2 Revisão Bibliográfica

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1 Revisão Bibliográfica 2 Revisão Bibliográfica 2.1 Formação Barreiras A nomenclatura Barreiras foi primeiramente descrita e atribuída a Pero Vaz Caminha quando comunicou em carta ao rei de Portugal a descoberta do Brasil: Traz ao longo do mar em algumas partes grandes barreiras, delas vermelhas, e delas brancas; e a terra por cima toda chã e muito cheia de grandes arvoredos (OLIVEIRAS; LEONARDOS, 1943, p. 671). Sua distribuição, de acordo com Bigarella e Andrade (1964) e Suguio, Bidegain e Mörner (1986) ocorre em uma estreita faixa ao longo do litoral brasileiro desde o Rio de Janeiro até o Pará, estendendo-se pelo vale amazônico, conforme visto na Figura 2.1. Figura 2.1 Distribuição da Formação Barreiras pelo litoral brasileiro (SUGUIO e NOGUEIRA, 1999).

2 Revisão Bibliográfica 25 Para Suguio, Bidegain e Mörner (1986), os depósitos sedimentares cenozóicos de origem continental, entre os quais se inclui o Barreiras são, em geral, pouco consolidados a inconsolidados e apresentam cores diversas, amarelas e avermelhadas. Já para Suguio e Nogueira (1999), a Formação Barreiras constitui o depósito sedimentar mais recente que pode repousar sobre o embasamento précambriano, sobre depósitos siliciclásticos cretáceo ou sobre calcários terciários. Morais (2007) descreve a Formação Barreiras como constituída predominantemente de arenitos quartzosos, cauliníticos, ora maciços, ora estratificados, intercalados a lamitos e seus depósitos são bastante ferruginosos com coloração variando de vermelho ao alaranjado. Em estudos sobre esta formação no nordeste oriental, Alheiros et al. (1988) citam trabalhos anteriores referentes a esses sedimentos cenozóicos terrígenos, entre os quais são destacados: Branner (1902), como primeiras referências a esses sedimentos, menciona barreiras ao longo da costa nordestina, associando essa feição morfológica a sedimentos terciários nas proximidades de Paratibe - PE; Moraes (1928) menciona como Formação das Barreiras aos sedimentos terciários na costa ao norte de Recife (PE); Moraes Rego (1930) correlaciona os sedimentos terrígenos dos baixos platôs amazônicos aos tabuleiros da costa do Brasil até o sul da Bahia e os denominou de Série Barreiras. Os sistemas deposicionais da Formação Barreiras com frequência são citados na literatura como leque aluvial e fluvial entrelaçado, em ambiente continental, sob um clima árido ou semiárido. Segundo Alheiros et al. (1988, p.755), por estudos sedimentológicos, a Formação Barreiras no trecho Recife (PE) e João Pessoa (PB) pode ser explicada pela evolução de um sistema fluvial construído em fortes gradientes e clima predominantemente árido sujeito a oscilações. Morais et al. (2006) concluíram que os depósitos desta formação aflorantes no estado do Rio de Janeiro estão relacionados a um ambiente fluvial, mais restritamente nas regiões de Búzios e dos Lagos estes ambientes estão entrelaçados dominados por cascalhos, com participação de fluxos gravitacionais. Para Vilas Bôas, Sampaio e Pereira (2001, p.424), em estudos na região de Conde (BA), as características sedimentológicas desses depósitos são indicativos de uma deposição por sistemas fluvial de padrão entrelaçado, com carga de leito

3 Revisão Bibliográfica 26 areno-cascalhosa, associado a leques aluviais, em condições de clima árido a semiárido. Admite-se a possibilidade de a Formação Barreiras apresentar, pelo menos na porção mais costeira, certa influência marinha, devido ao fato de terem sido encontrados cistos de dinoflagelados de gêneros marinhos, além de restos quitinosos de foraminíferos, em amostras coletadas no estado do Pará (ARAI ET AL. 1988). A idade geológica desta formação devido a sua natureza afossilífera é de difícil a sua datação, tendo sido atribuída ao intervalo de tempo entre o Mioceno até o Plioceno-Pleistoceno. De acordo com as interpretações paleomagnéticas de Suguio, Bidegain e Mörner (1986), sobre amostras da Formação Barreiras no estado da Bahia, admite-se idade pliocênica inferior a médio para a parte basal da sequência estudada, isto é, a sedimentação iniciou-se entre 4,5 a 5 milhões de anos. Já na parte superior da sequência, a idade corresponde ao pliocenio superior, isto é, iniciou-se entre 3 a 3,4 milhões de anos. Para as interpretações palinológicas de Arai et al. (1988), em estudos no nordeste do Pará, admite-se a idade da Formação Barreiras em tempos miocênicos. O trabalho de Bigarella e Andrade (1964) faz uma tentativa de subdividir e situar no tempo o Grupo Barreiras da costa pernambucana em duas formações: Guararapes, porção inferior, e Riacho Morno, porção superior. A Formação Guararapes trata de uma sequência de depósitos clásticos de granulometria fina a grosseira, pouco consolidada, com sedimentos argilo-sílticos e arenosos quase sempre mal selecionados, incluindo grânulos e pequenos seixos de quartzo e feldspato com estratificação em lugares restritos. Já na Formação Riacho Morno ocorrem duas litologias fundamentais: I sedimento síltico-argiloso até arenoso, de espessura muito variável lateralmente, de coloração cinza esbranquiçada e mosqueada, sem estratificação e com presença de grânulos esparsos; II sedimentos arenosos mal selecionados, com linhas de seixos, sem estratificação. Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen (1972), em estudos nos estados de Pernambuco, Paraíba e Rio Grande do Norte até o vale do baixo Rio Jaguaribe, no Ceará, redefiniram o Grupo Barreiras, não havendo, segundo Suguio & Nogueira (1999), estudos posteriores de tentativa mais consistente de subdivisão estratigráfica da Formação Barreiras.

4 Revisão Bibliográfica 27 Dessa forma, Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen (1972) propuseram três formações bem distintas: Serra do Martins, Guararapes e Macaíba, conforme segue. Formação Serra do Martins sua seção típica, apresentada na Tabela 2.1, ocorre na própria Serra do Martins (RN) e estão incluídas nesta outras formações propostas por diversos autores citados por Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen (1972): Formação Serra do Martins, de Mabesoone (1966); Formação Mossoró, de Lins e Andrade (1960); Formação Tibau, de Campos e Silva (1965) e Formação Infrabarreiras, de Kegel (1957). Os seus sedimentos foram depositados por águas correntes principalmente em ambiente fluvial e constituídos de grãos subangulosos e, em alguns lugares, como na praia de Tibau (RN), os grão de areia são mais arredondados. Os solos que produziram os materiais da Formação Serra do Martins desenvolveram-se sobre rochas cristalinas. Para Souza (1987) esta formação é composta de caulim, areias quartzosas e ferruginosas, que após a deposição sofreu forte laterização. Tabela 2.1 Formação Serra do Martins; Seção tipo Serra do Martins, Martins RN (MABESOONE; CAMPOS e SILVA; BEURLEN, 1972). 6 Laterito, blocos na superfície 5 Arenito argiloso, coloração branca ou creme, diagênese média; laterizado na capa 8m 4 Sedimento arenoso grosseiro, de coloração roxa, com intercalações de camadas argilosas 6m 3 Sedimentos arenosos, de coloração roxa, laminação distinta 12m 2 Sedimento argilo-arenoso, de coloração amarelo-avermelhada, laminação indistinta 20m 1 Sedimento areno-síltico, creme, mosqueamento discreto, sem estratificação 4m Discordância Embasamento cristalino Formação Guararapes sua seção típica, apresentada na Tabela 2.2, ocorre nos morros Guararapes, em Recife (PE) e estão incluídas nesta outras formações propostas por diversos autores citados por Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen (1972): Formação Guararapes e Riacho Morno, de Bigarella e Andrade (1964) e Formação Barreiras (vale do Jaguaribe), de Sudene-Asmic (1967). Esta formação é a mais conhecida no campo por constituir a maior parte das falésias da costa nordestina. Seu ambiente deposicional é dividido em fluvial e corrida de lama e areia, submetido a um clima rigoroso, semiárido, durante a sedimentação. Mineralogicamente, há uma quase exclusividade do mineral caulinita, possuindo os depósitos fluviais grãos um pouco mais arredondados. Os solos que deram origem aos sedimentos da Formação Guararapes são as capas lateríticas ainda

5 Revisão Bibliográfica 28 presentes acima da Formação Serra do Martins. Souza (1987) descreve a Formação Guararapes como depósitos areno-argilosos típicos de clima semiárido, sob um fluxo de areia e lama e, na sua parte superior, ocorre um intemperismo com lixiviação e depósitos de óxidos de ferro. Tabela 2.2 Formação Guararapes; Seção tipo Montes Guararapes, Recife PE (MABESOONE; CAMPOS e SILVA; BEURLEN, 1972). 11 Sedimento síltico-argiloso, cor roxa bem clara 1,40 m 10 Sedimento síltico-argiloso cor amarela 0,30 m 9 Sedimento síltico-argiloso cor vermelha 1,20 m 8 Areia argilosa de aspecto homogêneo, seleção boa, coloração vermelha-amarelada 0,90 m 7 Areia arcosiana, coloração amarelo-esbranquiçada 1,20 m 6 Areia síltica, vermelha 1,40 m 5 Areia pouco grosseira, coloração vermelho-vivo, com caulim 2,80 m 4 Horizonte de seixos angulosos de quartzo 0,05 m 3 Areia quartzo-arcosiana, de coloração roxa intensa, com seixos ocorre às vezes sob a forma de lentes; apresenta contato irregular 2,30 m 2 Areia amarela, com pequenos seixos de quartzo, sem caulim, sem estratificação 1,20 m 1 Arenito vermelho-grosseiro, com camadas de caulim de espessura de 0,2 cm, conferindo um aspecto bastante estratificado 1,20 m Base não visível Formação Macaíba esta formação, cuja seção típica está apresentada na Tabela 2.3, ocorre irregularmente na faixa costeira entre Recife e Natal, na região da Chapada do Apodi e no vale do baixo Rio Jaguaribe. Estão incluídas nesta outras formações propostas por diversos autores citados por Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen (1972): Formação Macaíba e Potengi, de Campos e Silva (1965) e Formação Faceira, de Sudene-Asmic (1967). Caracterizada como uma formação mais homogênea, os autores sugerem uma deposição fluvial muito rápida, com composição na fração fina de muito caulim, indicando um intemperismo químico bastante forte na área de origem do material. Os grãos de areia são subangulosos, geralmente não desgastados. A Formação Macaíba, segundo Souza (1987), constitui-se de areias brancas e acinzentadas e argilas arenosas, cauliníticas de cores variegadas.

6 Revisão Bibliográfica 29 Tabela 2.3 Formação Macaíba (MABESOONE; CAMPOS e SILVA; BEURLEN, 1972). Seção tipo: Macaíba (RN) 3 Areia argilosa, avermelhada, sem estratificação; às vezes fragmentos de quartzo e laterito na lapa 5m (Intemperismo Potengi) 2 Areia argilosa, caulinica, branca sem estratificação, com eventuais manchas de óxidos de ferro 12m Base não visível Seção mais completa: Barreira d água, Natal (RN) 3 Areia argilosa, creme a alaranjada, mal selecionada (Intemperismo Potengi) 2m 2 Areia argilosa, caulinica, branca, com alguma mancha avermelhadas ou amareladas de óxido de 4m ferro 1 Leito de seixos de quartzo e fragmentos de rochas cristalinas ácidas 0,4m Discordância Formação Guararapes com intemperismo Riacho Morno Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen (1972) concordam que esses depósitos são produtos de retrabalhamento de extensas e espessas capas lateríticas tropicais e caracterizam os sedimentos das três formações do Grupo Barreiras como bastantes feldspáticos, geralmente transformados em caulim, além de possuírem concentrações de óxidos de ferro junto a camadas lixiviadas brancas e apresentarem cores variadas. A Figura 2.2 apresenta a distribuição espacial do Grupo Barreiras em parte da costa leste brasileira, segundo estes autores. Por constituir uma distribuição e uma variação espacial que, conforme mencionado abrange do Rio de Janeiro até o Pará, os depósitos sedimentares da Formação Barreiras tem sido alvo de estudos. Em 2006, a revista Geologia USP Série Científica dedicou um número intitulado A Formação Barreiras: Recentes Avanços e Antigas Questões o qual apresenta alguns trabalhos de pesquisadores sobre esta formação. Destacam-se os estudos de Paula Santos et al., Araújo et al., Morais et al., Lima, Vilas Bôas e Bezerra comentados a seguir. Ao norte do estado do Rio de Janeiro e sul do estado do Espírito Santo, Paula Santos et al. (2006) estudaram a subsuperfície dos depósitos da Formação Barreiras utilizando o GPR. Uma seção imageada foi na Fazenda Trindade, município de Quissamã (RJ), onde foram identificadas quatro unidades de radar (Figura 2.3a). A partir das descrições litológicas dos furos de sondagem, os autores identificaram na unidade de radar A um material síltico-argiloso arroxeado e mosqueado, com características de rochas alteradas do embasamento; nas unidades B e C, os materiais predominantes são arenosos, finos a grossos, granodecrescentes, às vezes intercalados a níveis argilosos pouco espessos, observando-se também, no topo da unidade B, depósitos coluviais areno-argilosos

7 Revisão Bibliográfica 30 (sedimento pós-formação Barreiras); e, um material areno-argiloso, com níveis de cascalhos em D. Figura 2.2 Ocorrência do Grupo Barreiras nos estados de Pernambuco, Paraíba e Rio Grande do Norte (MABESOONR; CAMPOS e SILVA; BEURLEN, 1972).

8 Revisão Bibliográfica 31 As seções de georadar obtidas por Paula Santos et al. (2006) no município de Ubu (ES) identificaram quatro unidades de radar (Figura 2.3b), sendo as unidades F e G correspondentes a intercalações de areias finas e grossas, com alguma matriz argilosa (atribuída à alteração de grãos de feldspato), esbranquiçadas a amareladas, e lamitos esbranquiçados a acinzentados, com grânulos dispersos; as unidades de radar E e H estão associados a camadas de areias médias a grossas, intercalados por camadas de lamitos. Em Araçatiba (ES), os mesmos autores ainda identificaram mais quatro unidades de radar (Figura 2.3c), com as unidades I e J relacionadas aos lamitos argilosos; e K e L associados a camadas arenosas em sucessões granodecrescentes bem definidas, podendo incluir finas intercalações de lamitos. Morais et al. (2006), nas pesquisas dos depósitos da Formação Barreiras no estado do Rio de Janeiro, dividiram a área de estudo em três setores que apresentassem estratigrafias semelhantes. Os depósitos da região Norte Fluminense são compostos por sedimentos arenosos intercalados com sedimentos lamosos, com pouca participação de níveis de cascalhos, possuindo uma coloração branco-acinzentada, com forte mosqueamento vermelho-arroxeado, com presença de níveis limoníticos em camadas e crostas ferruginosas desenvolvidas. Na região de Búzios, os autores identificaram depósitos de cascalhos muito grossos intercalados a camadas de areias muito grossas, com matriz argilosa, avermelhadas, maciças e camadas de fáceis lamosas de cor branca-acinzentada intensamente ferruginosas. Na região do Lagos, Morais et al. (2006) caracterizam os depósitos pelo predomínio de fácies de cascalhos intercalados com sedimentos arenosos e lamosos, de coloração branca-acinzentado com variações. Na caracterização faciológica dos afloramentos estudados da Formação Barreiras no litoral oriental do Rio Grande do Norte, Araújo et al. (2006) individualizaram três fácies principais, denominando-as Gt, St e Fl. Apresentando uma cimentação ferruginosa a qual confere as rochas da fácies Gt uma coloração avermelhada, predominam em seu arcabouço seixos de quartzo, feldspato e clastos de argila. Os autores afirmam sobre esta unidade faciológica uma baixa maturidade mineral, evidenciada pela presença de uma grande quantidade de seixos feldspáticos. Já a fácies St compõe-se de arenitos de textura muito grossa, grossa e média, de cor amarelada, exibindo estratificação cruzada acanalada

9 Revisão Bibliográfica 32 a) b) c) Figura 2.3 Radagramas da Formação Barreiras em a - Quissamã (RJ), b - Ubu (ES) e c - Araçatiba (ES) (SANTOS, PAULA et al., 2006).

10 Revisão Bibliográfica 33 marcada por seixos ou grânulos de quartzo e subordinadamente tabular, mostrando eventuais seixos dispersos. A Fl, última fácies individualizada por Araújo et al. (2006), corresponde a lamitos com variações proporcionais de argila, silte e areia, de coloração avermelhada, com intercalações de arenito fino a muito fino. Lima, Vilas Bôas e Bezerra (2006) observaram litofácies da Formação Barreiras na região do litoral sul do estado da Bahia, entre as cidades de Cabrália e Prado. No quadro 2.1 são apresentadas as litofácies e o resumo de suas respectivas características. Relacionados aos sedimentos Barreiras, os Tabuleiros Costeiros constituem feições com topo plano e suave mergulho no sentido do oceano, indicando uma estrutura do tipo homoclinal (CARVALHO; GARRIDO, 1965 apud MORAIS, 2007). Oliveira e Dominguez (1992) numa análise geoambiental entre os rios Joanes e Jacuípe em Camaçari (BA) descreveram a Formação Barreiras inserida nesta região como sedimentos areno-argilosos de coloração variando de vermelha ao roxo-avermelhado, mal selecionados, com altitude média entre 40 e 60m, formando, em grande parte da região, tabuleiros. Ainda segundo os autores, estes sedimentos são explorados na construção civil, devido às suas características texturais. Segundo Araruna Júnior e Pires (2009), os depósitos sedimentares do Barreiras têm sido fonte de material nas obras de pavimentação na região do Recôncavo Baiano, e as suas explorações podem ser feitas nos taludes ao longo das estradas ou em jazidas. De acordo com Andrade et al. (1992, p.28), os tabuleiros são constituídos pelos sedimentos areno-argilosos da Formação Barreiras que apresentam topografia plana com altitudes entre 20 e 100m e são cortados por inúmeros vales em U. Na linha costeira, ocorrem falésias vivas, comuns desta formação no litoral. Nos interflúvios, a cota do lençol freático situa-se aproximadamente a 5m da superfície. A Figura 2.4 mostra as ocorrências da Formação Barreiras sendo exploradas como fonte de material de construção e em atividades agrícolas.

11 Revisão Bibliográfica 34 Quadro 2.1 Litofácies da Formação Barreiras no litoral sul da Bahia (adaptado de LIMA; VILAS BÔAS; BEZERRA., 2006). Litofácies Características Pequenos seixos a calhaus arredondados de até 15cm de comprimento, constituído Conglomerados principalmente de calcarenitos e raramente de fragmentos de equinodermas do maciços sustentados Cretáceo. As camadas tabulares de espessura de até m e se estendem lateralmente por por lama (Cfm) dezenas de metros. Conglomerados maciços sustentados por clastos (Cmc) Arenitos maciços conglomeráticos (Amc) Arenitos maciços lamosos (Aml) Arenitos com estratificação cruzada acanalada (Aa) Arenitos com estratificação cruzada planar (Ap) Folhelhos (Fm) Siltitos laminados (Fl) Siltitos/arenitos rítmicos (Fr) Folhelhos com gretas de contração (Fg) Arenitos com feições pedogenéticas (Apd) Lamitos com feições pedogenéticas (Fpd) Seixos com grãos arredondados a subangulosos, que são constituídos principalmente por quartzo e secundariamente por feldspato. As camadas estão dispostas em cunha com espessura de até 40cm e se estendem lateralmente por alguns metros. Apresentam-se por duas variações: arenitos conglomeráticos quartzosos e arcozianos. Os grãos são mal selecionados de angulosos a subangulosos e raramente subarredondados, possuindo em muitos casos cimentação silicosa. Nos arenitos arcozianos a presença de feldspato pode atingir até 4 % do total dos grãos, sendo estes localizados abaixo dos arenitos quartzosos. Granulometria fina a grossa, com grãos angulosos a subarredondados, mal selecionados, constituídos predominantemente por quartzo hialino e secundariamente por argilitos e feldspato caulinizados. As camadas são tabulares com 0,5 a 1,2m de espessura. Grãos angulosos a subarredondados, mal selecionados com predomínio de areia grossa, embora ocorram níveis de areia média a fina. Com espessura predominante de 20 a 40cm e extensão de 2m, possuem concentrações de grânulos e seixos na base de algumas sequencias. Granulometria fina a grossa, com grãos predominantemente subangulosos a subarredondados e compostos principalmente por quartzo e secundariamente por feldspato caulinizados. Exibem sequências isoladas de até 40cm de espessura e continuidade lateral de alguns metros. Coloração cinza escura apresentam camadas tabulares de até 1m de espessura e aparecem associados aos siltitos laminados. Ocorrem sobrepostos a arenitos em camadas de até 90cm de espessura, podendo ser observados imersos grão de areia. Associados à litofácies Cmf, é composto por siltitos e arenitos finos e laminados, com espessura entre 1 e 5cm. Possuem coloração cinza esverdeadas, com arenito arcoziano preenchendo as gretas de contração. Arenito grosso com grânulos imersos, mal selecionados, composto de quartzo e feldspato caulinizado, aparecendo também concreções ferruginosas, com espessura observada de 2m. Predominam a síltico-argilosa de coloração cinza esverdeada, com algumas manchas amarronzadas atribuídas ao hidróxido de ferro. Em relação às ocorrências na zona costeira, a Formação Barreiras apresenta os melhores afloramentos em falésias, entre Parnamirim e Nísia Floresta, na região litorânea do Rio Grande do Norte (ARAÚJO ET AL., 2006). Nos estados do Pará e Maranhão também ocorrem estes afloramentos descontínuos (ROSSETTI, 2006). No litoral sul do Espírito Santo também podem ser observadas as falésias ativas, conforme é visto na Figura 2.5.

12 Revisão Bibliográfica 35 Figura 2.4 Afloramentos da Formação Barreiras em Candeias, na Bahia à esquerda (ARARUNA JR.; PIRES, 2009) e plantação de cana-de-açúcar em Alagoas à direita (EMBRAPA SOLOS/UEP RECIFE, 2006). Figura 2.5 Falésias ativas (aproximadamente 25 m de altitude) em depósitos da Formação Barreiras. Praia de Boa Vista, litoral sul do Espírito Santo (MORAIS, 2007). 2.2 Levantamento hidrogeológico Como instrumento no controle de experimentos em áreas com potenciais contaminantes, faz-se necessário o levantamento hidrogeológico com o objetivo de se determinar: as propriedades do fluxo dos materiais que compõem o substrato; o gradiente hidráulico e a direção do fluxo de água subterrânea; a estratigrafia da área experimental e os índices físicos dos materiais que compõem o substrato, ambas através da coleta e caracterização física de amostras (ARARUNA JÚNIOR; PIRES; CASTIGNOLI, 2011).

13 Revisão Bibliográfica Ensaio de condutividade hidráulica O conhecimento da condutividade hidráulica se torna importante quando está associado a problemas geotécnicos, principalmente em obras de fundações, barragens, drenagens no solo e remediações de sítios contaminados. Dentre as opções para determinação desta condutividade in situ pode-se destacar os ensaios de Lefranc, equipamentos cravados, permeâmetro de Guelph e slug test. No ensaio de Lefranc, a condutividade hidráulica é obtida a partir de medidas de vazão durante um intervalo de tempo, desde que se mantenha o nível d água dentro do furo de sondagem estabilizado a uma altura h m, conforme mostra a Figura 2.6. A vantagem deste ensaio é a construção do perfil de condutividade em relação à profundidade, entretanto este perfil não é constante com o tempo. Como desvantagem, exige a execução de uma sondagem para cada ensaio, tornando-se custoso (SUPO, 2008). Figura 2.6 Esquema do ensaio de Lefranc (PUERTOS DEL ESTADO, 1994 apud SUPO, 2008) A determinação da condutividade hidráulica através de equipamentos cravados é uma prática de cravação de uma sonda ou placa, como piezocones e permeâmetros cravados. No caso de ensaios utilizando piezocone é possível obter dados de resistência da ponte do cone, atrito lateral e poropressão, com os quais se estima os parâmetros de resistência, compressibilidade e condutividade hidráulica do solo, sendo este obtido através da medição da dissipação do excesso de poropressão. A maior desvantagem do ensaio por piezocone é o fato de a condutividade hidráulica ser determinada de forma indireta e mediante as

14 Revisão Bibliográfica 37 correlações matemáticas e de laboratório, além de só ser obtida em solos argilosos dada a lenta dissipação (SUPO, 2008). A Figura 2.7 ilustra um piezocone. Figura 2.7 Piezocone com medição de poropressão (SUPO, 2008). Os permeâmetros cravados consistem de uma sonda de pequeno diâmetro e uma curta seção drenante onde transdutores de pressão medem a variação da carga hidráulica induzida por um fluxo constante. A condutividade hidráulica é obtida quando este fluxo atinge seu estado permanente, não se observando mais variação da diferença de carga hidráulica, medida pelos transdutores, no espaço de tempo. Entre as desvantagens deste ensaio destaca-se a fragilidade destes transdutores quando são aplicados esforços durante a cravação, perturbação causada no solo devido ao processo de cravação, surgimento de canais preferenciais de fluxo entre as paredes do permeâmetro e o meio poroso. Como vantagem, destaca-se a rapidez e a simplicidade dos cálculos para determinação da condutividade hidráulica em tempo reduzido por empregar o método da vazão constante (SUPO, 2008). Muito utilizado na obtenção da condutividade hidráulica para os trabalhos geotécnicos, incluindo a presente dissertação, os ensaios por permeâmetro de Guelph e slug test serão descritos com mais detalhes a seguir Permeâmetro de Guelph O permeâmetro de Guelph é um instrumento de medição rápida e precisa da condutividade hidráulica in-situ na zona não saturada acima do lençol freático com ordem de grandeza entre 10-1 e 10-7 m/s, segundo o manual de operação do permeâmetro modelo 2800K1. Opera segundo o princípio de sifão de Mariotte que permite escoamento da água à carga constante dentro do furo, verificada pelo

15 Revisão Bibliográfica 38 rebaixamento do nível d água no aparelho, por meio do equilíbrio entre a pressão externa e a interna do permeâmetro. Uma das vantagens deste equipamento é a facilidade no transporte e armazenamento sendo composto por uma garrafa de Mariotte, um tubo de acrílico com régua graduada e um tripé com a função de adaptar o aparelho em terrenos irregulares. O equipamento completo tem uma massa de cerca de 11Kg. Algumas outras vantagens podem ser observadas: aparelho simples que pode ser manuseado por apenas uma pessoa; pequena quantidade de água usada por ensaio (0,5 a 3L); pequena perturbação no solo (furo com raio de 3 cm); rápido tempo de execução do ensaio e dos cálculos da condutividade hidráulica. Ao se estabelecer um nível d água constante no interior do furo de trado, surge um bulbo de saturação, a partir de sua base, que depende das características do solo, conforme ilustra a Figura 2.8. O volume de água que infiltra no solo por unidade de tempo (taxa de infiltração) torna-se constante depois de um determinado tempo de estabilidade (OLIVA, 2006). Figura 2.8 Bulbo de saturação de água no solo (modificado de OLIVA, 2006). A saturação total não é conseguida durante o ensaio, isto porque não se consegue expulsar completamente o ar dos vazios. Assim, a condutividade obtida será a condutividade hidráulica da saturação de campo k fs (REYNOLDS e ELRICK, 1986). A leitura da taxa de fluxo d água que sai do reservatório de armazenamento é feito em escala timbrada no tubo do próprio reservatório. Em solos de condutividade hidráulica reduzida tem-se a opção de usar o reservatório interno, resultando em dados mais precisos da taxa de fluxo. Quando o solo tem esta condutividade elevada, o reservatório combinado é a melhor opção (LISBOA, 2005).

16 Revisão Bibliográfica 39 No cálculo da condutividade hidráulica, na maioria das vezes, são feitos ensaios com duas cargas de pressão (H 1 e H 2 ) para obtenção, respectivamente, das vazões Q 1 e Q 2. Assim, a condutividade hidráulica pode ser (REYNOLDS e ELRICK, 1986): em que: k fs condutividade hidráulica; Q 1 e Q 2 vazões d água; G 1 e G 2 parâmetro G. (1) A vazão Q i é dada por Q i = X.R i ou Q i = Y.R i, sendo X e Y a área da seção do reservatório combinado e interno, respectivamente. R i é a média das 3 últimas taxas de fluxo d água para cada carga aplicada. O parâmetro G i é calculado pelas equações: (2) em que: H 1 e H 2 cargas de pressão aplicadas; a raio do poço; C 1 e C 2 fatores de forma em relação às cargas aplicadas, respectivamente. (3) O fator de forma pode ser obtido a partir de equações analíticas ou através do gráfico que depende da relação H/a e do tipo de solo. A Tabela 2.4 apresenta as fórmulas analíticas e a Figura 2.9 mostra as curvas para cada tipo de solo. Quando é usada apenas uma carga (H), o cálculo da condutividade hidráulica se reduz a: em que: α * - parâmetro alfa. (4) Tabela 2.4 Fator de forma (ZHANG; GROENEVELT; PARKIN, 1998).

17 Revisão Bibliográfica 40 Fator de forma Tipo de solo areia argila estruturada argila não estruturada Figura 2.9 Fator C x H/a. Por esse método de ensaio, com apenas uma carga, o valor de α * é estimado a partir de uma avaliação do solo. Elrick, Reynolds e Tan (1989) sugerem alguns valores deste parâmetro, conforme se mostra na Tabela 2.5. Tabela 2.5 Parâmetro *α (ELRICK; REYNOLDS; TAN, 1989). α* (cm -1 ) Tipo de solo 0,01 Argilas compactas (aterros, liners, sedimentos lacustres e marinhos 0,04 Solos de textura fina, principalmente sem macroporos e fissuras 0,12 Argilas até areias finas com alta a moderada quantidade de macroporos e fissuras 0,36 Areia grossa, incluindo solos com macroporos e fissuras Slug test O teste de slug é um ensaio de campo que vem sendo utilizado nas caracterizações de diferentes domínios hidrogeológicos e um dos mais difundidos

18 Revisão Bibliográfica 41 para a determinação da condutividade hidráulica in situ de áreas impactadas por contaminantes. O método de execução deste teste é realizado em zona saturada e consiste em elevar ou rebaixar instantaneamente um volume d água no poço de monitoramento (piezômetro) de pequeno diâmetro. No campo, essa variação do nível d água pode ser realizada pela introdução ou retirada de um cilindro sólido de dentro do poço. O volume deslocado equivale à adição ou à retirada de água do aquífero e é igual ao volume do cilindro. Quando o volume d água é removido o teste é conhecido como bail test e quando adicionado, slug test. A Figura 2.10 ilustra esta diferença. A partir do acompanhamento das variações (subida/descida) do nível d água num determinado intervalo de tempo, obtém-se dados que, juntamente com as características geométricas do poço e utilizando-se o método de análise adequada, fornecem o valor de condutividade hidráulica nas imediações do poço de monitoramento ensaiado (SILVA, E. 2008). Figura 2.10 Slug test (à esquerda) e Bail test (à direita) (modificado de PEDE, 2004).

19 Revisão Bibliográfica 42 Algumas vantagens do método do slug test na caracterização da condutividade hidráulica de aquífero são citadas (PEDE, 2004): fácil execução; baixo custo na mão-de-obra utilizada, pois pode ser feito por uma única pessoa, e do equipamento (cilindro, medidor de nível d água, transdutor de pressão e unidade de aquisição e armazenamento de dados); determinação da variação espacial da condutividade hidráulica através da realização de vários testes em diferentes poços; obtenção da variação vertical e horizontal da permeabilidade; determinação da condutividade hidráulica de uma porção discreta do meio saturado como, por exemplo, uma camada de areia pouco espessa inserida em um pacote argiloso. UTTU (1999) considera algumas questões nos ensaio de slug test com relação ao poço de monitoramento: procedimento de escavação do poço e o seu desenvolvimento; aderência das partículas finas (skin effect); comprimento e tamanho do filtro; diâmetro do pré-filtro; raio nominal do poço em relação a eficiência do poço; número de teste realizados em cada poço e a direção do fluxo da água subsuperficial. Em maciços terrosos de baixa condutividade hidráulica, a estabilidade do nível d água pode ser medida manualmente utilizando-se medidores de nível eletroeletrônicos dotados de fita métrica, desde que a coluna de pré-filtro permaneça saturada, conforme mostra a Figura Entretanto, quando os poços são instalados em maciços de alta condutividade hidráulica, a estabilização do nível d água leva pouco tempo, sendo necessária a utilização de transdutores de pressão que tenham capacidade de medir a variação deste nível a cada segundo. Estes transdutores consistem em sensores de medição com alta precisão que medem os dados referentes à pressão da coluna d água dentro do poço de monitoramento. Os dados assim obtidos são armazenados em um data logger para posterior processamento no computador.

20 Revisão Bibliográfica 43 Figura 2.11 Medidor de nível d água do tipo dip meter. Para análise destes dados são usadas soluções analíticas relacionadas às equações que regem o fluxo de água subterrânea. Além disso, estas soluções assumem um aquífero homogêneo, isotrópico, infinito e de espessura constante. As equações propostas por Hvorslev foram utilizadas neste trabalho para determinação da condutividade hidráulica do solo. O método de Hvorslev assume que o meio é homogêneo, isotrópico, infinito e que o solo e a água são incompressíveis. Em termos do teste, a taxa de infiltração (q) no poço a qualquer tempo (t) é proporcional à condutividade hidráulica (k) do solo e a diferença de carga (H h), então (UTTU, 1999): em que: F fator que depende da geometria do poço; r raio do tubo. O intervalo de tempo é descrito como: (5) (6) carga: Rearrumando as duas equações acima obtém uma equação em função da (7)

21 Revisão Bibliográfica 44 O gráfico com os dados de campo (H-h vs t) declinaria exponencialmente na taxa de recuperação com o tempo. A taxa de recuperação normalizada para H-Ho é plotada num gráfico em escala logarítmica produzindo um gráfico linear. Além disso: em que: V volume de água adicionado ou retirado (9) O gráfico (h/ho vs t), apresentado na Figura 2.12, permite medir To graficamente, enquanto k é determinado pela equação 10. Como no método de Hvorslev este tempo refere-se à 37% do rebaixamento ou recuperação com relação a Ho, vem que: (10) em que: Le comprimento do filtro; R raio do poço, com (L/R) >8. Figura 2.12 Gráfico h/ho versus t, para o método de Hvorslev (FETTER, 1994).

22 Revisão Bibliográfica Gradiente hidráulico e direção de fluxo As águas subterrâneas em seu estado natural encontram-se invariavelmente em movimento governado por princípios hidráulicos (TODD, 1959). Esse fluxo de água ocorre em função da existência de vazios interconectados pelos quais a água pode se movimentar dos pontos de alta energia em direção aos pontos de baixa energia. Esta energia, também denominada de carga total, pode ser expressa pela soma das cargas piezométrica, cinética e altimétrica, respectivamente representada na equação 11, denominada equação de Bernoulli (DAS, 2007): (11) em que: h = carga total; u = pressão; v = velocidade; g = aceleração da gravidade; γ w = peso específico da água; Z = carga em relação ao nível de referência. Uma vez que para as água subterrânea a velocidade é muito baixa, a parcela representada pela energia cinética na equação de Bernoulli pode ser desprezada. Para uma velocidade de 30cm/s, alta em relação as velocidades observadas na prática, a carga cinética é de apenas 0,0045m. Daí a carga total pode ser expressa por: (12) A Figura 2.13 esquematiza estas cargas em um dado meio poroso. Observase dois tubos verticais, A e B, denominado piezômetros e os níveis d água dentro deles são chamados de níveis piezométricos.

23 Revisão Bibliográfica 46 Figura 2.13 Representação das cargas no meio poroso (modificado de DAS, 2007). Sabe-se que o fluxo ocorre de um ponto de maior carga total, no caso da Figura 2.13 representado pelo nível piezométrico de A, em direção ao ponto de menor carga total, representado pelo nível piezométrico de B. Daí a perda de carga ( h) entre os dois pontos é dada por: (13) Esta perda de carga pode ser expressa em termos adimensionais, representando um gradiente da carga hidráulica (i), que indica como varia esta carga ao longo de cada uma das direções: (14) em que: x, y e z = são as coordenadas cartesianas, cujos vetores são i, j e k, respectivamente. Como mostra a equação 14, o gradiente é um vetor, caracterizado pela variação de uma função no espaço, sendo na prática usado como escalar e em termos gerais, o gradiente hidráulico (i) é dado por: (15)

24 Revisão Bibliográfica 47 em que: L = comprimento do fluxo onde ocorre a perda de carga. 2.3 Levantamento geofísico O levantamento geofísico através do georadar ou ground penetrating radar (GPR) é uma técnica geofísica de imageamento de subsuperfície em que ondas eletromagnéticas de alta frequência, variando de 1 MHz a 2,5 GHz, são emitidas por uma fonte na superfície, refletidas e difratadas nas camadas de solo e/ou rocha abaixo, e recebidas por uma antena receptora também na superfície (RODRIGUES; PORSANI, 2006). Segundo Nunes (2002, p.4) a propagação do sinal e o alcance destas ondas dependem da frequência do sinal emitido e das propriedades elétricas dos materiais (condutividade elétrica, permissividade dielétrica e permeabilidade magnética). Ainda de acordo com este autor, a energia refletida é amplificada, digitalizada e armazenada no computador e o seu registro é em função do tempo de percurso (tempo duplo). A grande vantagem desta técnica geofísica não destrutiva sobre outras é a rapidez na aquisição dos resultados, sendo por isto aplicado em inúmeros estudos. Pode ser utilizada em terra, na localização de objetos enterrados em áreas urbanas (tubulações de água, esgoto, gás, luz, etc.), sítios arqueológicos, identificação de plumas de contaminação, fraturas de rochas, nível d água. Além disso, o GPR pode ser utilizado sobre a superfície da água. A aplicação geofísica na engenharia é verificada por alguns trabalhos de Hagrey e Müller (2000) que investigaram a capacidade do GPR para determinar o teor de água nos poros e estimar a salinidade; Borges et al. (2006) utilizaram a técnica geofísica do GPR na detecção geométrica da cavas usadas na disposição de resíduos de óleos lubrificantes; Laureano e Shiraiwa (2008) mapearam a contaminação do subsolo a partir de um aterro sanitário. Alguns trabalhos acadêmicos com aplicações práticas no uso do GPR são apresentados pelos autores Soares (2009), Souza (2005), Nunes (2002). As fundamentações do método GPR estão baseadas na teoria de propagação de ondas eletromagnéticas definidas pelas equações de Maxwell as quais descrevem o comportamento do campo em qualquer meio. Por não apresentar

25 Revisão Bibliográfica 48 uma forma clara nas aplicações práticas, as equações podem ser modificadas substituindo-se as relações constitutivas pelas quais se obtém as equações que regem a propagação de ondas eletromagnéticas no meio (NUNES, 2002; SOUZA, 2005). Em meios geológicos com baixa perda, a velocidade de propagação é definida pela equação (DAVIS; ANNAN, 1989): em que: v velocidade de propagação da onda; c velocidade da luz = 2,997 x 10 8 m/s 0,3 m/ns; k permissividade dielétrica ou constante dielétrica dos materiais. (16) E o comprimento de onda é: em que: λ comprimento de onda (m); f frequência central das antenas. (17) As ondas eletromagnéticas também são governadas pela Lei de Snell que dita uma relação angular entre as ondas incidente, refletida e refratada. As amplitudes dos campos elétricos e magnéticos são regidas pelas equações de Fresnel. Os materiais geológicos, em geral as rochas, podem ser considerados dielétricos (semicondutores), podendo ser caracterizado por três propriedades: permeabilidade magnética, condutividade elétrica e permissividade dielétrica (NUNES, 2002). Os efeitos da condutividade e da permeabilidade magnética são ignorados nos levantamentos GPR de estruturas geológicas, visto que para frequências abaixo de 1 MHz a condutividade é dominante. Enquanto que acima desse valor, a permissividade dielétrica torna-se o fator dominante na propagação de ondas e considera-se as ondas eletromagnéticas com incidência normal, pois as antenas emissoras e receptoras estão muito próximas (NUNES, 2002; SOARES, 2009).

26 Revisão Bibliográfica 49 Durante a propagação em um meio, a onda sofre forte impedância elétrica, devido encontrar mudanças nas propriedades eletromagnéticas, normalmente expressas pelo coeficiente de reflexão (r GPR ) (Tabela 2.6). (18) em que, K 1 e K 2 são constantes dielétricas acima e abaixo da interface refletora, respectivamente. Tabela 2.6 Coeficiente de reflexão de alguns contatos geológicos (NUNES, 2002). De Para Coeficiente de Reflexão (%) Ar Solo seco 38 Solo seco Solo saturado 38 Solo seco Rocha 12 Solo saturado Rocha 28 Solo Metal 100 O sistema GPR sofre muita influência da frequência utilizada, podendo esta variar de 0,5 vezes a frequência central (mínima) até 1,5 vezes a frequência central (máxima). A profundidade de penetração é inversamente proporcional à frequência, o que pode ser verificado na Tabela 2.7. Quanto maior a frequência da antena menor será a profundidade de penetração (NUNES, 2002). Tabela 2.7 Correlações da frequência central com a profundidade e resolução (NUNES, 2002). Frequência Central (MHz) Profundidade máxima de penetração (m) Resolução vertical (m) , , , ,00 Os valores das constantes dielétricas e condutividade elétrica para alguns materiais podem ser observados na Tabela 2.8. Uma análise dos valores tabelados mostra que o teor de água, presente nas rochas e solos, altera substancialmente as características elétricas, devido aos íons dissolvidos na água que proporcionam uma condução elétrica, dissipando o campo eletromagnético aplicado, pois a energia do campo é extraída e transferida irreversivelmente para o meio, assim provocando a atenuação e a baixa penetração da onda no meio (NUNES, 2002).

27 Revisão Bibliográfica 50 Hagrey e Müller (2000) demonstraram que o coeficiente de reflexão aumenta com o incremento da salinidade da água. Em solos e rochas, o aumento desta condutividade elétrica introduz perdas significativas na propagação do sinal, cujo resultado é a limitada profundidade de penetração (MOREIRA; DOURADO, 2007). Além da frequência, há influência também das propriedades elétricas do meio. No caso de materiais, estas propriedades são controladas principalmente pela mineralogia, conteúdos de argilas, minerais metálicos e água (BERES JÚNIOR; HAENI, 1991). O método de operação do GPR no campo pode ser de três modos básicos: perfil de reflexão com afastamento constante ou commom offset, sondagens de velocidade e a técnica de trans-iluminação ou tomografia. No Commom Offset, as distâncias das antenas transmissoras e receptoras são mantidas fixas e constantes, sendo rastejadas ao longo do perfil para mapear as áreas reflexivas em relação às posições das antenas. Como resultado tem-se um perfil GPR onde no eixo da abscissa são marcadas as distâncias percorridas pelo transporte das antenas e na ordenada o tempo duplo (tempo de ida e volta do sinal) de percurso do sinal refletido (NUNES, 2002; SOUZA, 2005). O processamento dos dados, após os levantamentos de campo, envolve algumas medidas básicas de edição dos dados, processamento do sinal e apresentação da imagem. O conjunto destes dados denomina-se radagramas, que são então analisados e interpretados com o objetivo de detectar objetos enterrados, feições geológicas, entre outros na subsuperfície (NUNES, 2002). O intérprete dos radagramas deve ter a ciência de identificar interferências indesejáveis originadas de fontes como árvores de grande porte, construções, veículos, cercas metálicas, transmissão de sinais eletromagnéticos de alta frequência, linhas de transmissão. Além disso, é importante observar as mudanças de texturas e presença de hipérboles que são indicativos de alterações na subsuperfície. Por isto, a interpretação dos perfis GPR é bastante subjetiva e dependente dos conhecimentos sobre as propriedades elétricas do alvo e do meio o qual se faz a investigação (NUNES, 2002; SOUZA, 2005). Além disso, depende também de alguma investigação direta do local, de maneira a correlacionar o radagrama às diversas camadas geológicas nele presentes.

28 Revisão Bibliográfica 51 Tabela 2.8 Constantes dielétricas (k) e condutividades elétricas (σ) comuns para as frequências utilizadas no GPR (NUNES, 2002). Materiais Constantes Dielétricas (k) Condutividade Elétrica (σ) ms/m Ar 1 0 Água destilada 81 0,01 Água fresca 81 0,5 Água do mar Areia seca e cascalho 2-6 0,01 Areia saturada ,1-1 Argila seca 5 2 Argila saturada Calcário seco 4 0,5 Calcário saturado 8 2 Folhelho e siltito seco 5 1 Folhelho saturado Siltito saturado Silte Saturado Arenito saturado Solo arenoso seco 2,6 0,14 Solo arenoso saturado 25 6,9 Solo argiloso seco 2,4 0,27 Solo argiloso saturado Basalto seco 6 1 Basalto saturado 8 10 Diabásio seco 7 10 Diabásio saturado Granito seco 5 0,01 Granito saturado 7 1 Sal seco 5-6 0,01-1 Ferro 1 1 x 10 9 Aço 1 PVC 8 0 Asfalto Concreto seco 5,5 0 Concreto saturado 12,5 0 LNAPL 2 0 DNAPL Hexano 1,88 0,5 Diclorometano 8,3 1,1 Benzeno 2,24 0,11 Metanol 33,7 0,38 Mistura de óleo e outras substâncias orgânicas 2 0,5

29 Revisão Bibliográfica Caracterização mineralógica O conhecimento dos minerais contribui significativamente para a classificação dos solos, o que proporciona uma identificação mais concreta dos seus constituintes que ditam as diferenças no comportamento do material devido ao seu grau de alterabilidade. A identificação dos argilominerais pode ser realizada através da difração de raios X e a identificação quantitativa dos elementos presentes no solo pode ser feita pela espectrometria de fluorescência de raios X Difração de raios X A difração de raios X é um ensaio no qual pode ser identificados experimentalmente os argilominerais. O procedimento que ocorre durante o ensaio pode ser descrito, segundo Pérsio Santos (1975, p.252) como: [...] O feixe de raios X atinge a superfície plana do espécime e é difratado, sendo detectado por um contador Geiger que se move a uma velocidade constante em um arco de círculo, cujo centro é o centro do espécime. O contador registra graficamente, em posição e intensidade, os ângulos θ e as difrações correspondentes. O ângulo θ é medido na carta ou papel registrador, é conhecido pelo metal do alvo (geralmente é k-alfa do cobre), e d hkl pode ser calculado pela Lei de Bragg e pela geometria do equipamento ou então de tabelas. A Lei de Bragg referida pelo autor é dada pela equação 19: em que: n = número inteiro (ordem de difração); λ = comprimento de onda incidentes dos raios X; d = distância interplanar para o conjunto de planos da estrutura cristalina; (19)

30 Revisão Bibliográfica 53 θ = ângulo de incidência dos raios X (medido entre o feixe incidente e os planos cristalinos). A Figura 2.14 mostra o esquema do equipamento para difração e o resultado dado pelo ensaio, denominado de difratograma. Figura 2.14 Esquema do difratômetro, à esquerda (modificado de CULLITY; STOCK, 2001) e difratograma, à direita Mineralogia das argilas Segundo Pérsio Santos (1975, p.1), as argilas são constituídas essencialmente por partículas cristalinas extremamente pequenas de um número restrito de minerais conhecidos como argilominerais. Desempenhando fortes funções, os argilominerais presentes têm sua importância destacada na adsorção e capacidade de troca catiônica, retenção de água, plasticidade e adesividade, tenacidade no estado seco e variação de volume na presença de água (COSTA, 2004). Quimicamente, os argilominerais são compostos por silicatos hidratados de alumínio e ferro, contento ainda certo teor de elementos alcalinos e alcalinoterrosos (SANTOS, PÉRSIO 1975). As duas unidades básicas dos argilominerais são tetraedro de sílica e octaedro de alumina, que em combinação individual destas unidades formam as lâminas de sílica e octaédrica, respectivamente, como mostra a Figura 2.15

31 Revisão Bibliográfica 54 Figura 2.15 a) Tetraedro de sílica; b) lâmina de sílica; c) octaedro de alumina; d) lâmina octaédrica; e) lâmina elementar de sílica-octaédrica (modificado de DAS, 2007). A caulinita é o mineral de argila mais frequente na natureza e é formado pelo empilhamento regular de uma folha de tetraedros (SiO 4 ) e uma folha de octaedros (Al 2 (OH) 6 ), constituindo o grupo 1:1 e de fórmula química Al 4 Si 4 O 10 (OH) 8, como ilustra a Figura 2.16 (SANTOS, PÉRSIO 1975). Pela análise química, este argilomineral apresenta pequenas variações de íons (Fe, Cr, Ti, Mg e K), mas, devido à pequena dimensão dos grãos das argilas, estes íons podem não estar presentes estruturalmente e sim como impurezas. Esta presença de impureza pode atribuir à caulinita uma capacidade de troca catiônica de até 100 µeq/g (DEER; HOWIE; ZUSSMAN, 2000). Entre suas características estruturais, a caulinita praticamente não apresenta expansibilidade e torna-se plástica para teor de umidade relativamente baixo (COSTA, 2004). As ocorrências da caulinita são em jazidas residuais formadas pelo intemperismo ou alteração hidrotermal de baixa temperatura de feldspato, moscovita e outros silicatos de alumínio, geralmente de rocha ácidas. Também pode ocorrer pelo transporte dos minerais originais sob condições não alcalinas e

32 Revisão Bibliográfica 55 depositadas em ambiente deltaico, lacustre ou qualquer ambiente não marinho (DEER; HOWIE; ZUSSMAN, 2000). Figura 2.16 Estrutura atômica (à esquerda) e diagrama da estrutura (à direita) da caulinita (modificado de DAS, 2007). A ilita é composta por duas camadas de tetraedros e uma de octaedros, constituindo o grupo 2:1. Tem uma estrutura cristalina semelhante à da montmorilonita, com a diferença de que há uma substituição maior de Al por Si, o que confere uma maior carga a esta estrutura que está rigidamente ligada e não se expande (SANTOS, PÉRSIO 1975). A ilita apresenta-se sob a fórmula química K 1-1,5 Al 4 (Si,Al) 8 ) 20 (OH) 4 e a maior parte das amostras naturais de ilita contém camadas de esmectita interestratificadas. Sua capacidade de troca catiônica varia de 100 até 400 µeq/g. Quando pura, as ilitas são incolores, mas em presença de impurezas como óxidos ou hidróxidos de ferro de grão fino podem colori-las de amarelo, verde, castanho, entre outras cores. O potássio mostra-se como o principal cátion interestratificado, podendo as ilitas ser atacadas facilmente pelos ácidos (DEER; HOWIE; ZUSSMAN, 2000). As ilitas também têm semelhança à moscovita, e a diferença se dá pelo menor teor de potássio e maior teor em água para as ilitas, que são designadas como minerais micáceos ou micas hidratadas, como ilustra a Figura 2.17 (COSTA, 2004). As principais ocorrências das ilitas são originadas por processos diagenéticos de baixo grau que atuam sobre as esmectita. Como argilominerais mais abundantes nas rochas sedimentares, as ilitas podem se formar a partir de uma variedade de precursores, entre eles a muscovita, caulinita e o feldspato. Além destas, as ilitas podem ter origem em ambientes hidrotermais (DEER; HOWIE; ZUSSMAN, 2000).

33 Revisão Bibliográfica 56 Figura 2.17 Estrutura atômica (à esquerda) e diagrama da estrutura (à direita) da ilita (modificado de DAS, 2007). O quartzo é composto por camadas de tetraedros de SiO 4 e sua composição química é aproximadamente 100% de SiO 2. Caracteriza-se como um dos minerais mais estável e quimicamente resistente à maior parte das soluções atacantes. A sua coloração varia de incolor a amarela, castanha acinzentada a negra, rósea e violeta. Como mineral mais abundante na crosta terrestre, em virtude da sua resistência química e física à corrosão, o quartzo ocorre frequentemente em muitas rochas ígneas, sedimentares e metamórficas, como material secundário e em filões hidrotermais (DEER; HOWIE; ZUSSMAN, 2000) Espectrometria de fluorescência de raios X A espectrometria de fluorescência de raios X é um método analítico de identificação dos elementos presentes numa amostra, permitindo estabelecer a proporção quantitativa em que cada elemento se encontra presente. O procedimento que ocorre durante o ensaio pode ser descrito, segundo Pérsio Santos (1975, p.252) como: [...] Um tubo de raios X especial, diferente do usado em difração, produz um feixe intenso de raios X com espectro contínuo em vez da radiação característica que é usada na difração. Cada elemento do espécime, que é irradiado pelo espectro contínuo, absorve por ressonância e reemite