1) O documento discute recursos geotérmicos e o fluxo de calor no interior da Terra. 2) A temperatura no núcleo é de aproximadamente 4500°C e diminui em direção à superfície, sendo de 1200-1500°C no manto e 200-1000°C na base da crosta. 3) O fluxo térmico médio na superfície terrestre é de aproximadamente 82 mW/m2, variando em diferentes litologias e ambientes geológicos.

1. Capítulo XXXVIII
RECURSOS GEOTERMAIS
... Calor move.... – “EXERGY”
Fabio Tadeu Lazzerini, UNESP
O geotermalismo pode ser definido como o conhecimento da temperatura no
planeta Terra, sua dinâmica no espaço e no tempo. Suas relações astronômicas, ambientais,
biológicas e antropológicas; se estendem por diversas outras áreas de conhecimento. A
abordagem sobre as ocorrências naturais relacionadas à temperatura terrestre buscará o fomento
da sustentabilidade nos usos dos recursos geotermais decorrentes.
Estes tipos de recursos naturais provem do interior do planeta e seu calor é
considerado como energia geotermal, gerada através da combinação de vários fenômenos
(adaptado de Anderson, 1989; Muffler, 1993 e Foulger, 2007):
1. Decaimento de elementos radioativos de longa vida, particularmente isótopos
do Urânio, Tório e Potássio
2. Segregação vertical geradora das atuais camadas: núcleo, manto e crosta; bem
como de seus intervalos limítrofes
3. Energia gravitacional, solar e calórica de materiais dos estágios primordiais de
acreção cosmológica
4. Compressão adiabática
5. Fricção entre placas tectônicas e zonas de falhas
6. Fluxos mantélicos em plumas e processos magmáticos
7. Diferenciação química laminar
8. Geomagnetismo
9. Dissipação da energia cinética rotacional terrestre
10. Impactos de corpos exteriores
Sendo que em eras mais recentes, o decaimento radioativo é o mecanismo que
produz grande maioria deste calor; com abundancias estimadas em: Potássio 151 ppm, Tório
0,0766 ppm e Urânio 0,0197 ppm. O tipo de rocha que produz mais calor por este mecanismo é
o granito, com capacidade de 2,5 x 10-6
W/m3
e composta pela concentração média de 3,6% de
Potássio, 16,0 ppm de Tório e 3,9 ppm de Urânio.
Apesar de todas estas fontes geradoras de calor, a Terra como um todo, tende ao
resfriamento devido a perda do calor interno dissipado através da superfície, numa taxa que
evolui no tempo; sendo estimada em -183 o
C/bilhão de anos primordialmente até os -237
o
C/bilhão de anos na atualidade. Este fenômeno pode representar entre 20 à 50% da
transferência total de calor para a superfície, sendo estimado seu fluxo térmico em 1013
cal/cm2
/s (ou 4,2 x 1013
W). Dentre alguns mecanismos desta difusão termal iremos destacar as
teorias: do núcleo para o manto as plumas de convecção e do manto para crosta a tectônica de
placas.
A temperatura estimada no núcleo terrestre é superior a 4.500 o
C, diminuindo
gradualmente em direção à superfície, sendo de 1.500 a 1.200 o
C no manto e de 1.000 a 200 o
C

2. na base da crosta continental. A esta variação se denomina gradiente geotérmico, com índice
global médio na crosta de 25 a 30 o
C/km, ou seja, aumenta este valor a cada quilometro mais
profundo. Em regiões vulcânicas o gradiente geotérmico médio pode chegar a 100 o
C/km e em
cratons pré-cambrianos pode não chegar a 15 o
C/km. O gradiente geotérmico diminui em
profundidades maiores (Shibaki et al, 2003).
A dinâmica de distribuição das temperaturas no interior do planeta constitui dos
principais fundamentos na história geológica, alguns autores a consideram como sinônimo da
atividade tectônica. Seu controle é basicamente controlado pelas pressões ambientais, tempo de
exposições, mecanismos de transferência ou transporte e pelas propriedades físico-químicas dos
materiais (fases de equilíbrio termodinâmico, viscosidade, reatividade,...). A movimentação do
calor ou fluxo térmico pode ocorrer através dos mecanismos:
TABELA DE MECANISMOS DE TRANSFERENCIA DE CALOR
MECANISMO DESCRIÇÃO EXEMPLO
Radiação Ondas eletromagnéticas
(1µm a 1mm)
Lâmpadas infravermelhas,
grelhas
Condução Moléculas excitadas batendo
umas contra outras
Sólido sendo aquecido numa
extremidade e esquentando na
outra
Convecção Careação por fluxo fluído Fluxo de ar/água em sistemas
domésticos
Convecção
Hidrotermal
Circulação de águas até 20
km de profundidade Gêiseres, Nascentes térmicas
Transição de
Fase
Captação/liberação de calor
latente
Condensação de vapor
Jaupart & Mareschal, 2003
O mecanismo de convecção foi responsável pela maior parte da dinâmica
geotermal desde as origens do planeta e continua predominando no manto; sob a forma de
transporte passivo, deslocamentos por diferencial de densidade, fluxos de voláteis pressurizados
e de massas fluídas diferenciadas.
Em camadas superiores os fluxos térmicos convectivos podem ser observados
regionalmente como movimentos laterais ou horizontais, relacionados aos fenômenos da
tectônica de placas e processos vulcânicos. Mas atualmente o mecanismo predominante de
transporte termal na litosfera e crosta ocorre sob a forma de condução física (Anderson, 2001).
A condutividade física transporta o calor em materiais sólidos através da
movimentação eletrônica, atômica e em altas temperaturas pela radiação. De acordo com
interpretações sísmicas, as variações de temperatura por transferência condutiva física, podem
ocorrer (Anderson, 1989):
1. Em meio homogêneo
2. Isotrópico resfriamento de meio espaço (“half-space cooling”- HSC)
3. Camadas sequenciais
4. De acordo com a petrologia
a. Mineralogia
b. Orientação cristalográfica
c. Conteúdo de fusão parcial
Estima-se que o núcleo terrestre é composto por uma liga de Fe-Ni que está em sua
parte interior no estado sólido, devido a influencia da elevada pressão (até 360 GPa) em seu
ponto de fusão. Já em sua parte externa, que corresponde a 95% da massa total do núcleo, as
condições termodinâmicas permitem a existência predominante de níveis mais pastosos ou

3. mesmo de líquidos de similares composições metálicas, porém mais diversificadas
(McDonough, 2003).
Como consenso, o núcleo é considerado a maior fonte de energia do planeta e
também a origem do campo geomagnético. Os processos geradores estão relacionados à
convecção de líquidos metálicos condutivos e sua solidificação no núcleo externo, além das
reações químicas e relações dinâmicas que veem segregando o núcleo do manto desde os
primórdios; bem como do importantíssimo decaimento radioativo dos isótopos de vida curta,
especialmente o Potássio (Jacobs, 1987).
Apesar da apreciável quantidade de calor gerada pelo núcleo, menos de 10% disto
irá fluir até a superfície. A influência do núcleo em fluxos convectivos no manto é considerada
secundária.
A camada divisória entre o núcleo e o manto, ou camada D, localizada a
aproximadamente 2.800 km de profundidade, possui papel fundamental na difusão do calor até
a superfície. A instabilidade nesta região é de grandeza temporal e espacial muitas vezes maior à
de camadas superiores, sendo sua origem associada a diferenciações e acamamentos evolutivos.
A esta parte inferior do manto estão relacionados os fluxos convectivos de
materiais distintos dos circunvizinhos originalmente estratificados, como manchas ou bolhas
que se espalham lateralmente no topo lembrando a forma de cogumelos ou plumas (Burov,
2005). E sua existência implica até mesmo na manutenção de longo prazo do Geodínamo no
núcleo (Buffett, 2002).
Globalmente o manto costuma ser interpretado como ambiente homogêneo,
isotermal, frio, sub-sólido, estático, refratário, seco e de fluxo térmico por indução. Contudo,
modelos recentes indicam no mínimo 3 divisões bem distintas quimicamente: a camada no meio
do manto de baixa heterogeneidade e as camadas de forte heterogeneidade nos limites inferiores
e superiores, onde regiões com centenas de quilômetros podem possuir contrastes de densidades
entre 0,1 a 0,4 g/cm3
e se deslocarem a uma velocidade entre 0,5 a 2,5 m/ano (Ritsema et al,
1999).
Figura 1. PERFIL TOMOGRAFIA DE HETEROGENEIDADES NO MANTO

4. (Ritsema et al, 1999; in www.mantleplumes.org)
Inúmeros modelos vêm estudando esta convecção termal, sendo a medida de seu
vigor representada pelo Número de Rayleigh, que quando está abaixo do valor crítico do fluído
o fluxo de calor se dá por condução (detalhes: http://anquetil.colorado.edu/VE/). Este número é
controlado pelas propriedades físicas da matéria ou do meio, como: heterogeneidade
composicional química, estratificação de viscosidade, diferenças granulométricas, transferência
radioativa diferenciada de calor no manto inferior, gradiente de condutividade e de expansão
termal. Seu valor reduz drasticamente com o aumento das pressões em profundidade, sendo
utilizado em diversos modelos e na Teoria das Plumas (Matysca e Yuen, 2007).
A crosta terrestre é a camada acima da descontinuidade de Moho até a superfície,
constitui apenas 0,4% da massa total do planeta, mas a quase totalidade das rochas em estado
sólido e o alcance observacional direto humano.
Em eras mais recentes, o mecanismo predominante de transporte termal crustal
está sob a forma de condução física; que devido a relativa homogeneidade do ambiente pode ser
avaliado como fluxo de calor ou térmico (q) e seu valor calculado pela equação de Fourier:
q = - K . grad T
onde K é a condutividade termal do material por onde o calor está sendo conduzido
e grad T é o gradiente de temperatura local. A condutividade termal é reduzida com o aumento
do teor de quartzo e seus valores médios são:
CONDUTIVIDADE TERMAL* DE ROCHAS A 25 o
C.

5. ROCHA MÉDIA MIN-MAX
Basalto 2,0 1,7 – 2,5
Gabro 2,2 1,8 – 2,6
Gnaisse 3,6 3,0 – 5,0
Gnaisse 90o
2,6 2,0 – 3,4
Granito 3,2 2,8 – 3,6
Granulito 3,3 3,01 – 3,48
Peridotito 2,8 2,3 - 3,4
Meta-Aplito 2,95 -
Quartzito 3,1 2,7 – 3,6
Meta-Calco-silicato 2,4 1,9 – 2,8
Calcario 2,1 -
Dolomito 3,5 -
Arenito 2,1 -
Siltito 2,7 -
Argilito 1,2 -
Sedimento fluvial 2,7 -
Sal 2,95 -
* W/o
C/m
Maurath, 1989; Guy Vasseur et al, 1991; Hamza et al, 2005 e Jaupar, 2007
A velocidade em que determinado material transporta o calor irá também
determinar inversamente, o tempo em que este irá permanecer aquecido. A temperatura do
ambiente diminui bastante a condutividade termal das rochas, podendo influenciar em mais de
50% de seu valor normal, sendo seu valor denominado por condutividade latente (Durham et al,
1987). O calor específico aproximado para as rochas da crosta é de 1.000 J kg-1
K-1
e a
difusividade termal de 31,5 m2
por ano.
Em larga escala três variáveis controlam a temperatura na litosfera: fluxo térmico
superficial médio, produção de calor crustal média e variações verticais nesta produção;
relacionadas a composição, estrutura e dinâmica geológica (expl.: tectônica de placas, processos
ígneos,...).
Metade deste calor provem do manto e a outra metade provem do decaimento
radioativo na crosta continental (0,9 µcal/cm2
/s) somado a dinâmica da tectônica de placas na
crosta oceânica antiga (Hofmeister & Criss, 2003). Estima-se que o fluxo térmico no manto
corresponde a aproximadamente 40% do fluxo térmico da superfície na região sobreposta.
Em regiões superficiais com baixo fluxo térmico (inferior até a 18 mW m-2
), se
constatam também fortes reduções no fluxo térmico da descontinuidade Moho correlata
(inferior a 10 mW m-2
).
FLUXO TÉRMICO MÉDIO DE AMBIENTES E LITOLOGIAS
LOCAL DIVISÃO FLUXO TÉRMICO *
ÁREA
%
PLANETA TERRA 82
MANTO 15 - 25
Descontinuidade Moho 17 - 25
LITOSFERA 70 - 95
CROSTA OCEÂNICA 93 - 101
Antiga (> 65 m.a.) 50
Jovem (< 65 m.a.) 70 - 170
Basalto 99
CROSTA CONTINENTAL 65 - 80

6. Arqueano 23 - 30 9
Proterozóico 30 - 37 56
Fanerozóico 37 - 43 35
Paleozóico 58
Mesozóico 64
Cenozóico 97
Estável 15 - 50 45
Orogênese compressional 75 até > 100
Margens submersas 78 - 80
Extensão e “Rifts” 75 - 125
Granito 57
*mW m-2
Radnick & Foantain, 1995; Barbier, 1997; Rudnick & Nyblade, 1999 e Jaupart, 2003
A perda atual de energia terrestre na crosta ultrapasse 47 TW, sendo 14 TW na
continental e 3 TW apenas nos “hot spots”. A média da produção de calor na crosta continental
está entre 0,79 e 0,95 µW/m3
(Pollack et al, 1993).
Os valores médios do fluxo térmico na crosta veem aumentando em períodos mais
recentes e a sua forma da evolução nos últimos 110 milhões de anos ocorreu com deformações
verticais ascendentes entre 50 e 10 milhões de anos e pico estratigráfico em 20 milhões de anos
(vanWijk & Cloetingh, 2002).
Considerando a espessura litosférica e a temperatura basal como constantes, um
aumento no fluxo térmico na superfície poderá ser proveniente apenas da produção de calor
crustal e levará ao decréscimo do fluxo térmico no manto. Se esta espessura diminuir, então um
aumento do fluxo térmico superficial poderá ser compensado por pequena mudança no fluxo de
calor mantélico (Stacey, 1992).
Na crosta oceânica os hipocentros de terremotos ocorrem normalmente nas
isotermas de 600 o
C, ou não mais que 20 km de profundidade. A espessura média da crosta é de
~40 km.
Para uma espessura da litosfera e temperatura basal constantes, um aumento do
fluxo térmico na superfície pode provir apenas da produção de calor crustal, podendo assim
levar a um decréscimo do fluxo térmico no manto. Se a espessura litosférica oscilar,
demonstrará que um aumento do fluxo térmico na superfície e um decréscimo da espessura
litosférica pode compensar um ao outro com uma pequena mudança no fluxo térmico no manto.
A superfície terrestre pode ser dividida em atmosfera e hidrosfera, sua temperatura
é o fator mais importante nas condições climáticas globais; seu valor médio anual está estimado
em 15 o
C, sendo de 4 o
C nos oceanos e de acordo com a topografia reduzindo 1 o
C a cada 100
metros de altitude (Willians & Sátori, 2004).
Diversos são os fatores que podem alterar as temperaturas em latitudes e estratos
da atmosfera e da hidrosfera, contudo, as origens de seu calor atual provem essencialmente da
incidência das radiações solares. Embora algumas forças radioativas cheguem a influenciar o
clima e eventos magmáticos passados o alteraram profundamente, as atividades geotermais
interiores, como o vulcanismo moderno, possuem influência esporádica e localizada como fonte
de calor superficial (Sorokhtin et al, 2011).
Figura 2. ESQUEMAS DE INTERAÇÕES REALÍSTICAS PLUMA & LITOSFERA

7. Burov et al, 2005
A energia do solar também foi bastante ativa na conformação da estrutura terrestre
em seus primórdios, atualmente seu calor atinge no máximo 250 metros em camadas
subterrâneas de regiões áridas tropicais (Araújo et al, 2004) e 500 metros de profundidade na
hidrosfera (Raes, 2010). Também se observa que em eras glaciais, o frio chegou a afetar o fluxo
geotérmico mundial em até 2.000 metros de profundidade e os sistemas polares ainda resfriam
pequenas porções da crosta (Birch, 1948).
A incidência da luz solar em determinados tipos de rochas pode afetar microclimas
e ecossistemas regionais (Kearney, 2002).
A principal fonte de calor nas águas superficiais é o Sol e a intensidade de seu
efeito cai bruscamente com a profundidade, ao ponto do aquecimento a mais de 1 metro de
profundidade praticamente ser nulo. Assim a temperatura decresce quanto mais funda a porção
do reservatório, sendo que até muitos metros abaixo da superfície os resfriamento da água é
lento ao ponto de possuir quase a mesma temperatura do raso. Contudo, na camada denominada
“Termocline ou Metalimnum” a temperatura cai rapidamente e é justamente onde a densidade
da água também aumenta. Após muitos outros metros de profundidade esta camada termina e
continua decrescendo de maneira muito mais lenta e gradual. A zona de separação superior a
Termocline é a “epilirnniurn” e a inferior a “hypolimniurn”, sendo que todas podem ocorrer
apenas em reservatórios aquáticos maiores e mais profundos. Em regiões de climas mais
quentes tal fenômeno deverá ser mais intenso.
Temperatura oCTipo de fase e velocidade
Profundidadekm
1,4 milhões de anos
13 milhões de anos
17 milhões de anos
20 milhões de anos

8. FLUÍDOS
A abordagem relativa aos estados fluídos da matéria é de importante significado na
dinâmica da temperatura e história geológica. Sua ocorrência proporcionou os mais
significativos fluxos térmicos no espaço e no tempo terrestre, porque além de permitirem todos
os mecanismos de transferência de calor, facilitam o deslocamento físico da matéria, aumentam
a capacidade de trocas ou reações e originam diferenciais de pressão localizada.
Diversos autores denominam tais materiais como fluídos geotermais; sendo todas
substancias simples ou complexas, contínuas, amorfas, que se deformam facilmente e se
deslocam em fluxo; podendo ocorrer nos estados: líquido, pastoso, ou gasoso (volátil). Também
podem estar diretamente relacionados a: segregação das camadas interiores, plumas
convectivas, processos ígneos, dinâmica da tectônica de placas, composições litológicas, gênese
de jazimentos minerais, anomalias e sistemas geotermais, reservatórios hidrotermais, etc.
Os principais tipos de fluídos geotermais podem ser encontrados sob as formas de:
ligas metálicas do núcleo, magmas, voláteis e águas.
A movimentação fluída condutora de eletricidade no núcleo e manto inferior gera
campo magnético, que por sua vez, induz corrente com energia para mais deslocamento de
matéria, num processo similar a um dínamo e denominado como magnetohidrodinâmico
(Anderson, 1989).
As contínuas forças de tensão características no manto, o levam a responder em
curto prazo com comportamento de um sólido elástico, mas a longo prazo gradualmente tende à
característica de um fluído viscoso. Este fenômeno começa ocorrer acima da temperatura
conhecida como de “Debye”.
A maior parte do material emergente do manto para a crosta está sob a forma de
magma. O processo magmático, incluindo seus mecanismos de fusão, movimentação e
cristalização, participou das principais transformações geológicas e do contínuo processo de
resfriamento terrestre. O fluído magma é de composição e estado físico complexos, viscoso em
temperaturas de 700 a 1.500 °C e originados em diversos tipos de câmaras magmáticas entre 15
a 200 km de profundidade.
A atual razão global de geração de magma de rochas ígneas plutônicas e vulcânicas
está em torno de 30 km3/ano. Geração de magmas em cordilheiras meso-oceânicas (limites de
placas tectônicas divergentes) contribui com 75% do volume, 20% do volume ocorre em zonas
de subducção (limites de placas tectônicas convergentes). Os 5% remanescentes ocorrem em
atividade magmática intraplaca dentro tanto de placas continentais como oceânicas (vulcanismo
intraplaca).
As principais propriedades físicas intrínsecas aos magmas, além da temperatura,
são: densidade que pode oscilar entre 2,17 g cm-3
e 2,72 g cm-3
; e principalmente a viscosidade,
com valores inversamente proporcionais aos de temperatura, pressão e de voláteis em
dissolução.
Suas origens e correlações com a dinâmica do manto ainda são pouco conhecidas,
mas teoricamente os processos ígneos terrestres estão relacionados a espessura da crosta e a
proximidade ao calor do manto (Sallarès & Calahorrano, 2006).
Acredita-se que o processo gerador de magmas começa pela fusão das rochas ao
estado líquido ou “magma primário”. Esta fusão, raramente acontece em mais da metade de
todo material original, o que normalmente ocorre é uma progressiva fusão parcial que origina
diferenciações físicas e químicas de grande influência em toda evolução do corpo magmático.
Mas o processo que mais diferencia as condições do ambiente gerador em relação aos
circunvizinhos, possibilitando a fusão mais rasa, é o de descompressão da câmara através de
descontinuidades crustais, como fraturas ou falhamentos (Anderson, 1989).
A composição deste fluído geotermal está diretamente relacionada a classificação
das rochas em que se cristalizam, sendo suas constituições originais bastante complexas por

9. abranger as três fases principais da matéria: líquida majoritária (silicatos fundidos, cátions e íons
metálicos), sólida (sub-sólidos parcialmente fundidos, cristais originais e/ou incorporados) e
gasosa (voláteis gasosos e/ou vapor dissolvidos ou em bolhas).
Sua complexidade pode ocorrer por diferenciações na mesma câmara magmática
devido a: imiscibilidade de líquidos, cristalização fracionada, assimilação e mistura de magmas.
Sendo sua característica química diversificada por: elementos maiores (>1%) SiO2, Al2O3,
FeO, Fe2O3, CaO, MgO e Na2O; elementos menores (0,1 a 1%) K2O, TiO2, MnO e P2O5;
elementos traços (<0,1%) V, Cr, Ni, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ba, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Yb, Lu,
Ta, Hf, Th e U; e os elementos voláteis.
Os fluídos voláteis estão sob as condições de temperatura e pressão de todos
ambientes terrestres e são os mais eficientes difusores de calor, podendo ser diferenciados em:
1.originais ou de sub-superfície (H, He, C e N2, H2O, CO2, FeS, N2, Ar, Ne, Kr);
2.temperaturas intermediárias (K, Na, Rb, Mn, Ag, Pb) e 3.contemporâneos de superfície (H2O,
CO2, N2, O2, CH4, NH3, metano, H2S,...).
Mesmo diante da abundancia cósmica de distribuição igualitária dos elementos, o
percentual absoluto de elementos voláteis e voláteis intermediários na Terra é comparativamente
inferior nos planetas internos do sistema solar. Isto, provavelmente pela perda diante das
elevadas temperaturas e forma de acreção em seus estágios iniciais, seguidos pela forte
irradiação de ventos ou descargas solares (Anderson, 1989).
Os magmas e outros materiais em estado líquido costumam conter apreciáveis
quantidades de gases dissolvidos, que controlam suas propriedades termodinâmicas e
incrementam sua mobilidade por diferenciações de pressão. Os voláteis compreendem somente
uma pequena proporção nos magmas, podendo perfazer até 8% da composição em magmas
ácidos ou menos de 1% em magmas basálticos. Podem estar dissolvidos, em bolhas ou
dispersos; sendo representados essencialmente pela água em vapor e a seguir por: CO2, Fe, S,
N, H, O, Cl, F,...
As principais causas dos elementos voláteis não serem incorporados nas rochas
magmáticas por escaparem do magma original, residem no diâmetro atômico geralmente muito
pequeno e na valência não compatível com a composição dos silicatos mais comuns formados
nestas rochas. Sua presença será observada apenas no aumento da proporção de minerais mais
hidratados. Muitos gases são liberados à superfície em áreas de atividade vulcânica recente, por
exemplo: H, Cl, S, O2, CO2 e N2.
Admite-se que ao iniciar o processo de solidificação do magma, os elementos
voláteis não interferem, estejam eles presentes ou não. Contudo, nos estágios superiores,
sobretudo nos finais, ocasião em que se dá a concentração dos voláteis, verifica-se a acentuação
da interferência destes nas principais propriedades gerais do sistema, como: pressão,
temperatura, viscosidade, fluxo, diferenciação, forma de ascensão à superfície, etc.
A separação de uma fase fluída poderá começar quando a pressão de voláteis
igualar a pressão confinante. Como a maior parte dos voláteis se acumula na fusão residual,
sobe com isso a tensão interna, atingindo seu clímax ao redor de 700ºC. O magma torna-se
então ativo, isto é, passa a ter vida própria, graças ao aumento de pressão.
Possuindo grande influencia em suas propriedades físico-químicas como:
viscosidade, pontos de transformação de estado físico, temperatura, pressão, fluxo,...; devido ao
acúmulo dos gases e vapores em estágios tardios de fusão residual, com a criação de espaços
vazios nas câmaras, temperaturas ao redor de 700ºC e eventual aumento da pressão interna por
aprisionamento na câmara magmática.
Muito da química dos fluídos nos sistemas geotermais depende da temperatura,
mas em alguns casos este equilíbrio não acompanha a velocidade das mudanças ambientais de
uma rápida ascensão a superfícies mais frias. Assim suas concentrações e propriedades das
reações das fases líquida, de vapor e de trocas isotópicas irão preservar ainda do ambiente

10. subterrâneo original. Tais fluídos podem então ser utilizados para se conhecer estes distantes
locais e assim são denominados por geotermômetros.
Geotermômetros podem ser univariantes como SiO2, CO2, H2S, H2,.... ou de
fração equimolar como Na/K, CO2/H2, Mg/Li, Na/K/Ca/Mg,... Os primeiros possuem a
desvantagem da sensibilidade maior a alterações secundárias, como diluição, condensação,... e o
segundo tipo a desvantagem da maior limitação de seus valores devido as condições e taxas de
equilíbrio do meio. Desta maneira o geotermômetro deve ser selecionado especificamente ao
uso objetivo. Por exemplo, se indica para temperaturas entre 0 e 250 ºC: sílica amorfa,
calcedonia, cristobalitas ou quartzos; para temperaturas maiores que 150 oC: Na/K e para
temperaturas entre 0 e 350 ºC: Na/K/Ca, Na/K/Ca/MG, Mg/Li ou Na/Li.
ÁGUA
Através de recentes observações na jovem Estrela “TW Hydrae”, se observou um
anel aquoso de grandes proporções, podendo indicar que a água vem sendo agregada a Terra
desde estágios iniciais da acreção, quando proveniente da Nébula Solar, grãos e poeira de
matéria congelada foram impactando na superfície, pouco a pouco concentrando grande
quantidade de gelo, para então formar grande reservatório oceânico (Hogerhager, 2011).
A água pode ter sua origem nos estágios mais tardios e o ferro nos iniciais durante
a formação da Terra. De acordo com modelos de acreção a frio, durante os estágios iniciais da
formação do núcleo por materiais condríticos carbonosos de condensações tardias da nebulosa
agregados aos já condensados em altas temperaturas, estavam incorporados o FeS, os elementos
voláteis e a Água.
Depois da formação do Sol, a maior parte dos elementos mais voláteis foram
lançados para fora do alcance da parte interior do Sistema Solar, da ordem de 4 a 5 UA (1
unidade astronômica (UA) = distância Terra ao Sol), provavelmente num período inicial de
formação do sistema, quando o vento Solar era ainda muito mais intenso e as temperaturas
super elevadas.
Os planetas terrestres são compostos essencialmente por elementos condensáveis
ou não voláteis, enquanto que os elementos voláteis são os principais constituintes do Sol, dos
planetas gasosos e de alguns satélites da parte mais externa do Sistema Solar. Os cometas são
também essencialmente constituídos por elementos e compostos voláteis.
Observações geoquímicas em planetas do tipo terrestre mostram a depleção em
gases nobres e elementos voláteis relativa aos planetas exteriores e mais ainda aos meteoritos.
Os planetas terrestres são diferentes em composição, da nébula primitiva, parecendo haver
ocorrido substancial diferenciação química na nébula interior, antes da acreção final.
A teoria da acreção estima a duração desta fase na Terra entre 109
a 2,5x105
anos,
mas o maior volume dos materiais ocorreu em um período muito mais curto. Durante este
período a energia gravitacional foi suficiente para fundir e vaporizar esta nova matéria. Os
componentes não reativos da atmosfera como gases raros foram provavelmente incorporados ao
planeta dissolvidos nos interiores dos cristais e absorvidos nas bordas e superfícies dos grãos ou
pela rápida acreção na mistura gás-poeira.
Componentes reativos como H2O e CO2 foram incorporados em minerais de
silicatos e carbonatos, especialmente os ferro-magnesianos devido a alta reatividade entre H2O
e FeO, através das altas temperaturas dos impactos de alta velocidade. Esta abundância
condrítica e o uso da água então disponível, proporcionou a incorporação do FeO no Manto. A
água em estado livre começou a existir apenas nos estágios finas da acreção quando os materiais
possuíam pouco ferro livre, este já estava mais concentrado nas proximidades do núcleo e a
atmosfera e hidrosfera tomava forma (Anderson, 1989).
Os fluidos geotermais aquosos existem na maior parte e na maioria dos ambientes
terrestres, com grande diversidade composicional e influência sobre os meios. Sua elevada

11. mobilidade e atividade vem facilitando a conexão e interação entre os diferentes tipos de
materiais do planeta; sendo fundamental em todos os fenômenos da geosfera (Shvartsev, 2006).
A água é uma substância composta encontrada no universo principalmente em seu
estado sólido, gelo ou grãos de neve, devido às condições cósmicas. De maneira rara, o planeta
Terra vem possibilitando a existência da água e nas 3 principais fases: sólida, líquida e gasosa;
bem como suas variações físicas de temperatura e pressão, no espaço e no tempo, permitem
ainda a passagem por diversas outras fases de transição. O diagrama de fases normal da água
mostra nove diferentes formas sólidas ou de gelos. Na Terra é a molécula mais comum e na
Biosfera a substância mais abundante. A temperatura é a mais importante característica
relacionada à água, tanto para o meio biótico como abiótico.
O calor específico é a quantidade de calor ou energia necessária para aumentar 1 o
C
em 1 grama de material. Seu valor na água é de 1 caloria/g ou 4,18 Joules/g, ou seja,
aproximadamente 4 vezes superior a maioria das rochas e diversos outras substâncias. A
quantidade de calor requerida para fundir o gelo é denominada por calor latente de fusão e seu
valor é de 80 cal/g. Para converter 1 grama de água em 1 grama de vapor a uma temperatura
constante, o calor latente de vaporização é de 540 cal/g. Estes valores sendo bem mais elevados
que solos, rochas e ar, permitem a aquíferos influenciar fenômenos subterrâneos, bem como
grandes corpos d’água (mares e lagos) a moderar alterações climáticas através de mudanças
mais lentas e armazenamento de energia (Stevens Jr, 1978).
A atividade da água possui grande dependência da temperatura, pois altera quase
todas suas propriedades físico-quimicas, como: as coligativas, a capacidade de dissociação,
solubilidade de solutos e gases, densidade, viscosidade, condutividade, força iônica, corrosão,
estado da matriz, etc. E consequentemente todos os fenômenos geológicos e biológicos.
A temperatura afeta as reações químicas numa taxa de mudança aproximada de o
dobro a cada aumento de 10 o
C. Em uma reação reversível a temperatura influencia tanto o
período de tempo para se atingir o equilíbrio, como a proporção de reagentes e produtos nas
condições de equilíbrio (Parker & Krenkel, 1969). O pH da água também depende da
temperatura de maneira inversamente proporcional, bem como a solubilidade dos gases, ao
ponto de serem totalmente expelidos antes de seu ponto de ebulição.
A água expande significativamente com o aumento de temperatura e sua densidade
decresce 4% do valor máximo quando próxima do ponto de ebulição. Como gás, o vapor d’água
é completamente miscível no ar.
Na atmosfera a temperatura da água acompanha à do meio. Em águas subterrâneas
o calor é bastante variável, dependendo particularmente da profundidade das camadas por onde
circulam e à taxa do fluxo hídrico. Em maiores profundidades a temperatura aumenta e irá
oscilar bem menos. Estima-se que a média de temperatura da água subterrânea esteja entre 5 e
13 o
C , em fontes termais ultrapassam os 25 o
C e em geisers podem atingir até 200 o
C. O calor
das águas subterrâneas provem principalmente do gradiente geotérmico, através do fluxo
térmico de seu movimento; e secundariamente pode originar-se devido a vulcanismo,
resfriamento de magma e reações físico-químicas.
A temperatura das águas subterrâneas é bastante uniforme durante todo o ano,
quando comparas às superficiais. Aquíferos rasos, com profundidade de isolamento acima de 10
metros, flutuam suas temperaturas em menos de 0,5 o
C /ano e por isso são utilizados em alguns
locais como fonte de resfriamento em atividades humanas. Contudo, abaixo de 20 metros
começam a sofrer influencia do gradiente geotérmico e normalmente possuem temperaturas
superiores a 2 o
C da média climática anual de regiões temperadas (Collins, 1925).
A temperatura das águas de recarga superficial e da injeção artificial via poços,
também influenciam o calor de seus aquíferos, aumentando substancialmente quanto maior a
profundidade e em zonas de solo, regolito ou rocha insaturados. Outros fatores são importantes
no estudo deste equilíbrio, por exemplo: capacidade e condutividade térmica dos sólidos e
fluídos envolvidos, velocidade e volume do fluxo horizontal e vertical, calor superficial,

12. gradiente geotérmico e secundariamente: fricção entre água e meio poroso, expansão da água,
reações químicas, atividade biológica, radioatividade, etc. (Schoeller, 1962).
As águas subterrâneas são a parte menos móvel do ciclo hidrológico. Suas reservas
se formaram a partir da infiltração das águas superficiais e da atmosfera, bem como pela
condensação de vapor d’água no solo e de magmas. Enquanto o volume total da água
atmosférica é substituído a cada 9 dias, dos mares e oceanos em média a cada 2000 anos; o das
águas subterrâneas a cada 8000 anos. Sua taxa de movimentação em níveis rasos é de 1 a 1000
metros por ano e em níveis com profundidades de 1000 a 2000 metros cai para 0,1 a 0,0001
metros/ano, esta mobilidade em rios em média é de 5 km/hora (Shvartsev, 2008).
Os principais processos físico-químicos e bioquímicos que fazem parte de sua
natureza são: dissolução, hidrólise, adsorção, troca iônica, oxidação, redução, difusão e osmose.
J.B. Lamarck publicou o primeiro livro sobre hidrogeologia em 1802 e dentre os primeiros
trabalhos científicos das águas subterrâneas relacionados ao meio ambiente como um todo,
incluindo a balneologia terapêutica foram de Vernadsky, 1931. Este autor chegou a classificar as
águas naturais em 19 reinos, 43 sub-reinos, 143 famílias e 531 espécies.
O ciclo hidrogeológico possui a grande maioria do volume d’água de todo o ciclo
hidrológico terrestre, com a taxa de seu fluxo terrestre calculada em 10,5x1018
g/ano. Sendo que
este fluxo é capaz de carregar material dissolvido atmogênico, biogênico e litogênico somados;
da ordem de 30x1014
g/ano ou o equivalente em área média de 0,2x108
g/ano/km2
.
Calcula-se que a energia da radiação solar absorvida pelos processos supergênicos
é em média de 89x1017
cal/ano enquanto a energia total proveniente do interior terrestre é de
116x1017
cal/ano. Assim, mesmo parte desta energia geotermal sendo absorvida pelo
metamorfismo na fácies eclogito (32,2x1017
cal/ano) e pelo consumo até o aquecimento
astenosférico (8,2x1017
cal/ano), ambas são importantes fontes de recursos renováveis e que
possuem grande influencia na termodinâmica da superfície terrestre (Shvartsev, 2006).
Existem muitas hipóteses sobre a absorção da energia solar e geotermal por
camadas argilosas rasas. Energia de processos hidrogeoquimicos, como o balanço energético
das águas e soluções aquosas natural da crosta terrestre.
A crosta terrestre como sistema físico-químico tem como principais
condicionantes: 1.composição química determinada pelas naturezas das rochas ígneas,
metassomáticas, metamórficas e sedimentares; 2.média da relação de massa rocha/água na
crosta próxima de 50:1; 3.quantidade de elementos químicos transferidos entre os minerais ou
provenientes da interface com a água e 4.condições físicas do ambiente da crosta local (pressão
e temperatura). Os diferentes tipos de águas subterrâneas são originados em sistemas abertos e
fechados de rocha-água controlados pelos seguintes fatores: relação da quantidade entre ambos,
presença e pressão de CO2 e a temperatura dos ambientes (Hyzhenko, 1999).
LOCAL MASSA H2O (x1024
g) IDADE (anos)
Planeta Terra 4,230 atual
Hidrosfera 0,819 2,2 Bilhões
Hidrosfera 2,230 atual
Manto 2,007 atual
Oceano 1,420 atual
Oceano 0,325 2,2 Bilhões
Crosta Oceânica 0,358 atual
Crosta Oceânica 0,385 2,2 Bilhões
Crosta Continental 0,396 atual
Crosta Continental 0,109 2,2 Bilhões
Hidrosfera Continental 0,050 atual
Sorokhtin et alii, 2012

13. A estimativa da massa total de água na Terra atualmente envolve também o cálculo
de uma atividade que ocorre a mais de 4 bilhões de anos, que é uma significante porcentagem
que circula até os limites do manto e da atmosfera. Em seu caminho a água participa
fundamentalmente na subducção das placas tectônicas, magmatismo, cristalização mineral,
dinâmica superficial e no clima atmosférico (Sorokhtin et alii, 2012).
A massa total da água terrestre pouco oscilou desde o Arqueano, aumentando uma
vez e meia devido a acumulação resultante de exalações do manto e aumento da concentração
oceânica superficial. Considerando que toda a água oceânica pode circular pelas rochas crustais
a cada 50 a 70 milhões de anos, foi pequena sua dissociação química em virtude de toda
dinâmica de reações e diferenciações geológicas envolvidas; bem como a importância dos
oceanos para a hidrosfera. No Arqueano e Proterozóico o oceano esteve diversas vezes em
níveis de até 2 km acima do atual e com predomínio total da área superficial; quando o planeta
poderia ser chamado de Oceânia!
A mobilização total da água foi muito menor no Arqueano.
Mesmo sendo apenas entre 0,0025 e 0,1% da massa do manto, a água influencia
significativamente sua dinâmica. A quantidade de água exalada para a superfície nas cadeias
meso-oceânicas é de aproximadamente 2,3 x 1018
g ou 2.300 km3/ano, ocorrem como fumarolas
negras ou “Black smokers” com temperaturas de até 400 o
C. Outra importante forma desta
constante acreção de água para superfície ocorre pela fontes termais nas regiões de subducção,
que podem contribuir com até 22 km3
/ano e em temperaturas médias de 42 o
C.
É quase certo que toda água da hidrosfera terrestre atual já participou de processos
endógenos durante a história geológica. Como parte significante de seu volume superficial,
durante o Proterozóico e Fanerozóico, esteve retornando para o manto através da zonas de
subducção de placas; alguma água também foi dissociada na hidratação das rochas da crostas
oceânicas e outra pequena porção pela radiação solar na atmosfera superior.
A quantidade atual de água juvenil proveniente do manto é de 0,54 km3
/ano (ou
0,54x1015
g/ano), o que representa um volume 4000 vezes menor que a taxa de descarga total
das fontes hidrotermais das cadeias meso-oceânicas. Apesar da taxa de fluxo 10 vezes superior
da emergência de águas em arcos de ilhas e margens continentais ativas, esta participação é
secundaria no volume total. Também considerando que toda a água superficial proveniente de
zonas de subducção de placas tectônicas, através de toda história geológica, é calculada em 14
bilhões de km3
(ou 1,4x1025
g) e isto corresponde a apenas 10 vezes o volume dos oceanos
atuais; se pode afirmar que a grande maioria das fontes e nascentes termominerais possuem
origem meteórica e não juvenil.
A quantidade de água carregada ao interior da crosta através da subducção está
estimada atualmente entre 1700 a 3000 x 1010
mol/ano, sendo similar ao fluxo inverso através
dos arcos vulcânicos e hot spots (Wallace, 2005); tais cálculos são efetuados como dados de
fluidos geotermais e portanto considerando o conjunto H2O/CO2.
Acredita-se que a composição da água do mar tem sido controlada através da
história da Terra, pela interação basalto-água marinha de sistemas geotermais de ridge oceânicas
e as ocorrências de Ofiolitos terrestres (terrain) com sequencias de alteração preservadas são
bons exemplos para tais exames (Wolery & Sleep, 1976; Muehlenbachs & Clayton, 1976).
O volume dos líquidos usualmente é maior que de seus correspondentes sólidos, a
água sendo a mais conhecida exceção.
Em equilíbrio térmico, as partes superiores das placas estarão parcialmente
fundidas em suas partes superiores, exceto nas partes mais frias do manto raso. Placas ricas em
componentes voláteis (H2O, CO2) irão sofrer redução de velocidade sísmica, mesmo que a
placa seja mais fria que o material do manto circundante. Assim, o processo de subducção está
constantemente energizando e resfriando o manto, causando a maior parte das perturbações
termais locais (Anderson, 2004).

14. Os grandes corpos d’água, principalmente os oceanos, participam de maneira
significativa no controle da temperatura de toda superfície terrestre. A temperatura comum das
águas subterrâneas está entre 5 e 13 o
C. Águas que emergem à superfície com temperaturas
superiores a 25 o
C , podem ser chamadas de termais e acima de 200 o
C são escaldantes
hipertermais. As águas superficiais costumam estar em temperaturas próximas às atmosféricas
da mesma região.
PRINCIPAIS PARAMETROS DAS ÁGUAS NATURAIS EM AMBIENTES
SUPERFICIAIS
AMBIENTE TEMPERATURA (oC) PRESSÃO (bar) CONCENTRAÇÃO (g/L)
Oceano -2 a 40 0 a 1000 10 a 80
Lago 0 a 40 0 a 50 0,2 a 600
Lagoa 0 a 40 0 a 1 0,1 a 170
Mar 0 a 40 0 a 10 10 a 700
Fonte Termal 0 a 400 0 a 500 70 a 600
Millero, 1985
Classificação simples das águas naturais: 1.oceanos e mares, 2.terrestres e
3.atmosféricas.
As águas terrestres estagnadas (lênticas), são: lagos, lagoas, represas e outros tipos.
De acordo com suas origens, as águas subterrâneas e de nascentes, podem ser chamadas de:
1. Meteóricas ou de Infiltração: provenientes da infiltração no solo de águas
superficiais precipitadas e em pequena parte pela condensação de vapor d’água atmosférica,
raramente ultrapassam a temperatura de 40 o
C. Quando não circulam em grandes profundidades
podem ser também designadas como vadosas.
2. Junenis ou Endógenas ou Primárias: armazenadas pela condensação de vapor
d’água que escapou do resfriamento do magma e que podem emergir até a superfície através de
rupturas na crosta sob a forma de fontes hipertermais ou geisers. Também podem provir
secundariamente de reações químicas liberadas por reações químicas entre materiais da crosta.
Sua composição depende pouco das rochas por onde percolam e mais das reações e dos voláteis
e magmas ou lavas geneticamente associadas. Estima-se que em média 1 kg de granito libera 10
g de H2O.
3. Conatas: de origem marinha que foram aprisionadas nos sedimentos (lamas,
areias,...), mas que não costumam conservar a composição original.
O gradiente geotérmico médio é de 30 a 35 metros. Em regiões vulcânicas de 10 a
15 metros e em maciços de 60 a 80 metros. Ou seja, a 3000 metros a água atinge 100 o
C,
contudo sofrendo rápido resfriamento por deslocamentos rumo à superfície. O calor de
condensação do vapor d’água (em 1 atmosfera) é 20 cal/kg e sob uma pressão de 20 atmosferas
que ocorrem a 200 metros de profundidade, a condensação de 1kg de vapor d’água libera 457,9
calorias. Para comparação, se exemplifica a liberação de calor pela oxidação de piritas libera no
máximo 0,034 cal/kg em um litro d’água, conseguindo aumentar 0,03 o
C de sua temperatura
(Hem, 1985).
Os principais fatores que podem influenciar a temperatura da água em nascentes
são: tempo e área de exposição superficial, cobertura vegetal circundante, coordenadas
geográficas, pluviometria, características da área de recarga, profundidade e velocidade de
circulação e oscilações climáticas. Os modos de ocorrência das nascentes são: descontinuidades
e permeabilidade de estratos ou mais comumente através de fraturas e falhas. Os mecanismos
que podem induzir suas surgências são: .pressão piezométrica, .expansão do vapor d’água,
.gases dissolvidos ou .diferencial de temperatura e densidade.

15. Neste sentido, constata-se que a quantidade de sais dissolvidos na água aumenta
com a temperatura, devido a reações de dissolução de minerais e de troca iônica. Além disso,
faz com que aumente também os valores medidos de condutividade elétrica, em função da
maior quantidade de sais dissolvidos; e, de pH, em função da dissolução de gases e dissolução
de sais na água. Em contraposição, favorece a diminuição da concentração de oxigênio
dissolvido na água, o qual, comumente, é consumido em diversas reações.
Figura 3. PREDOMINÂNCIA DE ÍONS DISSOLVIDOS EM ÁGUA DE ACORDO COM A
TEMPERATURA
Shvartsev, 2008
(t=crescente ao interior e % do íon proporcional à área): 1.círculos centrais ilustram conteúdo de
gases e ácido silícico, 2.t<20 o
C, 3.t=20 a 40 o
C, 4.t=40 a 60 o
C (Udluft)
Apesar da influência da temperatura em outros parâmetros hidroquímicos, a
amplitude térmica nas águas subterrâneas geralmente é baixa (entre 1 e 2 o
C) e independe da
temperatura atmosférica, a não ser nos aqüíferos livres pouco profundos, onde a temperatura é
um pouco superior à da superfície. Em profundidade, a temperatura da água depende do grau
geotérmico, que em média varia cerca de 1 o
C a cada 30 metros (Freeze & Cherry, 1979;
Custodio & Llamas, 1983; Feitosa & Manoel Filho, 1997).
O particular ambiente de ligação do hidrogênio no composto fluído água
proporciona propriedades únicas e anômalas em relação a quaisquer outros materiais naturais do
planeta. Como gás é uma das moléculas mais leve, como líquido é muito mais densa que o
esperado e como sólido é muito mais leve que o normalmente comparado para sua forma de
líquido. A molécula de água é menor, menos volumosa e mais leve que a maioria das outras
moléculas naturais, em consequência, nos estados sólido e líquido possui muito maior densidade
molecular e poder de coesividade.
Tal coesão molecular eleva seu ponto de congelamento e de fusão, permitindo que
dentro das oscilações de temperatura que ocorrem na superfície terrestre a água possa ocorrer
nos três estados físicos da matéria, isto também devido a sensibilidade de suas ligações de
hidrogênio para pequenas mudanças, 7% mais fortes ou 29% mais fracas. Todos os seres vivos
têm seus metabolismos fundamentalmente influenciados nesta faixa de atividade aquática.

16. Um litro de água a 25 o
C contem 33 x 1024
moléculas; esta pequena dimensão,
somada a sua polaridade e alta constante dielétrica tornam a água um excelente solvente,
principalmente para compostos iônicos e sais. De tal maneira que é muito difícil encontra-la
naturalmente pura.
As anomalias da água podem ser divididas em grupos, com algumas podendo fazer
parte de diversos.
ANOMALIAS DA ÁGUA
FASE
Alto ponto de fusão
Alto ponto de evaporação
Alto ponto crítico
Grande variedade de estruturas sólidas estáveis, cristalinas e amorfas
Com aumento de pressão ocorre a diminuição da condutividade térmica, módulo de
cizalhamento e velocidade do som no gelo
Com o aumento de pressão a estrutura da água líquida é modificada
A água quente congela mais rápido que a fria = Efeito Mpemba
DENSIDADE
Densidade mínima como líquida a 4 o
C (1 g/cm3
)
Densidade do gelo aumenta com aquecimento (acima de -203 o
C)
Encolhe quando em fusão
Com aumento de pressão reduz o ponto de fusão do gelo
Superfície possui maior densidade que sua massa inteira
Densidade mínima quando super-congelada
Baixa expansividade térmica, com forte redução em baixas temperaturas e aumento com a
pressão
Baixa compressibilidade, que diminui com aumento da temperatura acima de 46,5 o
C
Possui um valor limite máximo de compressibilidade com relação à temperatura
Velocidade do som aumenta com temperatura acima de 74 o
C
Índice de refração máximo logo abaixo de 0 o
C
Diferenciada mudança de volume pela passagem de água para gas
MATERIAL
Nenhuma solução aquosa é ideal
Energia cinética média dos átomos de hidrogênio aumenta em baixa temperatura
Momento dipolar elevado comparado a líquidos orgânicos (1,85 debyes)
Solutos influenciam de diversas maneiras propriedades como densidade e viscosidade
Gases não polares diminuem sua solubilidade com a temperatura até um mínimo para então
começar aumenta-la na água
Constante dielétrica elevada e aumenta com a temperatura até um máximo
Mobilidade prótons e íons hidróxidos é anormalmente rápida em um campo elétrico
Condutividade elétrica cresce até seu máximo a temperatura de 230 o
C
Transparência em diversos comprimentos de onda da luz ultravioleta
TERMODINAMICA
Calor específico maior que todos líquidos (menos amônia) e o dobro que seu próprio vapor e
gelo (1 cal/g o
C ou 4,18 J/g o
C)
Capacidade de calor específico mínima a 36 o
C e máxima a -45 o
C
Capacidade de calor específico possui um mínimo com relação a pressão
Calor latente de evaporação maior dentre todos materiais (540 cal/g ou 2257 J/g)
Calor latente de fusão maior que qualquer líquido, menos amônia (79 cal/g ou 330 J/g)
Alto calor de sublimação e entropia de vaporização
Alta condutividade termal e cresce até um máximo de 130 o
C (0,6 W/m/K)
FÍSICA
Alta viscosidade e aumenta com a diminuição da temperatura (1 centipoise – cP a 20 o
C)

17. Abaixo de 33 oC a viscosidade decresce com a pressão
Difusividade térmica aumenta ao máximo em 0,8 GPa
Alta tensão superficial (menor apenas que o mercúrio dentre os líquidos), mas podendo ser
bastante reduzida pelo aumento da temperatura e dissolução de sais
Alta solvatação
Stevens Jr, 1978, Fournier, 1989 e ISBU,
2012.
A compressibilidade da água reduz o nível dos oceanos em até 40 metros, aumentando
em 5% a quantidade de terra aflorante seca.
O calor específico é talvez a mais proeminente característica física da água no controle
da temperatura, sendo considerado maior que a maioria das substancias na face da Terra. Seu
calor latente de fusão e de vaporização também é comparativamente maior que a maioria dos
materiais. A temperatura do ponto de ebulição da água é considerada elevada relativamente a
seu baixo peso molecular.
Sua capacidade calórica também é alta= 4,1819 kJ kg-1
K-1
a 20 o
C. Em condições
específicas de temperatura e pressão, se pode atingir em equilíbrio as 3 fases simultaneamente, o
denominado ponto triplo possui p=6,1 x 102
Pa e t=-0,0075 o
C.
A densidade da água líquida aumenta a partir de 0 o
C, atingindo seu valor máximo à
3,98 o
C (= 1000 kg m-3
); daí em diante diminui continuamente até atingir seu ponto de ebulição
(= 958,4 kg m-3
). Sendo esta característica muito importante em suas propriedades e usos. O pH
pode diminuir com o aumento da temperatura, bem como a solubilidade dos gases que podem
até serem expelidos; já suas constantes de equilibrio aumentam com o calor.
Água ioniza e permite fácil troca de prótons entre moléculas, contribuindo assim para a
riqueza das interações iônicas em biologia.
A temperatura altera a atividade da água por conseguir alterar seu poder coligativo e
dissociativo, seu estado físico e sua solubilidade. A atividade da água de qualquer solução
aquosa em equilíbrio com o gelo é igual a pressão de vapor d’água sobre o gelo pela pressão da
água sobre água pura líquida, não dependendo da concentração ou natureza dos solutos.
Portanto, soluções com o mesmo ponto de fusão do gelo possuem a mesma atividade da água.
A condutividade térmica (Ct) da água líquida (em W/K/m) pode ser calculada de acordo
com a temperatura (T) em oK: Ct = 0,1 + 0,00166 x T.
Mudanças físicas da água com a temperatura
°C
cP ps
GPa-1
kg m-3
m s-1
J mol-1
K-1
10-3
K-1
kPa cm-3
κT κS CP CV
-30 8,989 -30 0,8079 0,7109 983,9 1196 90 79,19 -1,400 0,051 18,311
-20 4,473 -12 0,6425 0,6175 993,6 1277 80,2 77,08 -0,661 0,126 18,132
-10 2,668 -5,4 0,5583 0,5531 998,1 1346 77,2 76,47 -0,292 0,287 18,049
0 1,792 -2,5 0,5089 0,5086 999,8 1402 76,01 75,97 -0,068 0,611 18,018
10 1,307 -1,0 0,4781 0,4776 999,7 1448 75,57 75,49 0,088 1,228 18,021
20 1,002 -0,4 0,4589 0,4559 998,2 1483 75,38 74,88 0,207 2,339 18,048
30 0,797 -0,05 0,4477 0,4410 995,7 1510 75,30 74,17 0,303 4,247 18,094

18. 40 0,653 0,04 0,4424 0,4312 992,2 1530 75,29 73,38 0,385 7,385 18,157
50 0,547 0,08 0,4417 0,4253 988,0 1543 75,33 72,53 0,458 12,353 18,234
60 0,467 0,11 0,4450 0,4229 983,2 1551 75,39 71,64 0,523 19,947 18,323
70 0,400 0,14 0,4516 0,4230 977,8 1555 75,49 70,71 0,584 31,202 18,425
80 0,355 0,17 0,4614 0,4258 971,8 1554 75,61 69,77 0,641 47,415 18,538
90 0,310 0,19 0,4743 0,4309 965,4 1550 75,76 68,82 0,696 70,181 18,663
100 0,283 0,20 0,4902 0,4382 958,4 1543 75,95 67,89 0,750 101,325 18,798
http://www.lsbu.ac.uk/water/data1.html
cP = Viscosidade dinâmica, ps = mudança na viscosidade com a pressão, GPa-1
=
compressibilidade,
kg m-3
= densidade, m s-1
= velocidade do som, J mol-1
K-1
= calor específico,
10-3
K-1
= expansividade térmica, kPa = pressão de vapor, cm-3
= volume molar
Devido a suas propriedades de elevada capacidade de calor específico e do calor de
vaporização os oceanos absorve ~1000 vezes mais calor que a atmosfera evitando grandes
oscilações de temperatura, moderando o clima terrestre e incorporando ~ de 80 a 90% do calor
relacionado ao atual aquecimento global.
O comportamento particular da densidade da água com relação a temperatura, de
expansão termal negativa devido as interações moleculares fortemente dependentes de sua
orientação, são também observadas na sílica fundida, fator que tem grande controle nos
fenômenos magmáticos. Minerais hidratados possuem curvas de solubilidade distintas com
relação a temperatura, de seus similares não hidratados.
O conhecimento atual de seu comportamento geotermal é considerado insipiente e sobre
suas correlações com a crosta as informações são bastante mascaradas devido a lenta condução
termal das rochas e a intensa circulação de água subterrânea pelo caminho.
A circulação hidrotermal do assoalho oceânico é a passagem da água através dos
sistemas das cristas meso-oceanicas podendo ocorrer de maneira ativa com altas temperaturas
envolvidas e grande volume movimentado, bem como de forma passiva com fluxo difuso de
água em temperatura muito mais baixa através dos sedimentos de fundo e camadas superiores
de basalto. A diferença de densidade pela temperatura é grande responsável por ambos os
mecanismos e o fluxo térmico do basalto da crosta oceânica suporta principalmente o passivo,
de maneira contínua até seu resfriamento total que pode levar milhões de anos.
As células de convecção hidrotermal são originadas em locais com fonte de calor
anômala, como intrusões magmáticas ou vulcânicas, que entram em contato ou se aproximam
das águas subterrâneas que podem se deslocar vertical ou horizontalmente (neste último caso
também chamados de ventos hidrotermais) e que podem emergir à superfície sob a forma de
fontes termais, gêiseres ou até explosões hidrotermais.
Os processos hidrotermais são os fenômenos e reações físico-químicas originados pelo
movimento de fluidos aquosos quentes através da crosta, superfície e atmosfera terrestre.
Os sistemas hidrotermais convectivos podem resultar da circulação ascendente de águas
meteóricas ao redor de corpos ígneos intrusivos termais ou da circulação profunda de águas
meteóricas através de zonas de falhas ou fraturas.
A circulação de águas termais pela crosta também é de interesse no entendimento de
depósitos de minérios hidrotermais. A constância a longo prazo da composição química das
fontes hidrominerais sugere seu controle pelo equilíbrio solução-rocha encaixante.
Sob as mais altas temperaturas do manto, a água é removida tanto do manto quanto da
litosfera, causando um enrijecimento do sistema. Contudo, o fluxo térmico na superfície é

19. normalmente insensível ao calor do manto devido ao isolamento das rochas e à circulação das
águas subterrâneas (Foulger, 2007).
Os sistemas geotermais ocorrem em diversos tipos de ambientes crustais, mas atenção
maior deve ser direcionada a profundidades mais rasas que 8 km que é o limite conhecido da
circulação de águas subterrâneas em meios permeáveis ou fraturados. Perfurações de
aproximadamente 3 km onde estes sistemas estão relacionados a vulcanismo ativo, costumam
encontrar água com temperatura de 350 o
C, pH neutro e salinidade entre 500 a 15000 ppm
principalmente de cloretos alcalinos; alguns fluidos magmáticos também podem estar
associados à estas águas de origem marinha, meteórica ou mista (Henley, 1983).
O CO2 pode existir como fase individual em média até 30 km de profundidade na crosta
e eventualmente até 75 km. Outros fluidos geotermais magmáticos ou metamórficos profundos
podem ser envolvidos por soluções hidrotermais quando ascendendo para superfície e assim
formando depósitos de minérios principalmente metálicos; neste caso suas propriedades
controlam a movimentação.
A presença de água pode reduzir significativamente a temperatura de fusão. A
solubilidade da água no magma é relativamente elevada e é controlada principalmente pela
temperatura, pressão e presença de outros elementos voláteis; sendo que esta aumenta com o
decréscimo na temperatura e aumento da pressão e diminui com abundância maior de outros
elementos voláteis (Anderson & Sammis, 1970).
A composição das rochas possui grande influência de suas fases voláteis, especialmente
representadas pela água e gás carbônico. A presença de apenas 0,8% de água pode reduzir a
temperatura de fusão em mais de 100 o
C. Por outro lado, a perda de águas e voláteis do magma
pode causar grandes mudanças em sua solidificação ou cristalização. (Lambert & Wyllie,
1970).
O único processo responsável pelo vulcanismo de arco de ilha e de margens
continentais é o de fusão por variação na composição química dos fluídos do sistema através da
indução de componentes, como a água e o CO2, que rebaixam drasticamente a temperatura de
fusão do manto. O conteúdo abundante de água fica evidente pelo comportamento explosivo
dos magmas produzidos e erupcionados em arcos de ilhas e em margens continentais (Wagner,
2002).
Figura 4. ANOMALIAS FÍSICAS DA ÁGUA EM TEMPERATURAS TERRESTRES

20. http://www.isbu.ac.uk
RECURSOS NATURAIS GEOTERMAIS
Recurso natural geotermal pode ser considerado como matéria- prima, espaço físico,
meio ambiente ou circulante com potencial aproveitamento econômico ou benefício em
atividades humanas; relacionado a temperatura terrestre. Normalmente é visto como calor
proveniente de sub-superfície conduzido por água e vapor; contudo outras variáveis devem ser
observadas em avaliações destes recursos, como: a fonte solar, os meios superficiais e
atmosféricos, utilidades do frio e outros elementos como: gases, rochas, argilas, sais, fumarolas,
magmas e climas.
Nos EUA seus principais exemplos, usos e normas estão previstos em legislação a mais
de 40 anos (USA, 1970), constando o significado de recursos geotermais:
i. todos produtos de processos geotermais, abrangendo vapores, águas e salmouras
quentes aproveitados por povos antigos (indígenas)
ii. vapores e outros gases, águas e salmouras quentes resultantes de água, gás e
outros fluidos introduzidos artificialmente em formações geotermais
iii. calor e outras energias associadas encontradas em formações gotermais e
iv. quaisquer sub-produtos e derivados que são encontrados em solução ou
associação aos recursos na proporção de até 25% do valor total (excluindo hidrocarbonetos).
Suas reservas e sistemas serão utilizados como meios de troca de temperatura, fontes de
energia calórica e/ou na produção de energia elétrica. Devido ao reduzido volume extraído e ao
potencial retorno do volume físico preservado à natureza é geralmente considerado como
recurso natural energético renovável (Rybach, 2007). De acordo com as aplicações econômicas
os recursos geotermais são basicamente diferenciados em: 1.Usos diretos do calor e 2.Geração
de energia elétrica.
Apenas 0,1% do volume terrestre possui temperaturas menores que 100 ºC, estando esta
parte fria quase totalmente distribuída homogeneamente na crosta superior. Considerando a
minoria das regiões onde este calor é encontrado a menos de 10 km de profundidade a reserva

21. geotermal global inferida é de aproximadamente 1,3 x 1027
J, ou o equivalente a queima de 3,0 x
1017
barris de petróleo. Uma vez que o atual consumo mundial de todos os tipos de energia
equivale ao uso de 100 x 106
barris de petróleo por dia, estas reservas geotermais poderiam
teoricamente suprir toda demanda energética mundial por 6 milhões de anos (Williams et alii,
2011).
Com impactos ambientais bem menores que a energia hidrelétrica, impactos e consumo
ínfimo comparado aos combustíveis fósseis e radioativos, a energia geotermal é a única fonte
renovável passível de funcionamento contínuo e que pode resfriar diretamente. Seu uso
associado às energias solar e eólica é bastante recomendado. Em plantas elétricas geotermais as
emissões dos gases dióxido de carbono, óxido nítrico e enxofre, chegam a ser 50 vezes menores
que das usinas elétricas tradicionais de combustíveis fósseis (MIT, 2006).
Como parâmetro de consumo, exemplifica-se: o calor obtido ao se resfriar 1 oC de 1
km3 de rocha, equivale ao conteúdo energético de 70.000 toneladas de carvão. Também pela
estimativa que o calor contido nos granitos do sudoeste da Inglaterra corresponde a toda reserva
de carvão do Reino Unido (Batchelor, 1992). Ou ainda que o atual consumo anual global apenas
em usos diretos economiza 307,8 milhões de barris (46,2 milhões de toneladas ou quase 5 dias)
de petróleo, impedindo o rejeito de 46,6 milhões de toneladas de carbono e evitando a emissão
de 148,2 milhões de toneladas de CO2 na atmosfera (Lund et alii, 2010).
A energia geotermal correspondia com dados do ano de 2004, a apenas 0,42% do total
de suprimento da energia primária mundial (TPES - ”Total Primary Energy Supply”, que
representa os consumidores finais menos a eletricidade, mas incluindo combustíveis para sua
geração) e 3,2% dentre as energias renováveis.
Contudo, seu crescimento da capacidade instalada vem sendo comparativamente maior
que outros recursos renováveis, entre 1995-2004 enquanto dos recursos renováveis foi de 1,9%
ao ano, da energia geotermal para geração de energia elétrica foi 2,7% ao ano, para usos diretos
6,6% ao ano e do aquecimento por poços artesianos de 23,6% ao ano. E entre 2005 e 2009 esta
taxa anual nos usos diretos subiu ainda mais para 12,3%.
ENERGIA ELÉTRICA
A primeira geração de energia elétrica geotermal data de 1904, na Itália. Evoluindo
ao ponto de atualmente produzir nos EUA quatro vezes mais eletricidade que o total de suas
usinas nucleares.
A geração da energia elétrica ocorre pela movimentação da turbina geradora
através da força de vapor, água ou vapor secundário de hidrocarboneto; quentes, pressurizados e
provenientes de poços conectados ao reservatório geotermal. Este calor pode provir de:
1.Ambiente subterrâneo quente, 2.Fluídos hidrotermais, 3.Magmas, 4.Salinas geo-pressurizadas
ou 5.Rochas quentes secas ou “hot dry rock – HDR” (Shibaki et al, 2003).
Os principais tipos de plantas ou usinas geotermais elétricas, com as respectivas
porcentagens da capacidade de distribuição instaladas no Mundo, são: 1.Vapor seco (29%),
2.Vapor flash simples (37%), 3.Vapor flash duplo (25%), 4.Ciclo binário hibrido (8%) e 5.Retro
pressão (1%).
A planta do tipo vapor seco usa vapor muito quente (acima de 235 ºC) e pouca
água do reservatório geotermal. A de vapor flash utiliza água quente (acima de 182 ºC) e a
pressão do reservatório em aplicações relâmpago. E a de ciclo binário é movida por água de
temperatura moderada do reservatório (107 a 182 ºC) em conjunto com outro fluido,
normalmente orgânico de baixo ponto de ebulição (Bertani, 2005).
Os sistemas geotermais geradores de energia elétrica são diferenciados de acordo
com as características dos reservatórios e de seus mecanismos de produção: 1.Convencionais
bombeados rasos com baixa entalpia (GWHP ou GSHP) em planta binária, 2.Convencionais
bombeados com alta entalpia em reservatório de 2 fases, 3.Avançados (EGS - “Enhanced
Geothermal Systems”) com indução fluída e de cizalhamento em rocha seca abaixo de 3.000

22. metros, 4.Geração com distribuição facilitada por fácil acesso, baixos custos, elevada demanda,
outros usos, pequena escala, etc.; 5.Recursos Geopressurizados profundos de jorro espontâneo
contínuo e 6.Co-produção de fluídos geotermais junto a projetos extrativos de hidrocarbonetos
como para armazenamento subterrâneo de CO2 ou de resíduos (Rybach, 2007).
Figura 5. ILUSTRAÇÃO GERAÇÃO ENERGIA ELÉTRICA GEOTERMAL HDR
“Hot Dry Rock”
www.geothermal-resources.com.au
GEOLOGIA DOS RECURSOS GEOTERMAIS
A escala de profundidade de distribuição dos elementos radiogênicos aparentemente
possui uma relação linear com o valor do fluxo térmico próximo da superfície e seu valor possui
notoriamente pequenas oscilações de ~10 km. Desta maneira, o conceito de províncias
diferenciadas por fluxo térmico, do Arqueano ao Cenozóico, pouco pode auxiliar na busca por
anomalias para fluxos térmicos mais rasos, estes os principais alvos de perfurações geotermais.
Com exceção provável apenas para complexos plutônicos muito espessos e com profunda
circulação hidrotermal (Drury, 1987).
Nos EUA, atualmente são raras as exlotações de sistemas hidrotermais onde se requer
perfurações mais profundas que 3 km, mesmo a tecnologia disponível permitindo alcançar
profundidades maiores que 10 km e permitir o estímulo nesta profundidade de fraturamentos
para interconexão fluída do reservatório com volumes superiores a 2 km3
. De qualquer maneira
o serviço geológico federal norte-americano “USGS” formaliza como 10 km o limite basal para
aproveitamentos geotermais avançados (ou induzidos), sendo perfurações com profundidades
entre 6 a 10 km consideradas profundas, entre 4 e 5 km intermediárias e entre 1,5 a 3 km rasas.
As temperaturas melhores para geração de energia geotermal são entre 150 e 200o
C ou
alta entalpia e para usos em aquecimento entre 100 e 150o
C ou média entalpia; abaixo de 90o
C
são consideradas de baixa entalpia e dependem de fatores tecnológicos e econômicos para

23. geração de eletricidade mas com ampla gama de aproveitamento em usos diretos. E a escala de
produção de energia atualmente aceitável está entre 1 a 50 MWe e para projetos rasos para
aquecimento ou usos diretos em apenas poucos kWt.
A viabilidade de aproveitamento e aumento das reservas dos recursos geotermais deverá
ocorrer relacionada à pesquisas tecnológicas de (MIT, 2006):
1.Perfuração de poços: desenvolver brocas mais robustas e resistentes, novas formas
de cominuição da rocha, como laser ou ultra-som. Melhores técnicas de cimentação para altas
temperaturas, novos sensores e acessórios, diminuição de custos, resistência ao calor, ao
desgaste e assim viabilizando recursos mais profundos.
2.Conversão de energia: aumentando a transferência de calor para fluidos de baixa
temperatura e desenvolvendo projetos de plantas capazes de aproveitar fluidos de regiões com
temperaturas muito elevadas ou super-críticas; os objetivos são maximizar a performance do
reservatório e a eficiência de conversão do calor em energia.
3.Explotação do reservatório: aumentando o fluxo da produção em áreas
especificamente selecionadas dos reservatórios, permitir o estímulo e sucção mais precisos e
completos em elevadas temperaturas, aproveitamento de maior volume em menor tempo da
circulação fluida, evitar desvios e desperdícios e aproveitando todo potencial dos reservatórios.
A tendência será o uso de CO2, que possui vantagens produtivas e a mesmo tempo boa parte de
seu volume será sequestrado da atmosfera por seu simultâneo confinamento subterrâneo.
Assim, mesmo alguns pesquisadores questionando sua importância, o conhecimento dos
fenômenos geológicos e tectônicos regionais e locais são de fundamental importância na
determinação espacial (posição e profundidade) e dos parâmetros qualitativos do recurso, como
sua química e temperatura. Em EGS tais estudos servirão de embasamento econômico ao
projeto e devem buscar 5 características principais a serem minimizadas: volume e percurso da
circulação fluída, pressão a ser injetada, perda de água no percurso ou reservatório,
contaminação ou impacto geoquímico e indução de sismicidade (MIT, 2006).
Estimativa dos recursos geotermais (potência em Joules) continentais globais de acordo
com o regime geológico (Jennejohn et alii, 2009) e dos EUA até 10 km de profundidade (MIT,
2006):
Regime Geológico Mundo EUA
Sistemas Magmáticos 15 X 1024
*7,4 X 1021
Embasamento Cristalino 490 x 1024
*1,33 x 1024
Bacias Sedimentares *10 x 1022
Hidrotermais 810 x 1018
9,6 x 1020
Bacias Geopressurizadas 2,5 x 1024
17 x 1022
Co-produção 4,5 x 1017
*apenas em EGS
Desta maneira, se tornam interessantes ocorrências naturais onde o calor geotérmico
esteja mais próximo à superfície ou com maior gradiente e fluxo geotérmico ou ainda com a
presença de fluídos termais ascendentes ou aflorantes. Apesar de muitas vezes serem de difícil
acesso, é fundamental conhecer a proximidade e o tamanho destas anisotropias ou anomalias,
pois não são comuns, e que costumam ser denominadas como pontos quentes ou “hot spots”
(Sleep, 2007).
Desde os modelos planetários de origem por acreção, da segregação de matéria nas
camadas terrestres, das plumas de convecção do manto, da origem magmática, da tectônica de
placas, formação de rochas, estruturas, paisagens, jazidas, etc.; as anomalias geotermais estão
presentes em suas dinâmicas. A busca destes conhecimentos em profundidades inacessíveis
auxilia na compreensão original do planeta, cosmologia, geomagnetismo, geodésia, na história
geológica e a dinâmica de processos crustais como a tectônica de placas, orogênese,
magmatismo e fluxo de calor litosférico.

24. A aproximação anormal do calor subterrâneo pode ocorrer devido ao maior fluxo
térmico regional de origem profunda, afinamento da crosta, características do transporte
condutivo em meio sólido, convecções térmicas fluídas, conexões, capacidade de trocas
pontuais e circulação de fluídos. Contudo, grande parte destes estudos baseiam-se em dados
obtidos através de medições de temperatura e fenômenos observados na superfície ou pequena
profundidade entre as diferentes províncias vulcânicas, especificamente das anomalias
magmáticas ativas comparadas às cadeias meso-oceânicas (Foulger, 2007).
Configurar uma anomalia e caracterizar um sistema geotérmico faz parte da pesquisa
geológica e suas grandes diversidades são alvo de agrupamentos e classificações. Mas
basicamente podem ser divididas em:
1. Magmática: o calor se aproxima da superfície através de atividade magmática
(Figura 6).
Henley & Ellis, 1983
2. Amagmática: o calor subterrâneo está mais raso por outros motivos, é elevado
por fluídos naturais, através da co-produção de outras substâncias ou circulação
artificial de fluídos (Figura 7).
Reed, 1983