artificial. Chama-se a atenção para as escalas e unidades diferentes ( 3 H em TU e 14 C em pmc). Adaptado de Mook (2000c) Trítio ( 3 H) A concentração de trítio nas águas naturais é expressa em termos de Unidades de Trítio (TU) (do Inglês Tritium Units ). Uma TU corresponde à razão de 3 H/ 1 H, sendo igual a O trítio encontra-se na atmosfera, entrando no Ciclo Hidrológico através da precipitação atmosférica, podendo ter origem natural ou artificial (Clark & Fritz, 1997). Se a origem do trítio for natural é resultado da reacção de neutrões, devido à interacção dos raios cósmicos com os núcleos dos átomos de azoto existentes nas camadas superiores da estratosfera (Figura 6). Se a origem for artificial, é motivada pela intervenção do Homem (causas antropogénicas), 11

22 como é o caso de explosões termonucleares realizadas na atmosfera, indústria (centrais nucleares, fábricas de reprocessamento de combustível) e produtos de consumo (tintas, lâmpadas e componentes de relógios) (Mook, 2000a). Figura 6 Representação esquemática da origem (natural e antrópica) e mecanismos de entrada de trítio no Ciclo Hidrológico. Adaptado de Mook (2000a). Os teores em 3 H na atmosfera e por sua vez nas águas de precipitação têm variado ao longo dos anos devido à acção do Homem (origem antrópica de 3 H), cujo incremento de teores tem sido utilizado como uma espécie de traçador natural na estimativa do tempo de residência de sistemas aquíferos relativamente modernos. Actualmente as águas de precipitação amostradas nas estações meteorológicas marítimas do Hemisfério Norte, e em todas as estações situadas no Hemisfério Sul e zonas tropicais apresentam teores médios de 3 H similares aos existentes na atmosfera antes das explosões termonucleares, ou seja, entre 5 e 10 TU no Hemisfério Norte e teores menores que 10 TU no Hemisfério Sul. Os teores observados hoje em dia nas águas de precipitação revelam que grande parte do 3 H de origem artificial, relacionado essencialmente com os testes termonucleares, foi removido da atmosfera (Gonfiantini et al., 1990; Rozanski et al., 1991). Comparando os teores em trítio determinados nas águas de precipitação nos dois hemisférios, constata-se que a precipitação do Hemisfério Norte apresenta valores de concentração superiores aos registados no Hemisfério Sul. Esta diferença deve-se: i) à maioria das explosões/ testes termonucleares terem ocorrido no Hemisfério Norte; ii) a razão oceano/ continente ser manifestamente superior no Hemisfério Sul, o que leva a uma maior diluição do 3 H atmosférico; iii) aos hemisférios possuirem 12

23 padrões de circulação de massas de ar diferentes e a zona de convergência intertropical tender a retardar as trocas entre hemisférios (Gonfiantini et al., 1990; Rozanski et al., 1991). O conhecimento da sua variação ao longo do tempo dá-nos informações sobre a recarga activa do sistema, a duração dos percursos subterrâneos e a existência de mistura entre água de infiltração recente e águas subterrâneas mais antigas, além da idade das águas (Marques, 2007). As águas termais das regiões continentais e N da Europa podem ser classificadas qualitativamente de acordo com a sua concentração em trítio do seguinte modo (Clark & Fritz, 1997): < 0,8 TU Águas submodernas recarga anterior a 1952; 0,8 4 TU Mistura entre águas submodernas e águas recentes; 5 15 TU Águas modernas (< 5 a 10 anos); TU Águas com presença de algum trítio termonuclear ; > 30 TU Águas com considerável componente de recarga na década de 60 ou 70; > 50 TU Águas cuja recarga se efectuou dominantemente nos anos Carbono-14 ( 14 C) Tal como no caso do trítio, o carbono-14 tem a sua origem associada a dois processos distintos: uma produção natural quando resulta da interacção de radiação cósmica nas camadas superiores da estratosfera com os átomos de azoto, e uma origem artificial derivado das actividades nucleares desenvolvidas pelo Homem (Figura 7). Figura 7 Representação esquemática da origem (natural e antrópica) e mecanismos de entrada de carbono-14 no Ciclo Hidrológico. Adaptado de Mook (2000a). 13

24 A concentração de 14 C nas amostras de água é expressa em termos de pmc (percentagem de carbono moderno), dada por Fontes & Garnier (1979) in: Marques et al. (2012): A amostra pmc = ( A ácido oxálico e λ(y 1950)) 100 (%) Equação 3 Onde: A amostra actividade específica do 14 C determinada na amostra; A ácido oxálico actividade específica do 14 C determinada no ácido oxálico (padrão moderno de referência); λ 1/8267 anos; y ano de contagem do ácido oxálico. A datação das águas subterrâneas é baseada no decaimento de 14 C existente no carbono inorgânico total dissolvido (CITD) no sistema aquoso. O CITD pode ter origem no dióxido de carbono atmosférico, no carbono não radioactivo devido à dissolução da matéria orgânica (húmus e respiração das raízes das plantas), da dissolução de minerais carbonatados (Plummer & Glynn, 2013 in: Aggarwal et al., 2014), que por consequência levam à modificação do teor de carbono-14 inicial. Um modo de minimizar estas incertezas é através da comparação com o 13 C, sendo a sua importância já referida anteriormente (Aggarwal et al., 2014). Em suma, o carbono-14 pode representar um papel muito importante na determinação de velocidades aparentes de fluxo, na determinação do sistema de fluxo e na identificação de processos de mistura entre águas de diferentes origens. No entanto, em termos de datação de águas subterrâneas é essencial ter especial atenção à geologia, à geoquímica e à geofísica, pois nos sistemas hidrotermais, as pequenas concentrações de dióxido de carbono nas águas de recarga podem ser encobertas pelas grandes quantidades de CO2 introduzido no sistema por metamorfismo térmico ou fontes mantélicas, como é o caso das águas gasocarbónicas do norte de Portugal (ex. Carreira et al., 2008; Marques, 2012). 14

25 3 Geotermometria química Os geotermómetros químicos são ferramentas hidrogeológicas que permitem estimar a temperatura de reservatório de sistemas hidrotermais, a partir da composição química das águas de emergência. De acordo com Davraz (2014) para a sua aplicação é necessário assumir-se que: O equilíbrio químico é atingido no reservatório, em profundidade, sendo este equilíbrio dependente da temperatura; A ascensão dos fluidos desde o reservatório até à superfície é rápida, impedindo um re-equilíbrio significativo; A ocorrência da ausência de mistura de águas de diferentes tipos durante a ascensão dos fluidos geotérmicos desde o reservatório até à superfície (White, 1970; Truesdell, 1976; Fournier, 1977; Ellis, 1979; Nicholson, 1993; Verma, 2000; Yock, 2009). Ao longo das últimas décadas vários geotermómetros têm sido propostos. Segundo Marques (2012) algumas das fórmulas geotermométricas mais utilizadas são os geotermómetros da sílica, o geotermómetro Na/K, o geotermómetro Na-K-Ca, o geotermómetro Na-K-Ca (Mg) e o geotermómetro K 2 /Mg. Os geotermómetros da sílica baseiam-se na solubilidade das diferentes espécies de sílica na água com o aumento da temperatura (Davraz, 2014). Entre estes, os mais utilizados são o de calcedónia e o do quartzo, dados pelas seguintes equações (Marques, 2012): Calcedónia de Fournier & Truesdell (1974) in: Fournier (1977): 1032 T( C) = ( ) 273,15 SiO 4,69 log SiO 2 em mg/l 2 Equação 4 Quartzo (arrefecimento condutivo) de Truesdell (1975): 1315 T( C) = ( ) 273,15 SiO 5,205 log SiO 2 em mg/l 2 Equação 5 Os geotermómetros Na/K, Na-K-Ca, Na-K-Ca (Mg) e K 2 /Mg integram o conjunto de geotermómetros de catiões, quer isto dizer que, estes geotermómetros se baseiam nas reacções de troca iónica, em função da temperatura. É de salientar que os geotermómetros constituem fórmulas empíricas (Davraz, 2014). O geotermómetro Na/K está relacionado com a variação de sódio e potássio nas águas termais, devido às trocas iónicas existentes entre os feldspatos alcalinos (Nicholson, 1993 in: Davraz, 2014). Esta razão proporciona normalmente estimativas da temperatura de reservatório bastante coerentes, para a maioria dos sistemas hidrotermais de alta entalpia (Ellis & Mahon, 1977 in: Marques, 2012). O mesmo não se verifica para águas de temperaturas inferiores e ricas em cálcio, onde ocorre geralmente uma sobrestimação de valores, uma vez que a troca catiónica entre os feldspatos sodo-potássicos não é a reacção dominante, não sendo no entanto de desprezar a comparticipação do cálcio nas reacções envolvendo os aluminossilicatos e a água (Ellis & Mahon, 1977 in: Marques, 2012). O geotermómetro Na/K mais utilizado é dado pela seguinte equação (Marques, 2012): 15

26 Geotermómetro Na/K proposto por White & Ellis (1970) in: Truesdell (1975): 855,6 T( C) = ( log ( Na ) 273,15 K ) + 0,8573 Na e K em mg/l Equação 6 Como o cálcio nas reacções que englobam os aluminossilicatos e a água representa um papel significativo, foi proposto o geotermómetro Na-K-Ca por Fournier & Truesdell (1973) dado pela Equação 7. Este geotermómetro baseia-se nas razões Na/K e Ca 1/2 /Na, podendo ser considerado uma correcção do cálcio sobre o geotermómetro Na/K (Marques, 2012). T( C) = ,15 log ( Na ( K ) + β log (Ca1 2 Na ) + 2,24 ) Na, K e Ca em moles/l Equação 7 β = 4 3 se Ca1 2 Na > 1 ; β = Ca2 se Na < 1 Fournier & Potter (1979) propôs uma correlação para o magnésio para o geotermómetro Na-K-Ca, pois em águas ricas em magnésio este geotermómetro dá estimativas de temperatura de reservatório elevadas (Davraz, 2014). O geotermómetro Na-K-Ca (Mg) de Fournier & Potter (1979) é dado pela seguinte equação: Mg R = 100 ( ) Mg, Ca e K em unidades equivalentes Mg + Ca + K Equação 8 t Mg ( C) é a temperatura que deverá ser subtraída à temperatura calculada pelo geotermómetro Na-K-Ca i) Se R>50: admite-se qua a água provém de um ambiente subterrâneo relativamente frio no qual a temperatura é aproximadamente igual à temperatura da água; ii) Se 5<R<50: t Mg = 10,66 4,7415 R + 325,87 (log R) 2 (log R)2 (log R)2 1, , T T 2 + 1, log R T 2 onde T é T Na K Ca em K Equação 9 iii) Se R<5: t Mg = 1, ,971 log R + 15,05 (log R) 2 (log R)2 log R Equação ,67 10 T T 2 O geotermómetro K 2 /Mg de Giggenbach (1988) dado pela Equação 11 é utilizado quando existem evidências de que o fluido hidrotermal não está em equilíbrio total (Arnórsson, 2000). 16

27 T( C) = ( log ( K2 Mg ) ) 273,15 K e Mg em mg/l Equação 11 Através da estimação da temperatura de reservatório pelos geotermómetros e considerando o valor do gradiente geotérmico médio para regiões de emergência de uma determinada água termal, pode-se estimar a profundidade máxima alcançada pelo sistema aquoso através da seguinte equação (Marques, 2012): Profundidade = Tr Ta gg Equação 12 Onde: Tr temperatura de reservatório (ºC); Ta temperatura média anual na região em estudo (ºC); e gg gradiente geotérmico médio (ºC/km). Assim, a geotermometria química representa uma ferramenta importante para a elaboração e robustez do modelo conceptual de circulação de um determinado sistema termomineral. 17

28 4 Enquadramento dos casos de estudo das águas termais de Monção e Gerês 4.1 Caso de estudo das Termas de Monção Localização geográfica A região de Monção localiza-se a NW de Portugal (Figura 8), no distrito de Viana do Castelo. A região é delimitada a norte pelo Rio Minho (que faz fronteira com Espanha), e também pelos concelhos de Arcos de Valdevez, Melgaço, Paredes de Coura e Valença. Situando-se a aproximadamente a 120 km do Porto e a 70 km de Viana do Castelo e Braga. Figura 8 Localização do concelho de Monção. Adaptado de Google Imagens (Maio de 2015) Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e hidrogeológica Caracterização geológico-estrutural A região das Termas de Monção enquadra-se na Zona Centro Ibérica do Maciço Hespérico português. É caracterizada por uma extensa área dominada por rochas granitóides onde, associados aos granitos, é igualmente possível encontrar pequenos filões de rochas máficas, filões aplito-pegmatíticos e filões de quartzo. As rochas metassedimentares, por vezes estritamente relacionadas com rochas 18

29 migmatíticas, também estão presentes nesta região, tal como os sedimentos recentes que constituem terraços e aluviões nas margens do Rio Minho (Ribeiro & Moreira, 1986). Do ponto de vista geológico (Figura 9), na zona envolvente à Vila de Monção destacam-se os granitos do Gerês e Monção, constituídos por megacristais de feldspato potássico, de cor rosada, de matriz grosseira com presença abundante de quartzo, plagioclase, biotite, tendo como minerais acessórios, esfena, zircão, apatite e alanite. A sua geometria alongada N-S associada à não existência de estruturas miméticas de anteriores deformações e ausência de minerais metamórficos apontam para que a instalação dos granitos do Gerês e Monção seja posterior à última fase de deformação Hercínica. ff. Figura 9 Mapa geológico da região envolvente das Termas de Monção com localização das nascentes pertencentes a sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. Adaptado de Pedrosa (1999) in: Carreira et al. (2004a). As formações geológicas mais recentes correspondem maioritariamente a depósitos de cobertura. É de referir a ocorrência de depósitos aluvionares e de níveis argilo-arenosas ao longo das margens do vale do Rio Minho. Observa-se igualmente a presença de calhaus rolados provenientes dos terraços do vale deste rio. Os metassedimentos de idade silúrica correspondem aos xistos pelíticos e quartzosos e gneisses apresentando um ou mais minerais de alto ou médio grau de metamorfismo (Ribeiro & Moreira, 1986). Os principais sistemas de fracturação que afectam toda a região são reproduzidos fundamentalmente por desligamentos frágeis tardi-hercínicos (Ribeiro & Moreira, 1986). Do ponto de vista estrutural, os principais sistemas de fracturas são representados por alinhamentos estruturais com as seguintes 19

30 orientações, ENE-WSW, WNW-ESE, NNE-SSW e NNW-SSE devido a deslizamentos. O vale do Rio Minho corresponde a uma depressão tectónica, com direcção ENE-WSW (Carreira et al., 2004b). As nascentes termais das Termas de Monção localizam-se na margem esquerda do Rio Minho nos terraços aluvionares, e estão alinhadas segundo a direcção ENE-WSW, indicando uma possível relação entre a ascensão destes fluidos e o sistema de falhas (Carreira et al., 2005a) Caracterização geomorfológica e climatológica A região é delimitada a norte pelo Rio Minho e a sul pelas Serras da Peneda e do Extremo (altitudes em torno dos 1400 m) (Figura 10) com orientação segundo a direcção ENE-WSW. Os afluentes do rio seguem as direcções de NE-SE, N-S e NW-SE, que terminam em pequenas unidades como maciços montanhosos, planaltos, vales ou depressões. Do ponto de vista climatológico, a região caracteriza-se por valores elevados de precipitação atmosférica, que ultrapassam os 1000 mm de precipitação média anual. Isto deve-se ao facto desta região sofrer forte influência oceânica. A região apresenta valores médios de índice de humidade superiores a 40, indicando que se trata de um clima húmido a muito húmido (Pedrosa, 1999 in: Carreira et al., 2004b). A temperatura média anual ronda os 14 ºC, existindo uma diminuição desta com o aumento da altitude (Carreira et al., 2004b). Figura 10 Relevo da região de Monção. Adaptado de Google Maps Caracterização hidrogeológica A região de Monção é drenada pela bacia hidrográfica do Rio Minho. No que diz respeito às águas subterrâneas, estas foram referenciadas em todas as unidades litológicas principais. Destas, destaca-se a presença de aquíferos livres nas aluviões e terraços fluviais dos vales dos Rios Gadanha 20

31 e Mouro e em alguns locais junto ao Rio Minho. Na região foi ainda identificada a presença de aquíferos a maiores profundidades nos granitos de Longos Vales e Couço (Ribeiro & Moreira, 1986). Como supra mencionado, as nascentes termais das Termas de Monção encontram-se associadas a sistemas de falha de direcção ENE-WSW. Estas estruturas favorecem a ascensão destes fluidos à superfície e apesar das nascentes emergirem na cobertura sedimentar recente, situadas no terreno aluvionar entre Monção e o leito do Rio Minho, as águas emergentes nas Termas de Monção possuem a particularidade de serem águas bastante quentes com temperaturas médias rondando os 47 ºC, provenientes do maciço granítico subjacente (Ribeiro & Moreira, 1986) Amostragem e distribuição espacial das amostras Os dados utilizados para a elaboração deste trabalho são mencionados nos artigos de Nascimento, (2000) e Carreira et al., (2004a, 2004b, 2005a, 2005b, 2007). Estes dados dizem respeito a três campanhas de amostragem, respectivamente, a Outubro de 1999 (Out/99), a Fevereiro de 2002 (Fev/02) e a Fevereiro de 2003 (Fev/03). Os dados utilizados correspondem aos resultados das análises físico-químicas e isotópicas obtidos nas amostras de águas termominerais (AC1, AC2 e S. Saúde), nas amostras de águas pertencentes aos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda, com baixa mineralização e temperatura (NS1, NS2 e NS3) e nas amostras de águas do Rio Minho. Os resultados das análises físico-químicas encontram-se no Anexo A e os resultados isotópicos na Tabela 6. A nascente da S. Saúde situa-se a escassos metros do Centro Termal de Monção, tal como o furo de captação AC1 (Figura 11a), enquanto o furo de captação AC2 está localizado entre o Centro Termal e o Rio Minho. As nascentes dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda encontram-se a diferentes altitudes, nomeadamente, a NS1 (Bica dos Milagres) (Figura 11b) à altitude de 140 m, numa zona de intensa actividade agrícola, a NS2 (Nascente de Sº. Caetano) a 260 m, e por fim a NS3 (Nascente Srª. Bonfim) à altitude de 550 m, num local mais isolado, sem povoações e numa zona praticamente desprovida de actividade agrícola. Relativamente às duas amostras pertencentes ao Rio Minho, estas foram colhidas aproximadamente em frente ao Centro Termal. A localização das amostras encontra-se na Figura 9. 21

32 (a) (b) Figura 11 Locais de Amostragem. (a) AC1 sistema termomineral; (b) Bica dos Milagres sistema aquífero de circulação pouco profunda (mineralização baixa). Fotos de José Manuel Marques Hidrogeoquímica As águas termominerais apresentam temperaturas médias de 47 ºC, ph 7, valores de condutividade eléctrica que variam entre 633 e 793 μs/cm, e um teor em total de sólidos dissolvidos (TSD) entre 420 e 470 mg/l. Relativamente às amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda, estas apresentam temperaturas médias em torno de 14 ºC, ph entre 4 e 6, condutividade eléctrica que oscila entre 39 a 162 μs/cm, e um TSD entre 24 e 120 mg/l. O facto de as águas termominerais apresentarem teores em TSD superiores está associado a uma circulação mais profunda, promovendo a temperaturas mais elevadas uma interacção de água-rocha maior, e consequentemente induzindo uma maior concentração em sais minerais, detectável in situ através das medições da condutividade eléctrica. Também o valor de ph mais elevado para as águas termominerais é expectável (Kim et al., 2001; Ryan, 2004). De modo a identificar as fácies hidrogeoquímicas das amostras de águas analisadas (Anexo A), recorreu-se ao Diagrama de Piper, representado na Figura 12, onde é possível observar a distribuição das amostras de águas dos diferentes sistemas aquíferos analisados e das amostras pertencentes ao Rio Minho. Da análise do Diagrama de Piper (Figura 12) sobressai a existência de dois grupos de águas, um constituído pelas amostras de águas termominerais (círculos a vermelho e roxo) e um outro constituído pelas amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda e pouco mineralizados (circunferências a azul e laranja) e amostras de águas do Rio Minho (triângulos a verde e cinzento). As águas termominerais exibem a fácies HCO3-Na (bicarbonatadas sódicas), tal como as águas subterrâneas de circulação pouco profunda, embora estas últimas apresentem uma tendência para a fácies cloretada/ sulfatada sódica (Cl/SO4-Na), sendo que uma das amostras apresente a fácies, Cl-Na (cloretada sódica), nomeadamente a amostra designada por NS1 da campanha de Fevereiro de

33 Figura 12 Diagrama de Piper. (, *) Águas termominerais; (, *) Águas de sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; (, *) Rio Minho. *Dados de Nascimento (2000). Também da análise do Diagrama de Piper da Figura 12, é possível observar-se uma dispersão na projecção das amostras de águas subterrâneas de circulação pouco profunda e pouco mineralizadas, podendo esta dispersão ser explicada pelo facto de estas amostras terem sido amostradas em locais com características geográficas e físicas diferentes, por exemplo, diferentes ocupações do solo, com maior ou menor actividade agrícola. Para uma melhor compreensão da origem da composição química das amostras de água subterrânea em estudo efectuou-se uma matriz de correlação, entre as amostras de águas termominerais e as amostras de águas pertencentes aos sistemas aquíferos de circulação mais superficial e pouco mineralizados, de circulação mais restrita, representada na Tabela 3. A análise da matriz de correlação apresentada na Tabela 3, construída com todas as amostras de águas subterrâneas (excepção das duas amostras de água pertencentes ao Rio Minho), apoia a hipótese formulada anteriormente de que a composição química das águas em estudo é fortemente dependente dos processos de interacção água-rocha, ou seja, a composição das águas é função da composição mineralógica da matriz rochosa do aquífero. A partir do momento em que a água de precipitação se infiltra fica sujeita aos fenómenos de interacção água-solo e água-rocha, os seus constituintes vão reagindo com o meio envolvente (solo/ rocha), possibilitando a transferência dos elementos químicos para o meio aquoso, levando a que os iões dissolvidos numa determinada água estejam fortemente associados aos processos de alteração dos minerais da litologia dominante na região. 23

34 Tabela 3 Matriz de correlação entre as amostras de águas termominerais e as amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. T ph CE TDS Na K Ca Mg Li Fe Al HCO3 SO4 Cl NO3 F SiO2 T 1,00 ph 0,82 1,00 CE 0,97 0,82 1,00 TDS 0,98 0,85 0,99 1,00 Na 0,98 0,82 0,99 0,99 1,00 K 0,97 0,85 0,98 0,99 0,98 1,00 Ca 0,87 0,76 0,95 0,93 0,92 0,91 1,00 Mg -0,29 0,05-0,20-0,21-0,27-0,23 0,00 1,00 Li 0,74 0,49 0,81 0,78 0,77 0,75 0,78-0,22 1,00 Fe -0,09 0,08-0,09-0,06-0,04 0,04-0,18-0,28-0,16 1,00 Al -0,07-0,38 0,01-0,06-0,05-0,12 0,02-0,17 0,52-0,32 1,00 HCO3 0,96 0,75 0,99 0,98 0,98 0,97 0,95-0,27 0,83-0,11 0,06 1,00 SO4 0,47 0,77 0,46 0,49 0,43 0,46 0,45 0,52 0,27-0,22-0,27 0,36 1,00 Cl 0,91 0,75 0,93 0,93 0,93 0,91 0,83-0,36 0,86 0,01 0,18 0,91 0,38 1,00 NO3-0,61-0,26-0,57-0,57-0,62-0,57-0,42 0,90-0,53-0,12-0,19-0,64 0,30-0,67 1,00 F 0,84 0,63 0,78 0,80 0,81 0,78 0,64-0,33 0,82-0,07 0,25 0,78 0,43 0,86-0,55 1,00 SiO2 0,96 0,86 0,95 0,97 0,97 0,96 0,84-0,27 0,74 0,05-0,08 0,92 0,50 0,95-0,59 0,84 1,00 Nota: T Temperatura; CE condutividade eléctrica; TSD total de sólidos dissolvidos. 24

35 É de notar que as correlações entre os valores de TSD e de condutividade eléctrica medida in situ com os restantes elementos químicos e físicos são bastante semelhantes, indicando que os valores de condutividade eléctrica medida in situ constituem um bom indicador da mineralização total da água, e portanto do tipo de sistema aquífero presente (se é de circulação mais superficial ou mais profunda, ou se tem maior ou menor interacção água-rocha, etc.). Neste caso de estudo, dado a região ser predominantemente constituída por rochas graníticas e granitóides, será de esperar a presença dominante do anião HCO3 - e dos catiões Na +, K +, Ca 2+ e Mg 2+ nas águas, como resultado da interacção água-rocha. O anião HCO3 - tem origem na dissolução do dióxido de carbono de origem atmosférica e/ ou dos solos, que ao dissolver-se na água, forma o ácido carbónico. Quando o ácido carbónico se dissolve, liberta o anião HCO3 - e o catião H + (responsável pela diminuição do ph). O CO2 responsável pela formação do bicarbonato provém da atmosfera (pressão parcial = 10-3,5 atm) mas é adquirido fundamentalmente quando a água atravessa a camada de solo, onde o CO2 provém da respiração das raízes das plantas assim como da decomposição da matéria orgânica (valores médios de pressão parcial = 10-2 atm) (Freeze & Cherry, 1979). A composição das águas subterrâneas irá variar de acordo com a natureza dos produtos de alteração dos vários minerais presentes na matriz rochosa. No caso das águas termais de Monção, ao estarem essencialmente associadas a uma região granítica, estas águas irão promover a dissolução de minerais silicatados (feldspatos, micas). Desta forma os catiões Na + e o Ca 2+ são derivados por hidrólise das plagioclases, onde o ião H + ataca e substitui os iões positivos na rede das plagioclases, transformando-as em minerais argilosos, os quais, por sua vez, têm tendência a reter o K +. No caso em estudo, a plagioclase dominante nas rochas granitoides é a albite (com elevada percentagem de sódio), que ao sofrer hidrólise origina a caulinite (mineral argiloso secundário), libertando sódio e sílica (sob forma de SiO4H4) para o meio aquoso. Esta reacção traduz-se na seguinte equação (Freeze & Cherry, 1979): 2Si 3 O 8 AlNa + 9H 2 O + 2H + + 2HCO 3 = Si 2 O 5 Al 2 (OH) 4 + 2Na + + 2HCO 3 + 4SiO 4 H 4 Equação 13 Já o teor em K + está relacionado com a interacção água-feldspatos-k, enquanto que o Ca 2+ com a hidrólise das plagioclases cálcicas. A presença de Mg 2+ nas águas está fundamentalmente associada à alteração dos minerais ferromagnesianos (tal como o Ca 2+ em alguns casos), que neste caso de estudo será fundamentalmente a biotite (Kim et al., 2001; Ryan, 2004; Custódio & Llamas, 1983 in: Marques, 2012). A sílica (SiO2) em solução, sob a forma de 4SiO4H4, constitui fundamentalmente o resíduo da hidrólise dos silicatos originando minerais argilosos, sendo apenas uma ínfima parte proveniente da dissolução do quartzo. Estes minerais argilosos são responsáveis por reter o ião K + por adsorção, constituinte do meio aquoso, explicando-se assim a maior predominância de Na + nas águas (Custódio & Llamas, 1983 in: Marques, 2012). 25

36 Cl (mg/l) SiO 2 (mg/l) Ca (mg/l) HCO 3 (mg/l) Na (mg/l) K (mg/l) Com o intuito de visualizar o comportamento das amostras face a estas características físicas e químicas, recorre-se à projecção entre o total sólidos dissolvidos (TSD) e os elementos químicos para os quais se observa uma correlação forte (Tabela 3). Nos gráficos da Figura 13, é possível observar os diferentes grupos de amostras, as águas termominerais a vermelho e roxo, e águas subterrâneas de circulação pouco profunda, frias e pouco mineralizadas a azul e laranja e as águas do Rio Minho a verde e cinzento, evidenciando a ausência de mistura entre os dois sistemas aquíferos, indicando a não interligação entre as águas do Rio Minho com o sistema aquífero termomineral de Monção TSD (mg/l) TSD (mg/l) (a) (b) TSD (mg/l) TSD (mg/l) (c) (d) TSD (mg/l) TSD (mg/l) (e) (f) Figura 13 (a) Na vs. TSD; (b) K vs. TSD; (c) Ca vs. TSD; (d) HCO3 vs. TSD; (e) Cl vs. TSD; (f) SiO2 vs. TSD. (, *) Águas termominerais; (, *) Águas dos sistemas aquíferos de baixa mineralização e de circulação pouco profunda; (, *) Rio Minho. *Dados de Nascimento (2000). No entanto, o facto de existirem dois grupos de águas com características muito diferentes, as águas termais com elevados teores em TSD (no canto superior direito) e as águas subterrâneas de circulação pouco profunda, frias e pouco mineralizadas com baixo teor em TSD (no canto inferior esquerdo), influenciará/ controlará os valores das correlações. Com vista a minimizar a influência de um grupo sob 26

37 o outro, foram calculadas duas matrizes de correlação, uma para cada um dos sistemas hídricos subterrâneos (Tabela 4 e 5). Comparando os resultados obtidos nas três tabelas (Tabela 3, 4 e 5), verifica-se que as correlações foram influenciadas pelos dados, que se traduz em geral pelo aumento da correlação entre os resultados. 27

38 Tabela 4 Matriz de correlação das águas do sistema termomineral de Monção. T ph CE TDS Na K Ca Mg Li Fe Al HCO3 SO4 Cl NO3 F SiO2 T 1,00 ph -0,12 1,00 CE -0,40-0,50 1,00 TDS 0,10-0,32 0,77 1,00 Na -0,38-0,08 0,41 0,39 1,00 K 0,02 0,10 0,59 0,72 0,41 1,00 Ca -0,43-0,47 0,93 0,73 0,71 0,62 1,00 Mg -0,47-0,42 0,89 0,66 0,76 0,60 0,99 1,00 Li -0,36-0,78 0,44-0,04-0,12-0,29 0,34 0,30 1,00 Fe -0,53 0,79-0,29-0,34-0,09-0,05-0,29-0,28-0,29 1,00 Al -0,30-0,74 0,33-0,13-0,24-0,37 0,21 0,17 0,99-0,26 1,00 HCO3-0,15-0,63 0,88 0,73 0,46 0,67 0,90 0,86 0,45-0,46 0,36 1,00 SO4 0,53 0,41-0,87-0,63-0,79-0,56-0,98-0,99-0,33 0,21-0,20-0,84 1,00 Cl -0,60-0,26-0,01-0,54-0,20-0,73-0,09-0,08 0,71 0,16 0,73-0,20 0,03 1,00 NO3 0,18 0,55 0,00 0,37 0,00 0,68 0,00-0,05-0,57 0,46-0,57 0,09 0,04-0,73 1,00 F 0,18-0,32-0,53-0,67-0,39-0,67-0,49-0,50 0,47-0,10 0,56-0,27 0,44 0,48-0,40 1,00 SiO2-0,19 0,51-0,72-0,81-0,28-0,77-0,71-0,64-0,21 0,45-0,14-0,91 0,61 0,52-0,38 0,28 1,00 Nota: T Temperatura; CE condutividade eléctrica; TSD total de sólidos dissolvidos. 28

39 Tabela 5 Matriz de correlação das águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. T ph CE TDS Na K Ca Mg Li Fe Al HCO3 SO4 Cl NO3 F SiO2 T 1,00 ph 0,62 1,00 CE 0,66 0,83 1,00 TDS 0,72 0,88 0,98 1,00 Na 0,69 0,79 0,93 0,98 1,00 K 0,39 0,56 0,49 0,65 0,75 1,00 Ca 0,71 0,77 0,96 0,92 0,84 0,35 1,00 Mg 0,76 0,73 0,97 0,95 0,91 0,44 0,97 1,00 Li -0,75-0,64-0,39-0,57-0,60-0,71-0,31-0,39 1,00 Fe -0,08-0,17-0,38-0,19-0,03 0,61-0,46-0,38-0,45 1,00 Al -0,72-0,69-0,45-0,63-0,66-0,77-0,35-0,43 0,99-0,44 1,00 HCO3-0,04-0,06-0,12-0,21-0,27-0,63-0,16-0,13 0,14-0,59 0,17 1,00 SO4 0,71 0,91 0,94 0,92 0,82 0,39 0,96 0,91-0,44-0,42-0,48-0,09 1,00 Cl -0,71 0,03-0,16-0,18-0,21 0,08-0,22-0,34 0,40 0,11 0,33-0,32-0,12 1,00 NO3 0,79 0,69 0,95 0,94 0,91 0,49 0,96 0,99-0,43-0,29-0,46-0,22 0,88-0,38 1,00 F 0,28 0,65 0,19 0,23 0,08-0,01 0,17 0,07-0,45-0,20-0,44 0,40 0,43 0,09 0,01 1,00 SiO2 0,35 0,72 0,68 0,79 0,86 0,89 0,50 0,59-0,61 0,28-0,70-0,32 0,55 0,13 0,58 0,14 1,00 Nota: T Temperatura; CE condutividade eléctrica; TSD total de sólidos dissolvidos. 29

40 Na (mg/l) HCO 3 (mg/l) Com o objectivo de se tentar compreender a origem principal do Cl nestas águas, recorreu-se à projecção gráfica, nomeadamente a: Cl versus Na e versus HCO Cl (mg/l) Cl (mg/l) (a) (b) Figura 14 (a) Na vs. Cl; (b) HCO3 vs. Cl. Sistema termomineral de Monção: (, *) AC1; (, *) AC2; ( *) S. Saúde. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: (, *) NS1; (, * ) NS2; ( ) NS3. *Dados de Nascimento (2000). Através da análise da Figura 14 verifica-se que ambos os gráficos são semelhantes, ou seja, observa-se a distribuição das amostras em dois grupos distintos sem aparente mistura entre eles. A separação é feita não apenas ao nível do teor em Cl mas também com base nas diferentes concentrações quer em Na quer em HCO3. Uma possível explicação para o aumento do teor em Cl nas águas termominerais tem em conta a composição mineralógica da matriz do aquífero. Assim a origem do Cl pode ser proveniente da interacção água-rocha, nomeadamente do mineral apatite (Ca5(PO4)3(OH, F, Cl)) mineral acessório dos granitos (Custódio & Llamas, 1983 in: Marques, 2012). No entanto, não se encontra uma forte correlação entre o teor em Cl e o teor quer em Ca quer em F, valores assinalados a bold e a vermelho na Tabela 8. Aliás, os valores de correlação são bastante fracos nos dois tipos de sistemas aquíferos (-0,09 e 0,48 para o sistema termomineral e -0,22 e 0,09 para os sistemas aquíferos de circulação pouco profunda). Da observação do gráfico da Figura 14a, podemos concluir que no caso das águas termais de Monção, para uma gama de valores de Na relativamente próxima os teores em Cl variam razoávelmente (25 < Cl < 45 mg/l), apontando para uma fonte adicional de Cl, que não a proveniente da interacção água-rocha, como no caso do Na. Tendo em conta o enquadramento geológico-estrutural e tectónico da região, uma possível fonte adicional de Cl no sistema hidromineral poderá ter origem profunda (no manto superior), ascendendo à superfície através das principais estruturas tectónicas (falhas) da região, isto pode ser corroborado pelos valores de δ 13 C (Tabela 6), nomeadamente de -7,06 e -6,25, valores que sugerem diferentes origens, entre elas, a origem no manto superior. Outra hipótese alternativa sobre a origem do Cl nas águas baseia-se no facto do cloro ser um elemento conservativo e os teores observados podem, em parte, estar associados aos teores registados na precipitação atmosférica por concentração associada aos processos de evapotranspiração (Skrzypek et al., 2013). A forte correlação entre os nitratos e o cálcio, magnésio e sulfato e também entre o cálcio e o sulfato nas águas subterrâneas de circulação pouco profunda, 0,96, 0,99, 0,88 e 0,96, respectivamente 30

41 SO 4 (mg/l) Ca (mg/l) Ca (mg/l) Mg (mg/l) (valores a bold da Tabela 5) revela influência antrópica, uma vez que estes elementos são constituintes dos fertilizantes utilizados na agricultura da região (vinhas, hortícolas, etc.) NO 3 (mg/l) NO 3 (mg/l) (a) (b) NO 3 (mg/l) SO 4 (mg/l) (c) (d) Figura 15 (a) Ca vs. NO3; (b) Mg vs. NO3; (c) SO4 vs. NO3; (c) Ca vs. SO4. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: (, *) NS1; (, *) NS2; ( ) NS3. *Dados de Nascimento (2000). Através da análise da Figura 15 verifica-se que a Nascente Bica dos Milagres (NS1) é a que apresenta maior concentração de contaminantes, nomeadamente teores mais elevados em nitratos, cálcio, magnésio e sulfatos, enquanto a que tem contaminação menor é a Nascente Srª. do Bonfim (NS3). O grau de contaminação está, não apenas directamente associado à actividade agrícola, mas igualmente, embora de modo indirecto, relacionado com a altitude a que se situam as nascentes, ou seja, locais a cota menor são alvo de uma maior intensidade agrícola devido à acessibilidade dos locais, caso da nascente NS Aplicação da hidrologia isotópica ao caso de estudo Recorrendo à composição isotópica das amostras de águas subterrâneas do sistema aquífero das Termas de Monção e das águas subterrâneas de sistemas aquíferos de circulação pouco profunda procedeu-se à projecção ortogonal δ 2 H versus δ 18 O, representada na Figura 16, identificando-se a relação das amostras relativamente à recta das águas meteóricas (G-MWL). Desta forma, verifica-se que as amostras se distribuem em cima ou próximo da recta das águas meteóricas mundiais (G-MWL), indicando que se trata de águas meteóricas que não sofreram acentuados fenómenos de evaporação 31

42 δ 2 H ( ) (declive da recta das águas meteóricas locais muito semelhante ao declive da recta das águas meteóricas mundiais), bem como de interacção água-rocha a temperaturas muito elevadas Recta das águas meteóricas mundiais δ 2 H = 8 δ 18 O Recta das águas meteóricas locais δ 2 H = 9,02 δ 18 O + 14,33 R² = 0, δ 18 O ( ) Figura 16 2 H vs. 18 O. (, *) Sistema aquífero das Termas de Monção; (, *) Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. *Dados de Nascimento (2000). Da análise do gráfico da Figura 16, sobressai o isolamento de uma amostra cujos valores de composição isotópica se afastam dos restantes, bastante mais empobrecida em 2 H e em 18 O. Este isolamento pode ser explicado pelo facto de esta amostra ter sido colhida num período de amostragem diferente com características climáticas diferentes, reflectindo na sua composição os efeitos de sazonalidade e de intensidade de precipitação, uma vez que foi colhida na campanha de amostragem de Out/99 (fim da época de estiagem), enquanto que a maior parte das amostras de água foram colhidas nas campanhas de Fev/02 e Fev/03 (em plena estação de chuvas). No entanto, importa referir que todas as amostras a roxo e laranja correspondem à campanha de Out/99, não apresentando os efeitos de sazonalidade e de intensidade de precipitação na sua composição, sugerindo que poderá tratar-se de um valor histórico. Um outro factor que é imprescindível ter em consideração é o chamado efeito de altitude, ou seja, a estimativa do factor de fraccionamento isotópico com a altitude que varia de local para local. Para o cálculo deste factor é necessário ter em consideração a composição isotópica das nascentes (amostras pouco mineralizadas representativas da precipitação local) colhidas a altitudes diferentes na região em estudo, e proceder-se à identificação da relação entre a variação isotópica com a altitude de modo a estimar qual o coeficiente de fraccionamento isotópico local/ regional, que para o caso em estudo se encontra representado na Figura 17. O valor do gradiente isotópico estimado para esta região é de -0,22 / 100 m de altitude para o δ 18 O. Este valor de fraccionamento isotópico encontra-se dentro da gama de valores referidos na bibliografia científica, que segundo Yurtsever & Gat, (1981) in: Carreira et al., (2005a) variam entre -0,15 a -0,5 / 100 m, com um valor médio de empobrecimento em 18 O de -0,26 / 100 m. 32

43 Altitude (m) Altitude (m) Altitude = -460,26 δ 18 O ,8 R² = 0, δ 18 O ( ) (a) AC1 AC2 Altitude = -460,26 δ 18 O ,8 R² = 0, δ 18 O ( ) (b) Figura 17 (a) Altitude vs. 18 O; (b) Estimação da altitude de recarga das águas termominerais com base na composição isotópica (valores 18 O) das águas ( ) dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. Considerando o gradiente isotópico regional obtido, estimou-se a altitude média de recarga das águas termais de Monção. Para tal, considerou-se a média dos valores de δ 18 O para cada conjunto de amostras, ou seja, a média dos valores de δ 18 O para cada local de amostragem, nomeadamente, para os furos AC1, AC2 e a nascente S. Saúde. Obtendo-se valores médios de altitude de recarga em torno dos 350 a 475 m, correspondendo ao furo AC1 e ao furo AC2, respectivamente (Figura 17b). De modo a identificar uma possível mistura entre as águas do Rio Minho e as águas termominerais, para além dos parâmetros químicos, recorreu-se à variação da composição isotópica do Rio Minho (Tabela 6). Considerando os valores δ obtidos sobressai o empobrecimento isotópico do Rio Minho (amostra de Fevereiro), corroborando a hipótese formulada anteriormente sobre a inexistência de qualquer processo de mistura entre estes dois sistemas hídricos. Por outro lado, o empobrecimento isotópico registado na campanha de Fevereiro (diferença de aproximadamente 2 a nível do valor de 18 O), pode ser explicado pelo facto de as amostragens terem ocorrido em diferentes períodos com características climáticas muito diferentes. A amostragem Out/99 foi realizada no final do verão fim da época de estiagem, enquanto a amostragem de Fev/03 foi recolhida em plena estação de chuvas, reflectindo na sua composição os efeitos de sazonalidade e de intensidade de precipitação. Esta diferença está associada não somente a temperaturas mais frias como também a uma importante contribuição das águas do rio mais a montante (Espanha). Segundo Loureiro & Machado, (1986) in: Carreira et al., (2005b), o Rio Minho nasce a cerca de 750 m de altitude na Serra da Meira (NW- Espanha), recebendo uma importante contribuição do Rio Sil, que nasce também no NW de Espanha nas montanhas de Jistreda (Cordilheira Cantábrica) a cerca de m de altitude. Na Tabela 6 está representada a composição isotópica (δ 2 H, δ 13 C, δ 18 O, 3 H e 14 C) e valores de temperatura obtidos nas análises realizadas às amostras de água subterrânea da região das Termas de Monção e das duas amostras pertencentes ao Rio Minho. Ao analisar-se estes dados verifica-se um elevado teor em trítio (4,1 TU) para as águas do furo AC1 referente à campanha de Out/99 face às campanhas realizadas posteriormente. Também os valores de δ 18 O e δ 2 H apresentam variações, como já mencionado. 33

44 Tabela 6 Composição isotópica das amostras de águas subterrâneas da região de Monção e das amostras de águas pertencentes ao Rio Minho. *Dados de Nascimento (2000). Referência Data T (ºC) δ 18 O ( ) δ 2 H ( ) 3 H (TU) 14 C (pmc) δ 13 C ( ) Altitude (m) AC1* Out/99 48,1-6,54-45,2 4,1 ± 1,0 AC1 Fev/02 52,0-5,19-31,6 0,0 ± 0,6 AC1 Fev/03 47,7-4,77-33,9 0,0 ± 0,6 4,82 ± 1,00-7,06 AC2* Out/99 45,0-5,20-35,2 0,0 ± 1,0 AC2 Fev/02 46,5-5,25-31,6 0,0 ± 0,6 AC2 Fev/03 42,2-5,22-30,0 0,0 ± 0,6 7,43 ± 0,34-6,25 S. Saúde* Out/99 42,0-5,23-31,6 1,0 ± 1,0 NS1* Out/99 16,0-5,01-27,7 5,2 ± 1,0 140 NS1 Fev/02 14,4-4,66-27,3 3,2 ± 0,6 140 NS1 Fev/03 12,8-4,81-26,5 2,6 ± 0,6 140 NS2* Out/99 13,3-4,88-31,5 4,8 ± 1,1 260 NS2 Fev/03 11,7-5,19-33,6 2,1 ± 0,6 260 NS3 Fev/03 13,1-5,50-36,8 2,4 ± 0,5 550 Rio Minho* Out/99 17,5-5,10-30,0 4,5 ± 0,9 Rio Minho Fev/03 10,4-6,87-48,2 2,3 ± 0,6 Nota: ± representa o erro analítico associado à medição, varia de amostra para amostra. O facto de as águas termominerais não possuírem trítio, ou este não ser detectado pelas técnicas utilizadas para a sua determinação, sugere que se tratam de águas com um tempo de residência pelo menos superior a anos (tendo em consideração o teor médio atmosférico em 3 H). Por outro lado, as diferenças registadas nos teores em 3 H das águas termominerais entre as amostragens de 1999 e 2003, estão associadas à diminuição de teor em 3 H registada na atmosfera nos últimos anos e ao tempo médio de residência que leva a que a sua concentração tenha baixado para valores abaixo dos mensuráveis, motivado pelo curto tempo de vida deste isótopo (Carreira et al., 2007). Pelo contrário, as amostras de águas subterrâneas de circulação pouco profunda e pouco mineralizadas evidenciam ser águas com curto período de residência e com recarga local, pois ao comparar-se o teor de trítio com os registos deste isótopo na precipitação, estação meteorológica do Porto (localizada na Serra Pilar a 100 km a Sul das Termas de Monção), conclui-se que se tratam de valores semelhantes (4,5 TU e 3,4 TU média aritmética) para a estação meteorológica e para as amostras de água subterrânea, respectivamente (Carreira et al., 2007). A composição isotópica em carbono-13 é -7,06 vs. V-PDB para as águas termominerais do furo AC1 e -6,25 vs. V-PDB para as águas termominerais do furo AC2. Estes teores relativamente enriquecidos se comparados com o CO2 do solo (respiração das raízes das plantas -25 a -23 vs. V-PDB) sugerem que o dióxido de carbono esteja associado a origens diferentes, nomeadamente, parte devida à dissolução do CO2 atmosférico durante os fenómenos de precipitação, outra parte importante 34

45 associada à decomposição da matéria orgânica e respiração das raízes das plantas. Por outro lado considerando o ambiente geológico e a presença de falhas profundas que possibilitam a ascensão de gases da parte superior do manto, a hipótese de uma origem mantélica deverá também ser formulada (Figura 4). Embora o intervalo de valores também corresponda à dissolução dos minerais carbonatados, não é uma opção viável na medida em que não ocorrem minerais carbonatados no enquadramento geológico da região (Carreira et al., 2004a). Como o teor de carbono-14 é expresso em pmc percentagem de carbono moderno, valores de 100 pmc correspondem a 100 % de carbono moderno e portanto à actualidade, sendo que teores menores são indicadores de águas mais antigas. Assim, os baixos teores em 14 C determinados nas águas termominerais dos furos AC1 e AC2, 4,82 ± 1,00 pmc e 7,43 ± 0,34 pmc, respectivamente, juntamente com a ausência de trítio corroboram o longo período de residência em profundidade destas águas termominerais Geotermometria química Com o objectivo de estimar a temperatura de reservatório e a profundidade máxima de circulação das águas termominerais das Termas de Monção, recorreu-se à aplicação dos geotermómetros químicos. Os geotermómetros utilizados para esta finalidade foram os propostos por Truesdell (1975) e Giggenbach (1988), Equação 5 e Equação 11, respectivamente, dado que tratarem-se de geotermómetros que usualmente dão origem à estimação de temperaturas de reservatório coerentes e aceitáveis, para sistemas geotérmicos de baixa temperatura, como é o caso de Monção e Gerês (Marques, 2012). Na Tabela 7 estão representadas as temperaturas de reservatório estimadas para as águas termominerais em estudo, onde é possível observar uma temperatura média de reservatório de 129 ºC para o geotermómetro de sílica e de 81 ºC para o geotermómetro de K 2 /Mg. É de referir que se tratam de valores aceitáveis. Com base na temperatura de reservatório média dada pelos geotermómetros estimou-se a profundidade máxima alcançada, através da Equação 12, onde se utilizou uma temperatura média anual da região em estudo de 14 ºC e um gradiente geotérmico médio de 30 ºC/km (IGM,1998), obtendo-se um intervalo de 2,9 a 3,2 km de profundidade máxima de circulação (Tabela 7). 35

46 Tabela 7 Temperatura de reservatório estimada e profundidade máxima alcançada para as águas termominerais das Termas de Monção. Referência Data Geotermómetro de sílica (Quartzo) Truesdell (1975) T (ºC) Geotermómetro K 2 /Mg Giggenbach (1988) T (ºC) Profundidade máxima alcançada (km) AC1 Out/99 134,7 83,3 3,2 AC1 Fev/02 125,0 84,4 3,0 AC1 Fev/03 130,8 82,0 3,1 AC2 Out/99 131,1 78,1 3,0 AC2 Fev/02 119,9 79,8 2,9 AC2 Fev/03 125,2 77,7 2,9 S. Saúde Out/99 134,2 83,0 3, Elaboração do modelo conceptual Para a elaboração do modelo conceptual das águas termominerais de Monção foi necessário ter em consideração todas as abordagens realizadas neste estudo. Com base nessa abordagem multidisciplinar, utilizada por diversos autores em outros casos de estudo (ex. Aires-Barros et al., 1995; Carreira et al., 2011; Espinha Marques et al., 2006, 2013), propôs-se o esquema da Figura 18. N S Rio Minho Termas de Monção 754 m (a) δ 18 O= - 5,01 Rochas granitóides? δ 18 O= - 5,34 Geotermómetros químicos 81 ºC < T < 129 ºC 2,9 km 3,2 km (b) Falha do rio Minho Falha provável Sem escala Figura 18 Esquema representativo do modelo conceptual de circulação do sistema termomineral de Monção (a); Apresenta-se igualmente, para comparação, o sistema associado às águas subterrâneas pouco mineralizadas e de circulação mais superficial (b). Água fria: seta azul. Água quente: seta vermelha. 36

47 Com base nos teores em 18 O é possível afirmar que a água que emerge nas nascentes termais infiltra-se em locais cuja topografia abrange os 350 a 475 m de altitude, estando esta área assinalada na Figura 19. À medida que as águas meteóricas se vão infiltrando em profundidade, por intermédio de possíveis falhas, vai proporcionando através de reacções de interacção água-rocha um aumento de concentração de iões dissolvidos na água resultantes dos processos de alteração dos minerais que constituem a matriz rochosa do aquífero. Até chegar ao reservatório, que se localiza a uma profundidade máxima de 2,9 a 3,2 km, com condições de temperatura entre os 80 a 130 ºC. Assim, os processos de interacção água-rocha são intensificados até ocorrer o equilíbrio químico, dependente tanto da temperatura, como do tempo de residência do fluxo no interior do reservatório, levando a um aumento da concentração de sólidos totais dissolvidos comparativamente a águas que circulam a uma menor profundida. Rio Minho NS2 NS3 Potencial área de recarga Água termomineral NS1 Sem escala Figura 19 Esquema representativo em 3D da potencial área de recarga do sistema termomineral das Termas de Monção. Do reservatório a água irá ascender preferencialmente através de sistemas de falhas abertas, muito possivelmente alinhadas segundo a direcção ENE-WSW, pois é nessa direcção que as nascentes termais emergem tal como descrito no capítulo da caracterização hidrológica ( ). A composição química e isotópica sugere que as águas termominerais de Monção (nascente e furos de captação) pertencem ao mesmo sistema aquífero, embora existam diferenças nas suas composições. Estas diferenças podem ser explicadas pela existência de diferentes linhas de fluxo. As águas termominerais do furo AC1 caracterizam-se por uma altitude de recarga a cotas mais elevadas dado apresentarem uma composição isotópica média mais empobrecida e simultaneamente uma idade aparente em carbono-14 mais antiga (valor de carbono-14 menor) comparativamente às águas do furo AC2, o que sugere um maior percurso desde a infiltração até local de descarga (furo de captação) e maior tempo de residência. No entanto, também seria de esperar uma maior mineralização, nomeadamente maiores concentrações em sódio e bicarbonato, para as águas do furo AC1 (Anexo A), pois um maior percurso e um maior tempo de residência, juntamente com uma temperatura de emergência mais elevada, proporcionaria processos de interacção água-rocha mais acentuados, o que 37

48 não se verifica. Tal poderá ficar a dever-se à composição mineralógica das formações geológicas atravessadas desde a zona de recarga até ao local de descarga. 38

49 4.2 Caso de estudo de Termas do Gerês Localização geográfica A região das Termas do Gerês localiza-se a norte de Portugal (Figura 20), pertencendo ao concelho de Terras de Bouro, situado no distrito de Braga. A região enquadra-se no Parque Nacional da Peneda-Gerês. Figura 20 Localização das Termas do Gerês. Adaptado de Google Imagens (Maio de 2015) Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e hidrogeológica Caracterização geológico-estrutural Em geral, nesta região predominam as rochas graníticas (Figura 21), existindo no entanto alguns depósitos aluvionares modernos (Medeiros et al., 1975). As rochas predominantes são granitos porfiroides, podendo ser calco-alcalinos ou alcalinos. Os calco-alcalinos são porfiroides de matriz grosseira a média, compostos por feldspatos potássico, quartzo, plagioclase do tipo oligoclase, biotite, clorite, esfena e/ ou epídoto, alanite, fluorite e zircão. Já as formações alcalinas estão representadas por granitos porfiroides ou com tendência porfiroide, de matriz grosseira a média, constituídos em geral por quartzo, feldspato potássico, plagioclase, biotite, anfíbola, alanite, esfena, apatite, zircão e também epídoto e clorite. 39

50 Os depósitos modernos apresentam um carácter torrencial, sendo constituídos por blocos rolados de granito, soltos ou ligados por materiais finos. Estes ocorrem em particular ao longo da falha que intersecta o vale do Gerês. A nível estrutural é de salientar a ocorrência de falhas responsáveis pela compartimentação da região, nomeadamente a que ocorre no vale do Gerês, orientada na direcção NNE-SSW (Medeiros et al., 1975). Figura 21 Geologia do Maciço da Peneda-Gerês. Adaptado de Mendes (2002) in: Pinheiro (2011) Caracterização geomorfológica, climatológica e hidrológica No que diz respeito à geomorfologia, a região caracteriza-se por se integrar numa área montanhosa com relevos acentuados, o maciço do Gerês (Figura 22). É de referir os vales tectónicos da região, em especial o do Gerês (direcção NNE-SSW), no qual se foca este estudo. É ainda de constatar que nesta região montanhosa são observados grandes desprendimentos de massas, lamas e rochedos, que arrastam ao longo do flanco de encosta tudo o que se encontrar pelo caminho, até ao fundo do vale (Medeiros et al., 1975). A região está enquadrada na bacia hidrográfica do Rio Cávado. O Rio Cávado nasce na Serra do Larouco a uma altitude de 1500 m. Este tem dois afluentes importantes no sistema hidrográfico, o Rio Homem localizado na margem direita, que nasce na Serra do Gerês a uma altitude de 1400 m, e o Rio Rabagão na margem esquerda, que nasce na zona planáltica entre as Serras do Barroso e Larouco a uma altitude de 1200 m (DGRAH, 1986). 40

51 Figura 22 Relevo da região das Termas do Gerês. Adaptado de Google Maps Falha com direcção NNE-SSW, que separa o vale do Gerês. A temperatura média anual para Braga é de 15 ºC e para Montalegre de 9,5 ºC. O clima para a bacia hidrográfica do Rio Cávado varia entre super-húmido a húmido. Sendo as zonas mais pluviosas da bacia as que se localizam nas Serras de Barroso, Larouco e Gerês com valores de precipitação média anual em torno de 3200 mm (DGRAR, 1986). As nascentes termais ocorrem através de diáclases no vale do Gerês. Existem três emergências de água, duas das quais emergem de diáclases paralelas à falha e a restante de diáclase normal à direcção da falha (Medeiros et al., 1975) Amostragem e distribuição espacial das amostras Os dados utilizados para o estudo das águas termominerais do Gerês são referentes a duas campanhas de amostragem realizadas em Março de 2002 (Mar/02) e em Fevereiro de 2003 (Fev/03) pelo Professor José Manuel Marques e pela Doutora Paula Carreira Paquete no âmbito do Projecto POCTI/CTA/39435/2001. Foram também utilizados dados provenientes de Pinheiro (2011). Os dados referentes às determinações da composição física-química das amostras de água encontram-se no Anexo B e os das determinações da composição isotópica na Tabela 11. As amostras correspondentes às campanhas de amostragem de Março de 2002 e de Fevereiro de 2003 são referentes a análises físico-químicas e isotópicas para as águas termominerais e as águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda com baixa mineralização e temperatura. As amostras de águas termominerais foram colhidas perto do Centro Termal do Gerês, nomeadamente na Nascente Forte, Nascente Contra-Forte e Nascente da Bica (Figura 23). As amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda foram amostradas no Fontanário do Tanquinho. 41

52 Figura 23 Local de Amostragem. Nascente da Bica sistema termomineral. Cortesia do Professor Simões Cortês. Os dados retirados de Pinheiro (2011) correspondem a análises físico-químicas (RH3, RH5, RH10, RG11, RG12) e isotópicas de amostras de águas superficiais (rios e ribeiras) e amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. A sua localização está representada na Figura km RH1 - Água subterrânea, ponto mais elevado da região (Nevosa) RH2 - Água superficial, Carris RH3 - Nascente do Rio Homem RH4 - Água superficial, Rio Homem RH5 - Água superficial, Rio Homem RH6 - Água superficial, afluente do Rio Homem RH7 - Água superficial, Rio Homem RH8 - Água subterrânea, margem sul do Rio Homem RH9 - Água subterrânea, margem sul do Rio Homem RH10 - Água superficial, Rio Homem próximo da Portela do Homem RG11 - Água subterrânea próxima da estância termal do Gerês RG12 - Água superficial, Rio Gerês perto das termas RG13 - Água subterrânea (Junceda) RG14 - Água superficial, Rio Gerês (a meio entre a nascente e as termas) RG15 - Água superficial, afluente do Rio Gerês RG16 - Água subterrânea (Fonte do Murjal) RG17 - Água superficial, próximo da nascente do Rio Gerês M1 - Água superficial, Rio Maceira, afluente do Rio Homem PH - Água subterrânea, Portela do Homem B - Água superficial (Borrageiro), afluente do Rio Cávado G Água termal Figura 24 Localização das amostras. ( ) Águas termominerais; ( ) Águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; ( ) Águas superficiais: rios e ribeiras. Adaptado de Pinheiro (2011). 42

53 4.2.4 Hidrogeoquímica As águas termominerais apresentam temperaturas médias de 43 ºC, ph 8, valores de condutividade eléctrica que variam entre 314 e 353 μs/cm, e um teor em Total de Sólidos Dissolvidos (TSD) entre 238 e 252 mg/l. Relativamente às amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda, estas apresentam temperaturas médias em torno de 14 ºC, ph 6, condutividade eléctrica que oscila entre 12 a 136 μs/cm, e TSD entre 7 e 38 mg/l. As amostras de águas superficiais (rios e ribeiras) possuem condutividade eléctrica que varia entre 11 a 20 μs/cm e um TSD entre a 7 a 15 mg/l. A diferença entre os teores de TSD para cada tipo de água explica-se pelo facto das águas termominerais circularem a uma profundidade maior, relativamente às restantes, ficando sujeitas a condições que propiciam uma maior interacção de água-rocha, tais como, temperaturas mais elevadas, e consequentemente um aumento de concentração em sais minerais, detectável in situ através das medições da condutividade eléctrica, tal como se pode confirmar pelos valores de correlação relativos à condutividade eléctrica e ao total sólidos dissolvidos (Tabela 8), podendo considerar-se a condutividade eléctrica medida in situ como um bom indicador da mineralização total da água e do tipo de água, como já mencionado no caso de estudo anterior. Através do Diagrama de Piper representado na Figura 25 é possível identificar as fácies hidrogeoquímicas das amostras de águas analisadas (Anexo B). É de referir que ao analisar-se o Diagrama de Piper observa-se a existência de dois grupos de águas: um grupo formado pelas amostras das águas termominerais (círculos a vermelho) e outro pelas amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda (circunferências a azul e laranja) e de águas superficiais, nomeadamente rios e ribeiras (triângulos a cinzento). As águas termominerais exibem fácies HCO3-Na (bicarbonatadas sódicas), tal como as águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda e pouco mineralizado. Também as águas superficiais apresentam fácies HCO3-Na. Algumas amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda e de águas superficiais (rios e ribeiras) apresentem uma tendência para a fácies cloretada/ sulfatada sódica (Cl/SO4-Na), nomeadamente as amostras RG12, RH3, RH5, RH10 e a nascente do Fontanário do Tanquinho de Fev/03. Através da análise do Diagrama de Piper da Figura 25, observa-se uma dispersão na projecção das amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda, podendo esta dispersão ser explicada pelo facto destas amostras terem sido amostradas em locais com características geográficas e físicas diferentes, por exemplo, diferentes ocupações do solo, com maior ou menor actividade agrícola, e diferente influência de actividade humana. 43

54 Figura 25 Diagrama de Piper. ( ) Águas termominerais; (, *) Águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; ( *) Águas superficiais: rios e ribeiras. *Dados de Pinheiro (2011). Com o objectivo de uma posterior comparação entre os casos de estudo, procedeu-se a uma abordagem semelhante para ambos. Assim, de modo a compreender melhor a origem da composição química das amostras de água, efectuou-se uma matriz de correlação entre as amostras de águas do sistema termomineral do Gerês e as amostras de águas pertencentes aos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda e pouco mineralizados, representada na Tabela 8. Ao analisar-se a matriz de correlação entre as amostras de águas do sistema termominerais e as amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda (Tabela 8), verifica-se que as correlações para a maioria dos parâmetros físicos e químicos são elevadas, sugerindo que a composição química das águas em estudo é fortemente dependente dos processos de interacção água-rocha, quer isto dizer, que a composição das águas será dependente dos minerais que constituem a litologia da região. Estes processos de interacção água-rocha são responsáveis pelas características destas águas, uma vez que as águas ao circularem através do solo e pelas rochas, após se infiltrarem, promovem a transferência de elementos químicos para o meio aquoso. 44

55 Tabela 8 Matriz de correlação entre as amostras de águas do sistema termomineral e as amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. T CE TDS Na K Ca Mg Li HCO3 SO4 Cl NO3 F SiO2 T 1,00 CE 0,98 1,00 TSD 0,99 0,98 1,00 Na 0,95 0,95 0,99 1,00 K 0,80 0,85 0,85 0,78 1,00 Ca 0,98 0,85 0,87 0,83 0,76 1,00 Mg -0,99-0,74-0,80-0,81-0,67-0,51 1,00 Li 0,91 0,92 0,96 0,99 0,73 0,80-0,80 1,00 HCO3 0,98 0,98 1,00 0,99 0,83 0,86-0,82 0,97 1,00 SO4 0,99 0,99 1,00 0,97 0,86 0,87-0,79 0,94 0,99 1,00 Cl 0,93 0,95 0,97 0,98 0,74 0,83-0,75 0,98 0,97 0,96 1,00 NO3-0,75-0,09-0,26-0,31-0,28-0,15 0,65-0,32-0,29-0,24-0,22 1,00 F 0,97 0,96 0,98 0,97 0,80 0,82-0,82 0,94 0,98 0,98 0,98-0,30 1,00 SiO2 0,98 0,98 0,99 0,99 0,83 0,86-0,75 0,97 0,99 0,99 0,98-0,18 0,97 1,00 Nota: T Temperatura; CE condutividade eléctrica; TSD total de sólidos dissolvidos. A região das Termas do Gerês caracteriza-se pela presença de rochas graníticas, que ao sofrerem alteração, vão proporcionar uma composição química predominantemente constituída pelo anião HCO3 - e pelos catiões Na +, Ca 2+, K + e Mg 2+. Porém, a composição das águas subterrâneas irá variar de acordo com a natureza dos produtos de alteração dos vários minerais presentes na matriz rochosa. A presença do anião HCO3 - deve-se à dissolução do dióxido de carbono, que ao entrar em contacto com a água, forma o ácido carbónico. Quando o ácido carbónico se dissolve, liberta o anião HCO3 - e o catião H + (responsável pela diminuição do ph). O CO2 responsável pela formação do bicarbonato provém da atmosfera (pressão parcial = 10-3,5 atm) mas é adquirido fundamentalmente quando a água atravessa a camada de solo, onde o CO2 provém da respiração das raízes das plantas assim como da decomposição da matéria orgânica (valores médios de pressão parcial = 10-2 atm) (Freeze & Cherry, 1979). Desta forma, os catiões Na + e o Ca 2+ derivam da hidrólise das plagioclases, onde o ião H + ataca e substitui os iões positivos na rede das plagioclases ((Na, Ca)AlSi3O8), transformando-as em minerais argilosos, os quais, por sua vez, têm tendência a reter o K +. No caso em estudo, a plagioclase é do tipo oligoclase, quer isto dizer que tem elevada percentagem de sódio, e ao sofrer hidrólise origina a caulinite (mineral argiloso secundário), libertando sódio e sílica (sob forma de SiO4H4) para o meio aquoso. 45

56 O teor em K + está relacionado com a interacção água-feldspatos-k, enquanto que o Ca 2+ com a hidrólise das plagioclases cálcicas. A presença de Mg 2+ nas águas está fundamentalmente associada à alteração dos minerais ferromagnesianos (tal como o Ca 2+ em alguns casos), que neste caso de estudo será fundamentalmente a biotite (Kim et al., 2001; Ryan, 2004; Custódio & Llamas, 1983 in: Marques, 2012). A sílica (SiO2) em solução, sob a forma de 4SiO4H4, constitui fundamentalmente o resíduo da hidrólise dos silicatos, formando minerais argilosos, sendo apenas uma ínfima parte proveniente da dissolução do quartzo. Estes minerais argilosos são responsáveis por reter o ião K + por adsorção, constituinte do meio aquoso, explicando-se assim a maior predominância de Na + nas águas (Custódio & Llamas, 1983 in: Marques, 2012). De modo a visualizar o comportamento/ distribuição gráfica das amostras face a estas características físicas e químicas, recorre-se à projecção entre o total sólidos dissolvidos (TSD) e os elementos químicos para os quais se observa uma forte correlação. Nos gráficos da Figura 26, é possível observar os diferentes grupos de amostras: as águas termominerais a vermelho, e as águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda a azul e laranja e as águas superficiais a cinzento, verificando-se a ausência de mistura entre o sistema aquífero de maior profundidade com os sistemas mais superficiais. De um modo geral, as amostras correspondentes ao sistema termomineral do Gerês encontram-se aglomeradas, indicando que a água que aflora nas três nascentes circulará através de linhas de fluxo muito semelhantes, uma vez que não apresentam diferenças significativas na sua composição. A existência de dois grupos de águas com características muito diferentes, as águas termominerais com elevados teores de TSD (no canto superior direito) e as águas subterrâneas de circulação pouco profunda e pouco mineralizadas com baixo teor em TSD (no canto inferior esquerdo), irá influenciar/ controlar os valores das correlações. Com vista a minimizar a influência de um grupo sob o outro, procedeu-se à elaboração da matriz de correlação para cada um dos sistemas hídricos subterrâneos, o das águas termominerais, e o das águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. 46

57 SiO 2 (mg/l) Cl (mg/l) F (mg/l) HCO 3 (mg/l) SO 4 (mg/l) Ca (mg/l) Li (mg/l) Na (mg/l) K (mg/l) TSD (mg/l) TSD (mg/l) (a) (b) TSD (mg/l) TSD (mg/l) (c) (d) TSD (mg/l) TSD (mg/l) (e) (f) TSD (mg/l) TSD (mg/l) (g) (h) TSD (mg/l) (i) Figura 26 (a) Na vs. TSD; (b) K vs. TSD; (c) Ca vs. TSD; (d) Li vs. TSD; (e) HCO3 vs. TSD; (f) SO4 vs. TSD; (g) Cl vs. TSD; (h) F vs. TSD; (i) SiO2 vs. TSD. ( ) Águas termominerais; (, *) Águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda; ( *) Águas superficiais: rios e ribeiras. *Dados de Pinheiro (2011). 47

58 Comparando os resultados obtidos nas três tabelas (Tabela 8, 9 e 10), verifica-se que as correlações obtidas entre os diferentes parâmetros encontram-se fortemente influenciadas pela grande diferença de dados registada entre os dois grupos de amostras, resultando numa melhor correlação, aquando a análise dos dados relativamente aos dois sistemas hídricos. Tabela 9 Matriz de correlação das águas do sistema termonineral do Gerês. T CE TDS Na K Ca Mg Li HCO3 SO4 Cl F SiO2 T 1,00 CE 0,86 1,00 TSD 0,76 0,80 1,00 Na -0,86-0,95-0,84 1,00 K 0,52 0,61 0,82-0,74 1,00 Ca 0,67 0,92 0,84-0,90 0,66 1,00 Mg -0,65-0,60-0,30 0,38-0,07-0,30 1,00 Li -0,86-0,99-0,87 0,96-0,72-0,93 0,55 1,00 HCO3-0,42-0,43-0,20 0,62-0,36-0,39-0,15 0,40 1,00 SO4 0,80 0,95 0,80-0,82 0,50 0,89-0,69-0,93-0,12 1,00 Cl -0,48-0,52-0,90 0,62-0,74-0,69-0,12 0,61 0,15-0,53 1,00 F 0,31 0,36-0,22-0,20-0,20 0,07-0,72-0,26-0,22 0,30 0,61 1,00 SiO2-0,77-0,95-0,81 0,86-0,67-0,88 0,67 0,96 0,20-0,96 0,50-0,34 1,00 Tabela 10 Matriz de correlação das águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. T CE TDS Na K Ca Mg Li HCO3 SO4 Cl NO3 F SiO2 T 1,00 CE 1,00 1,00 TSD 1,00 0,77 1,00 Na -1,00-0,05 0,50 1,00 K -1,00 0,50 0,91 0,81 1,00 Ca -1,00 0,24 0,79 0,68 0,85 1,00 Mg -1,00 0,59 0,85 0,77 0,94 0,62 1,00 Li -1,00-0,28 0,22 0,95 0,60 0,43 0,61 1,00 HCO3 1,00 0,54 0,79 0,15 0,61 0,81 0,38-0,16 1,00 SO4 1,00 0,81 0,99 0,41 0,87 0,76 0,80 0,12 0,83 1,00 Cl -1,00 0,52 0,72 0,76 0,85 0,44 0,97 0,67 0,16 0,65 1,00 NO3 1,00 0,97 0,76 0,08 0,55 0,19 0,70-0,11 0,40 0,77 0,67 1,00 F 1,00 0,98 0,61-0,24 0,30 0,02 0,44-0,42 0,40 0,66 0,39 0,95 1,00 SiO2 1,00 0,72 0,83 0,61 0,85 0,46 0,97 0,46 0,32 0,79 0,97 0,83 0,61 1,00 48

59 Na (mg/l) HCO 3 (mg/l) Com o objectivo de se tentar compreender a origem principal do Cl nestas águas, recorreu-se à projecção gráfica, nomeadamente a: Cl versus Na e versus HCO3, representada na Figura Cl (mg/l) (a) Cl (mg/l) (b) Figura 27 (a) Na vs. Cl; (b) HCO3 vs. Cl. Sistema termomineral do Gerês: ( ) Nascente Forte; ( ) Nascente Contra-Forte; ( ) Nascente da Bica. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: ( ) Fontanário do Tanquinho; ( *) RG11; ( *) RH3. *Dados de Pinheiro (2011). Através da análise da Figura 27 verifica-se que ambos os gráficos são semelhantes, ou seja, observase a distribuição das amostras em dois grupos distintos sem aparente mistura entre eles. A separação é feita não apenas ao nível do teor em Cl mas também com base nas diferentes concentrações quer em Na quer em HCO3. Neste caso, a hipótese do aumento do teor em Cl nas águas termominerais, relativamente as águas subterrâneas de circulação pouco profunda, reside na composição mineralógica da matriz do aquífero, uma vez que na composição mineral desta região, pode encontrar-se o mineral acessório apatite (Ca5(PO4)3(OH, F, Cl)) (Custódio & Lhamas, 1983 in: Marques, 2012). As correlações entre o teor em Cl e Ca e o teor em Cl e F corroboram esta hipótese, pois os valores de correlação obtidos (assinalados bold e vermelho) são razoavelmente elevados. No entanto, uma outra explicação para este aumento do teor em Cl, pode estar relacionado com o facto de o cloro ser um elemento conservativo e poder resultar da precipitação atmosférica por concentração associada aos processos de evapotranspiração (Skrzypek et al., 2013). Embora as concentrações em sulfatos e nitratos sejam bastante baixas (Figura 28), verifica-se que a Nascente do Fontanário do Tanquinho apresenta valores mais elevados em relação às restantes amostras regionais aqui estudadas, podendo estar relacionado com o facto de esta nascente se situar junto à estrada que dá acesso à localidade do Gerês, ficando sujeita a possíveis contaminações, como por exemplo de herbicidas. A RH3 trata-se de uma amostra de água recolhida na nascente do Rio Homem e a RG11 de uma amostra de água subterrânea próxima da estância termal do Gerês. O facto da localização da amostra RG11 ser próximo da estância, quer dizer que embora se trate de uma água subterrânea, esta está mais propícia a sofrer contaminação por parte das actividades humanas dada a proximidade da estância termal do Gerês. 49

60 δ 2 H ( ) SO 4 (mg/l) NO 3 (mg/l) Figura 28 Ca vs. NO3. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: ( ) Nascente do Fontanário do Tanquinho; ( *) RG11; ( *) RH3. *Dados de Pinheiro (2011) Aplicação da hidrologia isotópica ao caso de estudo De modo a identificar a relação das amostras relativamente à recta das águas meteóricas mundiais (G-MWL) procedeu-se à projecção do deutério com o oxigénio-18, representado na Figura 29, onde se verifica que as amostras se distribuem em cima ou próximo da recta das águas meteóricas mundiais (G-MWL), indicando que se trata de águas meteóricas. No entanto, ao calcular-se a recta das águas meteóricas locais observa-se que esta apresenta um declive menor face à G-MWL, quer isto dizer que, as amostras aqui representadas terão sofrido evaporação (fraccionamento isotópico) antes de se infiltrarem, o que induziu um enriquecimento em isótopos pesados nas águas Recta das águas meteóricas locais δ 2 H = 6,06 δ 18 O + 0,59 R² = 0, Recta das águas metóricas mundiais δ 2 H = 8 δ 18 O δ 18 O ( ) Figura 29 2 H vs. 18 O. ( ) Sistema termomineral do Gerês; (, *) Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. *Dados de Pinheiro (2011). As amostras que apresentam uma composição isotópica menos negativa, correspondem à Nascente do Fontanário do Tanquinho. É de referir que a sua amostragem foi realizada em Fevereiro de 2002 e Março de 2003, enquanto as restantes amostras dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda 50

61 Altitude (m) Altitude (m) correspondem a colheitas de Maio de Seria de esperar que as amostras que correspondem a Fevereiro e Março estivessem mais empobrecidas em isótopos pesados, e portanto com valores mais negativos, no entanto tal não se verifica. Uma hipótese para esta diferença poderá estar relacionado na diferença entre os anos hidrológicos, ou seja, no ano em que as amostras relativas à nascente do Fontanário do Tanquinho foram colhidas, poderá ter ocorrido uma menor precipitação e/ ou temperatura mais elevadas, fazendo com que a composição isotópica seja menos empobrecida. Não sendo possível proceder-se ao cálculo do efeito de altitude por não se possuir dados suficientes, nomeadamente dados sobre a altitude a que as amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda foram colhidas, não se conseguiu identificar a relação que existe entre a variação isotópica com a altitude, consequentemente impossibilitando a estimação do coeficiente de fraccionamento isotópico local. Assim, recorreu-se à equação estimada por Lima (2011), representada na Figura Altitude = -588 δ 18 O Bica CForte Altitude = -588 δ 18 O δ 18 O ( ) δ 18 O ( ) (a) (b) Figura 30 (a) Representação gráfica da equação que define a relação entre a variação isotópica das amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda com a altitude; (b) Estimação da altitude de recarga das águas termominerais com base na sua composição isotópica (valores 18 O). Lima (2011), obteve a equação Altitude (m) = 588 δ 18 O 2734, a partir do gradiente altimétrico médio (-0,17 / 100 m de altitude para δ 18 O) determinado no âmbito do estudo sobre a composição isotópica da precipitação no noroeste da Península Ibérica de Oliveira & Lima (2008). Com base na equação representada na Figura 30b, estimou-se a altitude média de recarga recorrendo à média dos valores de δ 18 O para cada conjunto de amostras, ou seja, a média dos valores de δ 18 O para cada local de amostragem, nomeadamente, para Nascente Forte, Nascente Contra-Forte e Nascente da Bica, obtendo-se valores médios de altitude de recarga em torno dos 900 a 1115 m, correspondendo à Nascente Contra-Forte e Nascente da Bica, respectivamente. É de salientar a não existência de indícios de uma possível mistura entre as águas superficiais (rios e ribeiras, assinaladas a bold na Tabela 11) com as águas termominerais das Termas do Gerês, tendo em consideração tanto os parâmetros químicos como a composição isotópica. 51

62 Tabela 11 Composição isotópica das amostras utilizadas no estudo das águas termominerais das Termas do Gerês. *Dados de Pinheiro (2011). Referência Data 18 O ( ) 2 H ( ) 3 H (TU) Altitude (m) Nasc.Forte 01/03/2002-6,59-41,4 0,0 ± 0,6 370 Nasc. Forte 14/02/2003-6,45-41,6 0,0 ± 0,6 370 Nasc. CForte 01/03/2002-6,36-36,7 0,0 ± 0,6 370 Nasc. CForte 14/02/2003-6,01-39,1 0,0 ± 0,6 370 Nasc. Bica 01/03/2002-6,65-39,4 0,0 ± 0,6 370 Nasc. Bica 14/02/2003-6,44-41,0 0,0 ± 0,6 370 Fontanário do Tanquinho 01/03/2002-4,85-27,2 2,9 ± 0,6 350 Fontanário do Tanquinho 14/02/2003-4,68-26,9 2,1 ± 0,6 350 RH1* 06/05/2010-7,51-44,7 RH2* 06/05/2010-7,64-44,8 RH3* 06/05/2010-7,26-40,8 RH4* 06/05/2010-7,64-45,6 RH5* 06/05/2010-7,64-44,2 RH6* 06/05/2010-7,64-44,4 RH7* 06/05/2010-7,24-40,1 RH8* 06/05/2010-7,04-40,8 RH9* 06/05/2010-6,79-41,1 RH10* 06/05/2010-7,32-42,7 RG11* 07/05/2010-5,75-33,6 RG12* 07/05/2010-6,20-35,9 RG13* 07/05/2010-6,51-37,5 RG14* 07/05/2010-6,37-36,2 RG15* 07/05/2010-6,33-36,2 RG16* 07/05/2010-6,21-37,6 850 RG17* 07/05/2010-6,26-36,4 M1* 07/05/2010-6,56-38,8 PH* 07/05/2010-6,67-38,4 B* 08/05/2010-6,47-38,7 Nota: ± representa o erro analítico associado à medição, varia de amostra para amostra. Na Tabela 11 está representada a composição isotópica (δ 2 H, δ 18 O e 3 H) obtida nas análises realizadas às amostras de águas subterrâneas e superficiais da região das Termas do Gerês. Ao analisar-se estes dados verifica-se que águas termominerais não apresentam concentrações em trítio ou pelo menos, abaixo dos limites de detecção do equipamento, sugerindo que se tratam de águas com um período de residência pelo menos superior a anos (tendo em consideração o teor médio atmosférico em 52

63 3 H). O mesmo não se observa para as amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda, nomeadamente as amostras relativa à Nascente do Fontanário do Tanquinho, uma vez que contêm trítio na sua composição, indicando que se tratam de águas cujo o período de residência é relativamente curto. Comparando os valores de δ 18 O e δ 2 H obtidos para as amostras em estudo com os valores destes isótopos em amostras de precipitação das estações meteorológicas de Carris e Junceda (Tabela 12) verifica-se que em geral os valores são semelhantes, exceptuando as amostras referentes à Nascente do Fontanário do Tanquinho, indicado para uma recarga local. Tal como já mencionado a diferença verificada para as amostras relativas à Nascente do Fontanário do Tanquinho, poderá residir na hipótese de anos hidrológicos diferentes. Tabela 12 Composição isotópica das amostras de precipitação das estações meteorológicas de Carris e Junceda. Adaptado de Lima (2001). Estações Data δ 18 O ( ) δ 2 H ( ) Altitude (m) Junceda 13/11/97 25/11/97-6,42-24, Carris 07/11/97 21/11/97-6,98-37,0 06/04/98-6,90-37, Geotermometria química Para estimação da temperatura de reservatório das águas termominerais das Termas do Gerês utilizaram-se os geotermómetros propostos por Truesdell (1975) e Giggenbach (1988), correspondentes à Equação 5 e Equação 11, respectivamente. Na Tabela 13 estão representadas as temperaturas de reservatório estimadas para as águas termominerais em estudo, onde é possível observar uma temperatura média de reservatório de 123 ºC para o geotermómetro de sílica e de 93 ºC para o geotermómetro de K 2 /Mg. É de referir que se tratam de valores aceitáveis. Com base na temperatura de reservatório média dada pelos geotermómetros estimou-se a profundidade máxima alcançada para as águas em estudo através da Equação 12, correspondendo a um intervalo de 2,6 a 3,4 km (Tabela 13). Para o cálculo, assumiu-se uma temperatura média anual de 13 ºC e um gradiente geotérmico médio de 30 ºC/km (IGM, 1998). 53

64 Tabela 13 Temperatura de reservatório estimada e profundidade máxima alcançada para as águas termominerais das Termas do Gerês. Referência Data Profundidade Geotermómetro de sílica (Quartzo) Geotermómetro K 2 /Mg máxima Truesdell (1975) Giggenbach (1988) alcançada T (ºC) T (ºC) (km) Nasc. Forte Mar/02 122,15 107,76 3,4 Nasc. Forte Fev/03 123,84 59,94 2,6 Nasc. CForte Mar/02 122,66 102,51 3,3 Nasc. CForte Fev/03 123,50 96,41 3,2 Nasc. Bica Mar/02 122,15 102,51 3,3 Nasc. Bica Fev/03 123,84 90,55 3, Elaboração do modelo conceptual Para a elaboração do modelo conceptual das águas termominerais do Gerês foi necessário ter em consideração as diferentes abordagens realizadas neste estudo. Com base nessa abordagem multidisciplinar, utilizada por diversos autores em outos casos de estudo (ex. Aires-Barros et al., 1995; Carreira et al., 2011; Espinha Marques et al., 2006, 2013), foi possível elaborar um esquema representativo do que poderá ser o modelo conceptual de circulação, representado na Figura 31. E 1430 m 1455 m W 1028 m Termas Rio do Gerês Gerês 978 m 1027 m 980 m Rochas granitóides Rochas granitóides? δ 18 O= - 6,42 Geotermómetros químicos 93 ºC < T < 123 ºC 2,6 km 3,4 km δ 18 O= - 6,42 Geotermómetros químicos 93 ºC < T < 123 ºC 2,6 km 3,4 km Falha do Gerês Sem escala Figura 31 Esquema representativo do modelo conceptual de circulação do sistema termomineral do Gerês. Água fria: seta azul. Água quente: seta vermelha. 54

65 A água que emerge nas nascentes termais tem origem na precipitação atmosférica, cuja infiltração ocorre em locais com um relevo entre os 900 e os 1115 m de altitude, área assinalada na Figura 32. À medida que a água resultante da precipitação se vai infiltrando em profundidade, por intermédio de possíveis falhas, esta vai favorecendo os processos de interacção água-rocha, resultando num aumento da concentração de iões dissolvidos na água, ocorrendo paralelamente um aumento da temperatura até chegar ao reservatório, que se localiza a uma profundidade máxima de 2,6 a 3,4 km, com condições de temperatura entre os 93 e 123 ºC. Do reservatório irá ascender através de sistemas de falhas, que ocorrem no vale do Gerês de direcção NNE-SSW. Potencial área de recarga Rio Gerês Água termomineral Sem escala Figura 32 Esquema representativo em 3D da potencial área de recarga do sistema termomineral das Termas do Gerês. A composição química e isotópica sugere que as águas termominerais em estudo pertencem ao mesmo sistema aquífero, pois exibem composições muito semelhantes, sugerindo que as linhas de fluxo onde circula a água termal sejam bastante semelhantes, até porque as nascentes termais distam entre elas em apenas alguns metros (5 a 10 metros). Outra explicação para esta semelhança na composição química reside no facto de os granitos existentes nesta região serem bastante homogéneos, não ocorrendo litologias de características muito distintas. Outro facto que reforça a hipótese das linhas de fluxo serem muito semelhantes, deve-se também à semelhança dos valores de teor em sódio e bicarbonato (Anexo B), embora a água termomineral referente à Nascente da Bica se caracterize por uma altitude de recarga maior (mais empobrecida em isótopos pesados) comparativamente às restantes. 55