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Utilização de isótopos ambientais (2H, 13C, 18O, 3H e 14C) 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
i
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.
ii
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 (2H, 13C e 18O) como os
isótopos radioactivos (3H e 14C), 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 50 – 60 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
iii
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 (2H, 13C and 18O) and
radioactive isotopes (3H and 14C) 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 50 – 60 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 350 – 475 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
iv
Índice
1 Introdução ......................................................................................................................................... 1
1.1 Enquadramento geral ............................................................................................................... 1
1.2 Objectivos ................................................................................................................................. 3
1.3 Organização da dissertação ..................................................................................................... 4
2 Hidrologia isotópica ........................................................................................................................... 5
2.1 Isótopos ambientais estáveis ................................................................................................... 5
2.1.1 Oxigénio-18 (18O) e deutério (2H) ......................................................................................... 6
2.1.2 Carbono-13 (13C) .................................................................................................................. 9
2.2 Isótopos ambientais radioactivos ........................................................................................... 10
2.2.1 Trítio (3H) ............................................................................................................................ 11
2.2.2 Carbono-14 (14C) ................................................................................................................ 13
3 Geotermometria química ................................................................................................................. 15
4 Enquadramento dos casos de estudo das águas termais de Monção e Gerês ............................. 18
4.1 Caso de estudo das Termas de Monção ............................................................................... 18
4.1.1 Localização geográfica ....................................................................................................... 18
4.1.2 Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e hidrogeológica ..... 18
4.1.3 Amostragem e distribuição espacial das amostras ............................................................ 21
4.1.4 Hidrogeoquímica................................................................................................................. 22
4.1.5 Aplicação da hidrologia isotópica ao caso de estudo ........................................................ 31
4.1.6 Geotermometria química .................................................................................................... 35
4.1.7 Elaboração do modelo conceptual ..................................................................................... 36
4.2 Caso de estudo de Termas do Gerês .................................................................................... 39
4.2.1 Localização geográfica ....................................................................................................... 39
4.2.2 Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e hidrogeológica ..... 39
4.2.3 Amostragem e distribuição espacial das amostras ............................................................ 41
4.2.4 Hidrogeoquímica................................................................................................................. 43
4.2.5 Aplicação da hidrologia isotópica ao caso de estudo ........................................................ 50
4.2.6 Geotermometria química .................................................................................................... 53
4.2.7 Elaboração do modelo conceptual ..................................................................................... 54
5 Comparação dos casos de estudo das águas termominerais de Monção e do Gerês .................. 56
5.1 Hidrogeoquímica e hidrologia isotópica ................................................................................. 56
5.2 Comparação do modelo conceptual ....................................................................................... 57
6 Considerações finais e perspectivas futuras................................................................................... 58
Referências ............................................................................................................................................ 60
Anexo A ..................................................................................................................................................... i
Anexo B .................................................................................................................................................... ii
v
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). ........................................ 11
Tabela 3 – Matriz de correlação entre as amostras de águas termominerais e as amostras de águas dos
sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. ................................................................................ 24
Tabela 4 – Matriz de correlação das águas do sistema termomineral de Monção. ............................... 28
Tabela 5 – Matriz de correlação das águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. .... 29
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). ................................. 34
Tabela 7 – Temperatura de reservatório estimada e profundidade máxima alcançada para as águas
termominerais das Termas de Monção. ................................................................................................. 36
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. .............................................................. 45
Tabela 9 – Matriz de correlação das águas do sistema termonineral do Gerês. ................................... 48
Tabela 10 – Matriz de correlação das águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda. .. 48
Tabela 11 – Composição isotópica das amostras utilizadas no estudo das águas termominerais das
Termas do Gerês. *Dados de Pinheiro (2011). ...................................................................................... 52
Tabela 12 – Composição isotópica das amostras de precipitação das estações meteorológicas de Carris
e Junceda. Adaptado de Lima (2001). ................................................................................................... 53
Tabela 13 – Temperatura de reservatório estimada e profundidade máxima alcançada para as águas
termominerais das Termas do Gerês. .................................................................................................... 54
vi
Lista de Figuras
Figura 1 – Ocorrências termais: Temperatura (T). Adaptado de IGM (1998). ......................................... 2
Figura 2 – Relação 18O vs. 2H 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 18O e 2H 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 13C dos reservatórios mais importantes de carbono. Adaptado de Birkle (2001)
in: Marques et al. (2007). ........................................................................................................................ 10
Figura 5 – Variação da concentração de traçadores radioactivos (14C e 3H) na atmosfera (produção
natural e de origem artificial. Chama-se a atenção para as escalas e unidades diferentes (3H em TU e
14C em pmC). Adaptado de Mook (2000c). ............................................................................................ 11
Figura 6 – Representação esquemática da origem (natural e antrópica) e mecanismos de entrada de
trítio no Ciclo Hidrológico. Adaptado de Mook (2000a). ......................................................................... 12
Figura 7 – Representação esquemática da origem (natural e antrópica) e mecanismos de entrada de
carbono-14 no Ciclo Hidrológico. Adaptado de Mook (2000a). ............................................................. 13
Figura 8 – Localização do concelho de Monção. Adaptado de Google Imagens (Maio de 2015). ........ 18
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). ........................................................................................................................... 19
Figura 10 – Relevo da região de Monção. Adaptado de Google Maps. ................................................ 20
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. ......... 22
Figura 12 – Diagrama de Piper. (●, ●*) Águas termominerais; (○, ○*) Águas de sistemas aquíferos de
circulação pouco profunda; (▲,▲*) Rio Minho. *Dados de Nascimento (2000). .................................. 23
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). ............................. 26
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). .............................................................................................................. 30
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). .......... 31
Figura 16 – 2H vs. 18O. (●, ●*) Sistema aquífero das Termas de Monção; (○,○*) Sistemas aquíferos de
circulação pouco profunda. *Dados de Nascimento (2000). .................................................................. 32
Figura 17 – (a) Altitude vs. 18O; (b) Estimação da altitude de recarga das águas termominerais com
base na composição isotópica (valores 18O) das águas (○) dos sistemas aquíferos de circulação pouco
profunda. ................................................................................................................................................. 33
vii
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
Figura 19 – Esquema representativo em 3D da potencial área de recarga do sistema termomineral das
Termas de Monção. ................................................................................................................................ 37
Figura 20 – Localização das Termas do Gerês. Adaptado de Google Imagens (Maio de 2015). ......... 39
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. ............................................................................................... 41
Figura 23 – Local de Amostragem. Nascente da Bica – sistema termomineral. Cortesia do Professor
Simões Cortês. ....................................................................................................................................... 42
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
Figura 25 – Diagrama de Piper. (●) Águas termominerais; (○, ○*) Águas dos sistemas aquíferos de
circulação pouco profunda; (▲*) Águas superficiais: rios e ribeiras. *Dados de Pinheiro (2011). ........ 44
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
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). ...................................... 49
Figura 28 – Ca vs. NO3. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: (○) Nascente do Fontanário
do Tanquinho; (○*) RG11; ( *) RH3. *Dados de Pinheiro (2011). ......................................................... 50
Figura 29 – 2H vs. 18O. (●) Sistema termomineral do Gerês; (○, ○*) Sistemas aquíferos de circulação
pouco profunda. *Dados de Pinheiro (2011). ......................................................................................... 50
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 18O).
................................................................................................................................................................ 51
Figura 31 – Esquema representativo do modelo conceptual de circulação do sistema termomineral do
Gerês. Água fria: seta azul. Água quente: seta vermelha. ..................................................................... 54
Figura 32 – Esquema representativo em 3D da potencial área de recarga do sistema termomineral das
Termas do Gerês. ................................................................................................................................... 55
viii
Lista de abreviaturas e símbolos
Notação delta utilizada para representar o teor isotópico
BCG Bombas de Calor Geotérmicas
CE Condutividade eléctrica
CITD Carbono inorgânico total dissolvido
Eh Potencial Redox
G-MWL Global – Meteoric Water Line (Recta das Águas Meteóricas Mundiais)
GNIP Global Network Isotopes in Precipitation (Rede de monitorização da composição
isotópica da precipitação a nível mundial)
IAEA International Atomic Energy Agency (Agência Internacional de Energia Atómica)
L-MWL Local – Meteoric Water Line (Recta das Águas Meteóricas Locais)
MWL Meteoric Water Line (Recta das Águas Meteóricas)
pmC Percentagem de carbono moderno
T Temperatura
TSD Total de sólidos dissolvidos
TU Unidades de trítio
V-PDB Padrão utilizado como referência nos teores da razão 13C/12C em amostras
carbonatadas – Vienna PDB (Rostro de belemnite (Belemmnitella americana))
V-SMOW Padrão utilizado como referencia nos teores da razão 2H/1H e 18O/16O em
amostras de água – Vienna – Standard Mean Ocean Water
α Factor de fraccionamento isotópico
1
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
2
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,
3
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 (2H, 13C e
18O) e radioactivos (3H e 14C).
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 (3H), 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
4
conjunta dos teores em isótopos do carbono (13C e 14C) 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.
5
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 (2H e 3H) e o oxigénio (18O), e do elemento carbono
(13C e 14C) presente no sistema aquoso como constituinte de compostos inorgânicos e orgânicos
dissolvidos.
Os isótopos 2H, 13C e 18O são isótopos ambientais estáveis, enquanto o 3H e o 14C 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(‰) = (𝑅𝑎𝑚𝑜𝑠𝑡𝑟𝑎𝑅𝑝𝑎𝑑𝑟ã𝑜
− 1) × 1000 Equação 1
Onde: 𝑅𝑎𝑚𝑜𝑠𝑡𝑟𝑎 – representa a razão 2H/1H, 18O/16O e 13C/12C; 𝑅𝑝𝑎𝑑𝑟ã𝑜 – 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
6
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 2H, 13C
e 18O.
Tabela 1 – Alguns isótopos ambientais estáveis. Adaptado de Clark & Fritz (1997).
Isótopo Razão % de abundância natural Valor de referência (razão de abundância)
2H 2H/1H 0,015 V-SMOW (1,5575 × 10−4)
13C 13C/12C 1,110 V-PDB (1,1237 × 10−2)
18º 18O/16O 0,204 V-SMOW (2,0052 × 10−3)
V-PDB (2,0672 × 10−3)
2.1.1 Oxigénio-18 (18O) e deutério (2H)
As espécies isotópicas estáveis mais abundantes do elemento químico oxigénio são o oxigénio-16 (16O
espécie isotópica mais leve) e o oxigénio-18 (18O espécie isotópica mais pesada), com uma abundância
média terrestre de 99,760 % e de 0,100 %, respectivamente. A razão 18O/16O é de 0,002. Falta referir
ainda, a existência de uma terceira espécie, o oxigénio-17, 17O, com uma abundância de 0,035 %.
O elemento químico hidrogénio tem dois isótopos estáveis, sendo eles o 1H (espécie mais leve), 2H
(deutério, espécie mais pesada) e com abundância de 99,985 % e de 0,015 %, respectivamente, em
que a razão 2H/1H 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
18O como para o de 2H (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 18O e de 2H. Essa relação é representada através da seguinte equação:
𝛿2𝐻 = 8 𝛿18𝑂 + 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
7
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 18O vs. 2H 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 (δ2H – δ18O) 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”.
8
Figura 3 – Esquema de vários processos que provocam desvio nos valores 18O e 2H 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 2H na
composição isotópica das águas não sofre alterações, pois a quantidade de 2H nas rochas é muito
baixa quando comparada com a das águas, registam-se desvios isotópicos mais ou menos
significativos no 18O, 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 H2S; variações na composição isotópica em 2H, enquanto a
composição em 18O se mantém constante (Geyth, 2000; Mook, 2000a);
- Trocas isotópicas com o CO2 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 18O;
- Processos associados à hidratação de silicatos podem originar um enriquecimento de 2H e
um empobrecimento em 18O. O fraccionamento de 18O 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 2H 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 18O e 2H, 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
9
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, 18O e 2H, 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.
2.1.2 Carbono-13 (13C)
O elemento químico de carbono tem como espécies isotópicas estáveis o carbono-13, 13C (espécie
mais pesada), e o carbono-12, 12C (espécie mais leve), com uma abundância de 1,1 % e de 98,9 %,
respectivamente. A razão 13C/12C 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.
10
Se a origem do carbono do sistema aquoso for totalmente de origem biogénica, o 13C determinado no
CITD tem origem orgânica (13C 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 13C 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 13C para cada origem.
Figura 4 – Valores de 13C dos reservatórios mais importantes de carbono. Adaptado de Birkle (2001) in:
Marques et al. (2007).
O cálculo do 13C é indispensável para a datação pelo método de 14C, 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.
11
Tabela 2 – Alguns isótopos radioactivos. Adaptado de Clark & Fritz (1997).
Isótopo Tempo de semi-vida, T1/2 (anos) Fontes principais
3H 12,32 Cosmogénico, teste de armas nucleares
14C 5730 Cosmogénico, teste de armas nucleares, reacções nucleares
Na Figura 5 está representada a variação da concentração dos isotopos radioactivos, 3H e 14C na
atmosfera, ao longo dos anos, desde 1950 a 2000. Os picos de teor em 3H e 14C estão associados a
testes termonucleares realizados na atmosfera.
Figura 5 – Variação da concentração de traçadores radioactivos (14C e 3H) na atmosfera (produção natural e de
origem artificial. Chama-se a atenção para as escalas e unidades diferentes (3H em TU e 14C em pmC).
Adaptado de Mook (2000c).
2.2.1 Trítio (3H)
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 3H/1H, sendo igual a 10-18. 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),
12
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 3H na atmosfera e por sua vez nas águas de precipitação têm variado ao longo dos anos
devido à acção do Homem (origem antrópica de 3H), 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 3H 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 3H 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 3H atmosférico; iii) aos hemisférios possuirem
13
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);
15 – 30 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 60.
2.2.2 Carbono-14 (14C)
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).
14
A concentração de 14C nas amostras de água é expressa em termos de pmC (percentagem de carbono
moderno), dada por Fontes & Garnier (1979) in: Marques et al. (2012):
𝑝𝑚𝐶 = (𝐴𝑎𝑚𝑜𝑠𝑡𝑟𝑎
𝐴á𝑐𝑖𝑑𝑜 𝑜𝑥á𝑙𝑖𝑐𝑜𝑒𝜆(𝑦−1950)
) × 100 (%) Equação 3
Onde: 𝐴𝑎𝑚𝑜𝑠𝑡𝑟𝑎 – actividade específica do 14C determinada na amostra; 𝐴á𝑐𝑖𝑑𝑜 𝑜𝑥á𝑙𝑖𝑐𝑜 – actividade
específica do 14C 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 14C 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 13C, 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).
15
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
K2/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):
𝑇(°𝐶) = (1032
4,69 − log 𝑆𝑖𝑂2) − 273,15 𝑆𝑖𝑂2 𝑒𝑚 𝑚𝑔/𝐿
Equação 4
Quartzo (arrefecimento condutivo) de Truesdell (1975):
𝑇(°𝐶) = (1315
5,205 − log 𝑆𝑖𝑂2) − 273,15 𝑆𝑖𝑂2 𝑒𝑚 𝑚𝑔/𝐿
Equação 5
Os geotermómetros Na/K, Na-K-Ca, Na-K-Ca (Mg) e K2/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):
16
Geotermómetro Na/K proposto por White & Ellis (1970) in: Truesdell (1975):
𝑇(°𝐶) = (855,6
log (𝑁𝑎𝐾) + 0,8573
) − 273,15 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 Ca1/2/Na, podendo ser considerado uma correcção
do cálcio sobre o geotermómetro Na/K (Marques, 2012).
𝑇(°𝐶) =
(
1647
log (𝑁𝑎𝐾) + 𝛽 log (
𝐶𝑎12
𝑁𝑎) + 2,24
)
− 273,15 𝑁𝑎, 𝐾 𝑒 𝐶𝑎 𝑒𝑚 𝑚𝑜𝑙𝑒𝑠/𝑙
𝛽 =4
3 𝑠𝑒
𝐶𝑎12
𝑁𝑎> 1 ; 𝛽 =
1
3 𝑠𝑒
𝐶𝑎12
𝑁𝑎< 1
Equação 7
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:
𝑅 = 100 (𝑀𝑔
𝑀𝑔 + 𝐶𝑎 + 𝐾) 𝑀𝑔, 𝐶𝑎 𝑒 𝐾 𝑒𝑚 𝑢𝑛𝑖𝑑𝑎𝑑𝑒𝑠 𝑒𝑞𝑢𝑖𝑣𝑎𝑙𝑒𝑛𝑡𝑒𝑠
𝑡𝑀𝑔(°𝐶) é a temperatura que deverá ser subtraída à temperatura calculada pelo
geotermómetro Na-K-Ca
Equação 8
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:
𝑡𝑀𝑔 = 10,66 − 4,7415 𝑅 + 325,87 (log 𝑅)2 − 1,032 × 10
(log 𝑅)2
𝑇− 1,968 × 10
(log 𝑅)2
𝑇2
+ 1,605 × 10 × log𝑅 × 𝑇2 𝑜𝑛𝑑𝑒 𝑇 é 𝑇𝑁𝑎−𝐾−𝐶𝑎 𝑒𝑚 °𝐾
Equação 9
iii) Se R<5:
𝑡𝑀𝑔 = −1,03 + 59,971 log 𝑅 + 15,05 (log𝑅)2 − 36711
(log 𝑅)2
𝑇− 1,67 × 107
log 𝑅
𝑇2
Equação 10
O geotermómetro K2/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).
17
𝑇(°𝐶) = (4410
14 − 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.
18
4 Enquadramento dos casos de estudo das águas termais de
Monção e Gerês
4.1 Caso de estudo das Termas de Monção
4.1.1 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).
4.1.2 Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e
hidrogeológica
4.1.2.1 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
19
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
20
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).
4.1.2.2 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.
4.1.2.3 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
21
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).
4.1.3 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.
22
(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.
4.1.4 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 2003.
23
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.
24
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.
25
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+, Ca2+ e Mg2+
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 Ca2+ 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):
2𝑆𝑖3𝑂8𝐴𝑙𝑁𝑎 + 9𝐻2𝑂 + 2𝐻+ + 2𝐻𝐶𝑂3
− = 𝑆𝑖2𝑂5𝐴𝑙2(𝑂𝐻)4 + 2𝑁𝑎+ + 2𝐻𝐶𝑂3
− + 4𝑆𝑖𝑂4𝐻4 Equação 13
Já o teor em K+ está relacionado com a interacção água-feldspatos-K, enquanto que o Ca2+ com a
hidrólise das plagioclases cálcicas. A presença de Mg2+ nas águas está fundamentalmente associada
à alteração dos minerais ferromagnesianos (tal como o Ca2+ 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).
26
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.
(a) (b)
(c) (d)
(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
0
50
100
150
200
0 100 200 300 400 500
Na (
mg
/L)
TSD (mg/L)
0
1
2
3
4
5
6
7
0 100 200 300 400 500
K (
mg
/L)
TSD (mg/L)
0
5
10
15
20
25
0 100 200 300 400 500
Ca (
mg
/L)
TSD (mg/L)
0
100
200
300
400
500
0 100 200 300 400 500
HC
O3 (m
g/L
)
TSD (mg/L)
0
10
20
30
40
50
0 100 200 300 400 500
Cl (m
g/L
)
TSD (mg/L)
0
20
40
60
80
100
120
0 100 200 300 400 500
SiO
2(m
g/L
)
TSD (mg/L)
27
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.
28
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.
29
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.
30
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.
(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 δ13C (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
0
50
100
150
200
0 10 20 30 40 50
Na (
mg
/L)
Cl (mg/L)
0
100
200
300
400
500
0 10 20 30 40 50
HC
O3
(mg
/L)
Cl (mg/L)
31
(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.).
(a) (b)
(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 NS1.
4.1.5 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 δ2H versus δ18O, 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
0
2
4
6
8
0 5 10 15 20 25
Ca (
mg
/L)
NO3 (mg/L)
0
1
2
3
4
0 5 10 15 20 25
Mg
(m
g/L
)
NO3 (mg/L)
0
2
4
6
8
10
12
0 5 10 15 20 25
SO
4(m
g/L
)
NO3 (mg/L)
0
2
4
6
8
0 5 10 15
Ca (
mg
/L)
SO4 (mg/L)
32
(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.
Figura 16 – 2H vs. 18O. (●, ●*) 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 2H e em 18O. 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 δ18O.
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 18O de -0,26 ‰ / 100 m.
Recta das águasmeteóricas mundiais
δ2H = 8 δ18O + 10
Recta das águas meteóricas locais
δ2H = 9,02 δ18O + 14,33R² = 0,76
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-8 -7 -6 -5 -4 -3
δ2H
(‰
)
δ18O (‰)
33
(a) (b)
Figura 17 – (a) Altitude vs. 18O; (b) Estimação da altitude de recarga das águas termominerais com base na
composição isotópica (valores 18O) 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 δ18O para cada conjunto de
amostras, ou seja, a média dos valores de δ18O 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
18O), 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 1 500 m de altitude.
Na Tabela 6 está representada a composição isotópica (δ2H, δ13C, δ18O, 3H e 14C) 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 δ18O e δ2H apresentam variações, como
já mencionado.
Altitude = -460,26 δ18O - 2056,8
R² = 0,76
0
200
400
600
800
1000
1200
-8 -7 -6 -5 -4 -3
Alt
itu
de
(m
)
δ18O (‰)
Altitude = -460,26 δ18O - 2056,8
R² = 0,76
0
200
400
600
800
1000
1200
-8 -7 -6 -5 -4 -3
Alt
itu
de
(m
)
δ18O (‰)
AC1
AC2
34
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) δ18O (‰) δ2H (‰) 3H (TU) 14C (pmC) δ13C (‰) 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 50 – 60 anos (tendo em consideração o teor médio atmosférico em 3H). Por outro
lado, as diferenças registadas nos teores em 3H das águas termominerais entre as amostragens de
1999 e 2003, estão associadas à diminuição de teor em 3H 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
35
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 14C 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.
4.1.6 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 K2/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).
36
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 K2/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 3,2
4.1.7 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.
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.
N S
?
754 m
δ18
O= - 5,01 ‰
Geotermómetros químicos
81 ºC < T < 129 ºC
2,9 km – 3,2 km
δ18
O= - 5,34 ‰
Rochas granitóides
Rio Minho
Termas de
Monção
Falha do rio Minho Falha provável Sem escala
(a)
(b)
37
Com base nos teores em 18O 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.
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 (4.1.2.3).
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
Rio Minho
Água termomineral NS1
NS2
NS3 Potencial área de recarga
Sem escala
38
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.
39
4.2 Caso de estudo de Termas do Gerês
4.2.1 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).
4.2.2 Caracterização geológico-estrutural, geomorfológica, climatológica e
hidrogeológica
4.2.2.1 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.
40
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).
4.2.2.2 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).
41
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).
4.2.3 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.
42
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 24.
Figura 24 – Localização das amostras. (●) Águas termominerais; (○) Águas dos sistemas aquíferos de circulação
pouco profunda; (▲) Águas superficiais: rios e ribeiras. Adaptado de Pinheiro (2011).
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 1 km
43
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.
44
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.
45
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+, Ca2+, K+ e Mg2+. 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 Ca2+ 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.
46
O teor em K+ está relacionado com a interacção água-feldspatos-K, enquanto que o Ca2+ com a
hidrólise das plagioclases cálcicas. A presença de Mg2+ nas águas está fundamentalmente associada
à alteração dos minerais ferromagnesianos (tal como o Ca2+ 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.
47
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
(g) (h)
(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).
0
20
40
60
80
0 100 200 300
Na (
mg
/L)
TSD (mg/L)
0
1
1
2
2
3
3
0 100 200 300
K (
mg
/L)
TSD (mg/L)
0
1
1
2
2
3
3
0 100 200 300
Ca (
mg
/L)
TSD (mg/L)
0
0
0
0
0
0
0
0
0 100 200 300
Li (m
g/L
)
TSD (mg/L)
0
20
40
60
80
100
120
140
0 100 200 300
HC
O3
(mg
/L)
TSD (mg/L)
0
2
4
6
8
10
0 100 200 300
SO
4(m
g/L
)
TSD (mg/L)
0
5
10
15
20
0 100 200 300
Cl (m
g/L
)
TSD (mg/L)
0
5
10
15
20
0 100 200 300
F (
mg
/L)
TSD (mg/L)
0
20
40
60
80
100
0 100 200 300
SiO
2(m
g/L
)
TSD (mg/L)
48
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
49
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 27.
(a) (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, 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. 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.
0
20
40
60
80
0 5 10 15 20
Na (
mg
/L)
Cl (mg/L)
0
20
40
60
80
100
120
140
0 5 10 15 20
HC
O3
(mg
/L)
Cl (mg/L)
50
Figura 28 – Ca vs. NO3. Sistemas aquíferos de circulação pouco profunda: (○) Nascente do Fontanário do
Tanquinho; (○*) RG11; ( *) RH3. *Dados de Pinheiro (2011).
4.2.5 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.
Figura 29 – 2H vs. 18O. (●) 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
0
1
1
2
2
3
0 1 2 3
SO
4(m
g/L
)
NO3 (mg/L)
Recta das águas metóricas mundiaisδ2H = 8 δ18O + 10
Recta das águas meteóricas locais
δ2H = 6,06 δ18O + 0,59R² = 0,87
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-8 -7 -6 -5 -4 -3
δ2 H
(‰
)
δ18O (‰)
51
correspondem a colheitas de Maio de 2010. 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 30.
(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 18O).
Lima (2011), obteve a equação 𝐴𝑙𝑡𝑖𝑡𝑢𝑑𝑒 (𝑚) = −588 𝛿18𝑂 − 2734, a partir do gradiente altimétrico
médio (-0,17 ‰ / 100 m de altitude para δ18O) 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 δ18O para cada conjunto de amostras, ou seja, a média dos valores de δ18O
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.
Altitude = -588 δ18O - 2734
0
500
1000
1500
-8 -7 -6 -5 -4 -3
Alt
itu
de
(m
)
δ18O (‰)
Altitude = -588 δ18O - 2734
0
500
1000
1500
-8 -7 -6 -5 -4 -3
Alt
itu
de
(m
)
δ18O (‰)
CForte
Bica
52
Tabela 11 – Composição isotópica das amostras utilizadas no estudo das águas termominerais das Termas do
Gerês. *Dados de Pinheiro (2011).
Referência Data 18O (‰) 2H (‰) 3H (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 (δ2H, δ18O e 3H) 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 50 – 60 anos (tendo em consideração o teor médio atmosférico em
53
3H). 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 δ18O e δ2H 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 δ18O (‰) δ2H (‰) Altitude (m)
Junceda 13/11/97 – 25/11/97 -6,42 -24,1 1000
Carris 07/11/97 – 21/11/97 -6,98 -37,0
1507 06/04/98 -6,90 -37,5
4.2.6 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 K2/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).
54
Tabela 13 – Temperatura de reservatório estimada e profundidade máxima alcançada para as águas
termominerais das Termas do Gerês.
Referência Data
Geotermómetro de sílica (Quartzo)
Truesdell (1975)
T (ºC)
Geotermómetro K2/Mg
Giggenbach (1988)
T (ºC)
Profundidade
máxima
alcançada
(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 3,1
4.2.7 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.
Figura 31 – Esquema representativo do modelo conceptual de circulação do sistema termomineral do Gerês.
Água fria: seta azul. Água quente: seta vermelha.
E W 1455 m 1430 m
978 m 1027 m 980 m
?
Geotermómetros químicos 93 ºC < T < 123 ºC
2,6 km – 3,4 km
δ18O= - 6,42 ‰
Rio Gerês
Rochas granitóides
Rochas granitóides
Termas do
Gerês
Geotermómetros químicos 93 ºC < T < 123 ºC
2,6 km – 3,4 km
δ18O= - 6,42 ‰
Falha do Gerês Sem escala
1028 m
55
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.
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.
Potencial área de recarga
Sem escala
Rio Gerês
Água termomineral
56
5 Comparação dos casos de estudo das águas termominerais de
Monção e do Gerês
De um modo geral, a geologia da região das Termas de Monção e do Gerês são caracterizadas pela
presença dominante de rochas graníticas. No entanto existe uma maior diversidade mineralógica para
a região de Monção, reflectindo-se nas características das águas.
Em termos hidrológicos, as regiões pertencem a bacias hidrográficas distintas. A região das Termas do
Gerês apresenta um relevo mais acentuado relativamente à região das Termas de Monção com uma
geomorfologia mais suave. O mesmo acontece em termos de precipitação média anual.
É de referir o facto de a região das Termas do Gerês se enquadrar no Parque Natural da Peneda-Gerês,
e por isso, serão de esperar baixas concentrações em elementos químicos utilizados em fertilizantes
na agricultura. Contrariamente, a região das Termas de Monção é marcada pela elevada presença de
áreas agrícolas, nomeadamente, a vinicultura.
5.1 Hidrogeoquímica e hidrologia isotópica
As águas termominerais de Monção comparativamente às do Gerês são águas com temperatura mais
elevada, 47 ºC e 43 ºC, respectivamente. Também a condutividade eléctrica é mais elevada para as
águas termominerais de Monção, tal como o total sólidos dissolvidos. Em ambos os casos trata-se do
mesmo tipo de água, são bicarbonatadas sódicas (HCO3 – Na).
Outro aspecto em que os casos de estudo são semelhantes, é o facto de não apresentarem mistura
entre os sistemas de águas termominerais e de águas subterrâneas de circulação pouco profunda e os
sistemas de águas superficiais (esta ausência de mistura observa-se nos gráficos das Figura 13 e 26).
Comparando estes mesmos gráficos, verifica-se que de um modo geral, para amostras de águas
termominerais do Gerês existe uma menor dispersão das amostras, explicando-se por uma maior
homogeneidade dos granitos do Gerês. Outra explicação a ser considerada será a existência de
diferentes linhas de fluxo subterrâneo para as águas termominerais de Monção, que ao circularem por
fracturas/ ”caminhos” diferentes irão encontrar diferentes minerais associados a diferentes litologias,
proporcionando uma diferenciação na concentração dos elementos químicos. Nas águas
termominerais do Gerês a circulação ocorrerá por linhas de fluxos próximas, ramificando-se mais
próximo da superfície. É de salientar ainda que as nascentes termominerais do Gerês encontram-se
bastante próximas entre si, corroborando esta hipótese.
Em termos da hidrologia isotópica, as amostras de águas relativas ao caso de estudo de Gerês
apresentam-se mais empobrecidas em isótopos pesados, quer isto dizer que os valores de δ18O e δ2H
são mais negativos. Tal é verificado aquando a projecção destes isótopos nas Figura 16 e 29. Esta
variação dos valores está relacionada com o facto da região do Gerês apresentar um maior relevo, e
57
por consequência maior precipitação, estando presentes os “efeitos” de altitude e de intensidade e
quantidade de precipitação. Além disso, também o “efeito continentalidade” poderá influenciar, pois a
região do Gerês encontra-se mais próxima do interior.
Em nenhum dos casos de estudo se detectaram teores de trítio para as águas termominerais, indicando
que são águas cujo período de residência é pelo menos superior a 50 – 60 anos (tendo em
consideração o teor médio em 3H na atmosfera).
5.2 Comparação do modelo conceptual
Nas Figura 18 e 31 estão representados os modelos conceptuais de circulação das águas
termominerais de Monção e do Gerês. De um modo geral, verifica-se que ambos são idênticos,
nomeadamente são águas meteóricas com origem na precipitação atmosférica, que ao se infiltrarem
em profundidade através de fracturas no maciço, favorece a interacção água-rocha, assim como o
aumento da temperatura. O percurso até ao local de emergência é feito através de sistemas de falhas.
Mais concretamente, o modelo conceptual de circulação de Monção caracteriza-se por uma altitude de
recarga entre os 350 a 475 m de altitude, com águas que circulam a uma profundidade máxima de 2,9
a 3,2 km, tendo uma temperatura de reservatório entre os 81 a 129 ºC. Emergem com uma temperatura
média de 47 ºC e um TSD que oscila entre os 420 – 470 mg/L.
Por sua vez, o modelo conceptual de circulação do Gerês caracteriza-se por uma altitude de recarga
entre os 900 a 1115 m de altitude, com águas que circulam a profundidades de 2,6 a 3,4 km, tendo
uma temperatura de reservatório entre os 93 a 123 ºC. E emergindo à superfície com uma temperatura
média de 43 ºC e um TSD que oscila entre os 238 – 252 mg/L.
Face a estas características é de notar que as águas termominerais de Monção apresentam uma
temperatura média de emergência mais elevada, tal como uma maior mineralização. A maior
mineralização sugere que estas águas estejam submetidas a processos de interacção água-rocha mais
acentuados. O facto de a temperatura de emergência ser mais elevada pode estar relacionada com a
hipótese da ascensão do fluido termal ocorrer de uma forma mais rápida, podendo o sistema de falhas
que dá origem à ascensão ser mais favorável a uma circulação mais rápida.
Em termos de profundidade máxima de circulação e de temperatura de reservatório o intervalo de
valores estimados são muito idênticos.
58
6 Considerações finais e perspectivas futuras
As águas termominerais de Monção 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. As amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco
profunda 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. Em geral, os sistemas hídricos
possuem fácies bicarbonatada sódica, sendo que a composição química das águas está fortemente
relacionada com os processos de interacção água-rocha. Verificou-se a ausência de mistura entre os
sistemas através de projecções em função do TSD e ainda alguma contaminação por parte das
actividades agrícolas nas águas do sistema de circulação pouco profunda. A projecção ortogonal δ2H
versus δ18O, permitiu concluir que se tratam de águas meteóricas que não sofreram acentuados
fenómenos de evaporação, bem como de interacção água-rocha a temperaturas muito elevadas. Com
base na relação da composição isotópica em 18O das amostras de água do sistema aquífero de
circulação pouco profunda com a altitude foi possível estimar-se o gradiente isotópico, de -0,22 ‰ /
100 m de altitude para δ18O, calculando-se uma área de recarga entre os 350 a 475 m de altitude. A
ausência de valores em trítio nas águas termominerais permitiu identificar uma idade superior a pelo
menos 50 – 60 anos, esta conclusão é apoiada pelo baixo teor em carbono-14, de 4,82 ± 1,00 pmC
para o furo AC1 e 7,43 ± 0,34 pmC para o furo AC2. Os valores de 13C sugerem que o carbono presente
nas águas termais terá origem na dissolução do CO2 atmosférico durante os fenómenos de
precipitação, na decomposição da matéria orgânica, na respiração das raízes das plantas e em fontes
mantélicas. A utilização de geotermómetros químicos constitui um papel fundamental para a estimação
da temperatura de reservatório de 129 ºC para o geotermómetro de sílica e de 81 ºC para o
geotermómetro K2/Mg. Com base nesses valores calculou-se um intervalo de 2,9 – 3,2 km de
profundidade máxima alcançada. Conjugando estas informações juntamente com a caracterização
geológica, estrutural e geomorfológica propôs-se o esquema representativo do modelo de circulação
da Figura 18. É de referir que as linhas de fluxo subterrâneas estão associadas com o sistema de falhas
de direcção NNE-SSW.
Por sua vez, as águas termominerais do Gerês apresentam temperaturas médias de 43 ºC, pH 8,
valores de condutividade eléctrica que variam entre 314 e 353 μS/cm, e um teor em TSD entre 238 e
252 mg/L. As amostras de águas dos sistemas aquíferos de circulação pouco profunda apresentam
temperaturas médias em torno de 14 ºC, pH 6, condutividade eléctrica que oscila entre 12 a 136 μS/cm,
e um total de sólidos dissolvidos entre 7 e 38 mg/L. Também estas águas são predominantemente
bicarbonatada sódica, com uma composição química fortemente relacionada com os processos de
interacção água-rocha. As projecções em função do TSD permitiram verificar a ausência de mistura
entre os diferentes sistemas aquíferos. Os isótopos ambientais estáveis (δ2H e δ18O) confirmaram tratar-
se de águas meteóricas com a particularidade de terem sofrido evaporação (fraccionamento isotópico)
antes de se infiltrarem, o que induziu a um enriquecimento em isótopos pesados nas águas. A altitude
de recarga de 900 – 1115 m foi estimada a partir do gradiente altimétrico médio estabelecido por Lima
(2011). A ausência de teor em trítio nas águas termominerais permitiu identificar uma idade superior a
59
pelo menos 50 – 60 anos. A profundidade máxima dos fluidos termais foi estimada em 2,6 – 3,4 km, a
partir da utilização de geotermómetros químicos, o geotermómetro de sílica e o de K2/Mg, estes
indicaram temperaturas de reservatório médias de 123 ºC e 93 ºC, respectivamente. Estes estudos
permitiram a elaboração do modelo conceptual de circulação representado na Figura 31, onde os
fluidos termais após se infiltrarem em profundidade ascendem através do sistema de falhas associados
à falha que ocorre no vale do Gerês, orientada na direcção NNE-SSW.
Concluindo-se que a determinação de isótopos ambientais em conjunto com as técnicas
hidrogeológicas tradicionais como a geologia, geoquímica e hidrogeologia são fundamentais para a
elaboração de modelos conceptuais de funcionamento de sistemas aquíferos. Um outro ponto
importante na conceptualização desta dissertação reside na comparação entre os casos de estudo,
pois ambos se caracterização por serem locais constituídos essencialmente por rochas granitoides.
Dessa comparação verifica-se que os locais de recarga se situam em altitudes mais elevadas, e à
medida que as águas se infiltram em profundidade através de fracturas no maciço a interacção
água-rocha é favorecida, e consequentemente a concentração em iões dissolvidos na água aumenta
tal como a sua temperatura. As águas termominerais ascendem através de sistemas de falhas
preferenciais.
De futuro seria importante a realização de mais análises isotópicas tanto a estas amostras, como a
outras nascentes que possam ocorrer nas encostas desde a área de recarga ao local de emergência.
Estas análises devem ser feitas em diferentes épocas do ano a fim de identificar possíveis variações.
Um ponto fulcral nas análises será a utilização dos isótopos de trítio, carbono-13 e carbono-14, bem
como a implementação de outros isótopos, de modo a uma melhor compreensão dos modelos.
Também a utilização de outras técnicas, como a geofísica, poderá levar ao incremento do
conhecimento.
60
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Mook, W. G. (2000b). Environmental Isotopes in the Hydrological Cycle: Principles and Applications,
Volume II. IHP-V Technical Documents in Hydrology, Nº 39.
Mook, W. G. (2000c). Environmental Isotopes in the Hydrological Cycle: Principles and Applications,
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i
Anexo A
Composição físico-química das amostras utilizadas no estudo das águas termominerais das Termas de Monção. *Dados de Nascimento (2000).
Referência Data
T
(ºC) pH
CE
(μS/cm)
Eh
(mV)
TSD
(mg/L)
Na
(mg/L)
K
(mg/L)
Ca
(mg/L)
Mg
(mg/L)
Li
(mg/L)
Fe
(mg/L)
Al
(mg/L)
HCO3
(mg/L)
SO4
(mg/L)
Cl
(mg/L)
NO3
(mg/L)
F
(mg/L)
SiO2
(mg/L)
AC1* Out/99 48,1 7,31 633 -312 430,80 132,00 5,60 11,20 0,74 0,46 0,00 0,00 267,00 8,71 37,17 0,02 11,56 95,70
AC1 Fev/02 52,0 7,05 670 -223 472,20 130,00 5,90 13,00 0,75 0,44 0,00 0,00 319,00 8,43 29,23 0,56 10,92 79,82
AC1 Fev/03 47,7 6,72 619 -227 424,20 135,00 5,35 12,10 0,75 1,18 0,00 0,08 309,70 8,20 41,64 0,00 26,10 88,98
AC2* Out/99 45,0 6,98 693 83 460,80 156,00 5,65 17,75 1,15 0,56 0,00 0,00 322,00 6,27 36,83 0,02 9,35 89,50
AC2 Fev/02 46,5 7,06 741 77 470,40 152,00 6,45 20,15 1,30 0,56 0,00 0,00 404,00 5,75 28,21 0,56 8,14 72,31
AC2 Fev/03 42,2 6,55 793 148 466,00 138,00 5,80 20,05 1,25 1,48 0,00 0,10 389,70 5,92 43,76 0,00 10,91 80,08
S. Saúde* Out/99 42,0 7,78 643 246 435,40 138,00 5,75 12,75 0,80 0,46 0,08 0,00 271,00 7,91 38,65 0,55 11,28 94,80
NS1* Out/99 16,0 6,13 162 260 119,60 17,80 1,75 6,70 3,50 0,00 0,00 0,00 12,20 9,69 1,68 23,79 0,00 24,40
NS1 Fev/02 14,4 6,55 114 154 87,20 11,60 1,28 4,00 1,65 0,00 0,00 0,00 15,10 8,48 9,00 9,22 0,47 20,95
NS1 Fev/03 12,8 5,78 123 307 84,80 12,00 1,40 5,00 2,00 0,02 0,00 0,05 8,12 7,40 13,83 12,79 0,00 20,05
NS2* Out/99 13,3 5,30 62 246 59,20 10,50 2,10 0,84 0,56 0,00 0,08 0,00 8,20 1,15 9,17 4,17 0,00 22,80
NS2 Fev/03 11,7 5,12 80 285 54,80 9,20 0,98 1,38 0,85 0,02 0,00 0,05 15,84 1,40 10,35 3,40 0,00 20,05
NS3 Fev/03 13,1 4,48 39 262 24,20 3,80 0,22 1,00 0,30 0,02 0,00 0,06 14,21 0,30 5,07 1,34 0,00 6,14
Rio Minho* Out/99 17,5 7,38 114 234 5,40 5,30 1,25 6,70 2,75 0,00 0,12 0,00 24,30 11,27 6,53 3,07 0,00 11,34
Rio Minho Fev/03 10,4 6,55 112 209 52,40 6,30 1,02 7,04 1,90 0,02 0,00 0,12 20,21 9,60 6,26 4,38 0,00 8,50
Nota: T – Temperatura; CE – condutividade eléctrica; Eh – potencial redox; TSD – total de sólidos dissolvidos.
ii
Anexo B
Composição físico-química das amostras utilizadas no estudo das águas termominerais das Termas do Gerês. *Dados de Pinheiro (2011).
Referência Data T
pH CE Eh TSD
(mg/L)
Na K Ca Mg Li HCO3 SO4 Cl NO3 F SiO2
(ºC) (μS/cm) (mV) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L) (mg/L)
Nasc. Forte Mar/02 45,8 8,27 352 -61 252,20 59,00 2,30 2,62 0,02 0,22 130,60 8,98 12,23 0,56 14,40 75,58
Nasc. Forte Fev/03 40,5 8,18 318 182 237,80 67,00 0,48 2,44 0,04 0,30 129,50 7,90 15,04 15,34 78,09
Nasc. CForte Mar/02 45,8 8,28 353 -65 249,80 55,00 2,70 2,64 0,04 0,22 125,80 8,47 12,44 0,56 14,67 76,33
Nasc. CForte Fev/03 40,6 8,24 315 212 241,40 66,00 2,16 2,40 0,04 0,29 129,70 7,70 14,43 14,62 77,58
Nasc. Bica Mar/02 42,2 8,47 352 137 249,60 58,00 2,70 2,72 0,04 0,22 128,80 8,77 12,34 0,56 14,21 75,58
Nasc. Bica Fev/03 40,5 8,21 314 195 247,00 65,00 2,12 2,50 0,06 0,29 129,80 7,80 11,71 10,00 78,09
Fontanário do Tanquinho Mar/02 14,5 6,33 136 43 37,80 2,40 0,30 1,16 0,54 0,00 11,29 1,97 3,99 2,44 0,39 17,93
Fontanário do Tanquinho Fev/03 13,5 5,59 38 282 29,40 5,30 0,34 1,48 0,60 0,01 5,80 1,50 4,47 0,97 0,00 16,76
RH3* Mai/10 7,19 1,26 0,09 <0,70 0,13 0,00 1,81 0,70 2,40 0,20 <0,01 0,60
RG11* Mai/10 29,07 3,08 0,27 1,90 0,33 0,00 13,49 1,60 2,80 0,40 <0,01 5,20
RH5* Mai/10 7,08 1,14 0,08 <0,70 0,12 0,00 2,00 0,50 2,10 0,20 0,04 0,90
RH10* Mai/10 8,43 1,31 0,09 <0,70 0,14 0,00 2,62 0,60 2,20 0,20 0,07 1,20
RG12* Mai/10 14,68 2,12 0,14 <0,70 0,19 0,00 5,03 0,90 2,60 0,30 <0,01 3,40
Nota: T – Temperatura; CE – condutividade eléctrica; Eh – potencial redox; TSD – total de sólidos dissolvidos.
