Nível d'água na SEV: como identificar o lençol freático

A resposta curta

O nível d'água se identifica na SEV como o topo de uma camada bem menos resistiva que a de cima, desde que a litologia seja a mesma dos dois lados e que a zona seca seja de fato resistiva. É uma inferência, não uma medida: confirme com um poço.

• Funciona bem em areias e cascalhos com zona não saturada de alguns metros: o degrau na curva é forte.
• Funciona mal em solos argilosos, com zona não saturada muito fina, com água muito doce em areia limpa (pouco contraste) e onde há água salgada perto da superfície.
• A profundidade vem com viés: a franja capilar faz a queda começar acima do nível medido no poço, e a inversão tende a pôr a interface um pouco mais rasa.
• No Rhoa, o nível d'água é uma sugestão automática por regra fixa, que você deve conferir. Ela erra em casos conhecidos, inclusive num dos exemplos de demonstração do próprio app.

O conceito em poucas linhas está no verbete nível d'água, e o lugar dele no roteiro de interpretação, no passo 8 do guia de interpretação. Aqui o assunto é tratado em profundidade.

Por que a resistividade cai no nível d'água

Em sedimentos sem argila, quem conduz a corrente é a água dos poros. Acima do nível d'água, parte dos poros tem ar, que é isolante. Abaixo, todos têm água. A resistividade cai com o quadrado da saturação.

A lei de Archie, apresentada no guia de eletrorresistividade e na calculadora da lei de Archie, tem um termo de saturação Sw elevado ao expoente n, perto de 2. É esse termo que cria o degrau no nível d'água:

Uma areia com 20% de saturação, possível perto da superfície em tempo seco, tem 25 vezes a resistividade da mesma areia saturada. Por isso o contraste no nível d'água costuma ser de uma ordem de grandeza ou mais em areias. Repare num detalhe que volta mais adiante: com água muito doce, a areia limpa saturada fica em torno de 556 Ω·m, bem acima das faixas que muitos tratam como “zona saturada”.

Duas condições estão escondidas nesse raciocínio. A primeira é que a litologia é a mesma acima e abaixo do nível d'água: o degrau mede só a mudança de saturação. A segunda é que não há argila: com argila, a condução pela superfície dos grãos baixa a resistividade mesmo com pouca água, e o degrau encolhe.

A assinatura na curva

Um nível d'água em areia aparece como um ramo descendente: a curva começa num patamar alto (zona seca) e cai para o patamar da zona saturada. Quanto mais fundo o nível d'água, mais à direita fica a queda.

O gráfico e a tabela abaixo foram calculados com o modelo direto do Rhoa, para areia seca de 1.500 Ω·m sobre areia saturada de 150 Ω·m, com o nível d'água a 3 m e a 6 m.

As duas curvas coincidem nas primeiras aberturas, onde a corrente quase não chega ao nível d'água, e voltam a se aproximar no fim, quando as duas já “veem” só a areia saturada. A maior diferença, de 187%, fica em AB/2 = 15 m. A curva cruza o meio do degrau (a média geométrica, cerca de 474 Ω·m) em AB/2 ≈ 8,3 m para o nível a 3 m e ≈ 16,6 m para o nível a 6 m. Aplicada a essas aberturas, a convenção de profundidade do Rhoa (Z ≈ 0,191 · AB) dá 3,2 m e 6,4 m: é uma leitura rápida no gráfico, mas a profundidade de verdade vem da inversão.

O nível d'água nos tipos de curva

Na prática, o nível d'água raramente está sozinho. A forma completa depende do que vem acima e abaixo (veja os tipos de curva):

• Ramo descendente seguido de subida (tipo H): areia seca, areia saturada e rocha ou outra camada resistiva embaixo. O nível d'água está no começo do vale.
• Máximo e depois queda (tipo K): solo superficial úmido ou argiloso, areia seca mais resistiva e então a zona saturada. O nível d'água fica no ramo descendente, depois do máximo. É comum em dunas e terraços com solo orgânico.
• Quedas sucessivas (tipo Q): areia seca, areia com água doce e, embaixo, argila ou água salobra. Os dois degraus podem se fundir num só, e aí a regra de “primeira queda” vira armadilha, como se vê mais abaixo.

Quando o nível d'água não aparece (ou aparece errado)

O nível d'água só aparece se houver contraste entre a zona não saturada e a saturada, e se ele estiver dentro da faixa que as aberturas resolvem. Nos casos abaixo, um ou outro falha.

• Solos argilosos: a argila retém água por capilaridade e conduz pela superfície dos grãos. A zona “seca” já é condutiva, e a passagem para a saturada não muda muito a resistividade. A queda que aparece costuma ser mudança de litologia, não de saturação.
• Zona não saturada fina: se a água está a poucos decímetros, as primeiras aberturas já medem a zona saturada. Pela convenção do Rhoa, AB/2 = 1 m corresponde a uma profundidade de uns 0,38 m; um nível d'água mais raso que isso não tem patamar seco na curva. Comece com AB/2 menor se o nível raso for o objetivo.
• Pouco contraste: areia limpa com água muito doce pode ficar com centenas de Ω·m saturada (a tabela de Archie acima). Se a zona seca for só um pouco mais resistiva, o degrau some no ruído.
• Água salgada ou salobra: em planícies costeiras e perto de mangues, a queda mais forte da curva pode ser a interface com a água salgada, abaixo do nível d'água. Veja o guia de intrusão salina.
• Aquífero fraturado: em rocha cristalina, a água está em fraturas e no manto de alteração. Abaixo do saprolito, a SEV não localiza o nível d'água das fraturas. Veja SEV em rocha cristalina.
• Nível d'água fundo demais: se a queda estiver além do alcance do AB/2 máximo, a curva termina no patamar seco. Ausência de queda não prova que não há água; prova só que ela não está ao alcance da sondagem.

Franja capilar, precisão e equivalência

A SEV costuma resolver bem a profundidade de um contraste forte e raso, mas o contraste nem sempre está no nível d'água. A franja capilar, logo acima dele, já é quase saturada, e a inversão tende a pôr a interface mais rasa que o nível medido no poço.

O viés da franja capilar

Acima do nível d'água, a capilaridade mantém os poros com água numa faixa que vai de centímetros em areia grossa a mais de um metro em areia fina e silte. A resistividade cai de forma gradual nessa faixa. Considere o modelo do exemplo, mas com o nível d'água a 3,5 m e uma transição de 1 m a 500 Ω·m logo acima dele. O modelo de duas camadas que melhor reproduz essa curva tem a interface a 2,83 m (e a camada seca com 1.480 Ω·m), com diferença máxima de 1,2% entre as curvas, abaixo do ruído usual de campo. A SEV invertida diria 2,8 m, e o poço, 3,5 m.

Precisão no caso ideal

Com um degrau limpo, a profundidade é bem determinada. A tabela mostra quanto a curva do nível a 3 m muda quando a interface é deslocada, mesmo deixando a resistividade da camada seca se ajustar (a do substrato fixa em 150 Ω·m):

Ou seja, neste caso ideal a SEV distingue a interface com precisão de decímetros. O problema não é a precisão: é o que a interface significa. E a situação piora quando há uma camada intermediária fina, como uma lente de argila logo acima ou abaixo do nível d'água. Aí vale o princípio da equivalência: modelos com espessuras e resistividades diferentes produzem curvas quase iguais, e a profundidade da interface passa a depender do modelo escolhido. Teste a equivalência como no passo 6 da interpretação e no guia de inversão 1D.

O topo da camada saturada nem sempre é o nível d'água

A inversão entrega fronteiras entre camadas de resistividade diferente. Uma fronteira com queda de resistividade pode ser o nível d'água, uma mudança de litologia ou as duas coisas ao mesmo tempo.

• Contato litológico: areia sobre argila dá uma queda forte mesmo sem água. Se o contato estiver perto do nível d'água, a inversão funde os dois numa fronteira só.
• Água suspensa: uma lente de argila pode segurar água acima do lençol regional. A queda existe, mas não é o nível d'água do aquífero.
• Aquífero confinado: sob uma camada argilosa contínua, a água do aquífero está sob pressão e sobe no poço acima do topo da camada. A SEV vê a argila e a areia; o nível estático do poço não tem assinatura elétrica.
• Número de camadas: com poucas camadas, a inversão põe uma fronteira “média” entre a franja capilar, o nível d'água e algum contato próximo. Com camadas demais, inventa fronteiras que os dados não sustentam.

Variação sazonal

O nível d'água sobe na estação chuvosa e desce na seca, e a resistividade da zona não saturada muda junto. Uma SEV representa a data em que foi medida.

A amplitude da oscilação vai de decímetros a alguns metros, conforme o clima, o tipo de aquífero e o bombeamento perto. Chuvas dos dias anteriores também molham a camada superficial e baixam a resistividade dos primeiros metros, mudando o começo da curva. Por isso:

• registre a data da SEV, a chuva recente e, se houver, o regime de bombeamento dos poços vizinhos;
• compare SEVs de campanhas diferentes só sabendo em que época cada uma foi feita;
• para prever o nível estático de um poço futuro, pense no nível da estação seca, que é o mais desfavorável para a bomba.

Como calibrar com um poço ou com o SIAGAS

Uma única medida de nível perto de uma SEV mostra se a queda de resistividade corresponde ao nível d'água naquela área. É a forma mais barata de transformar uma inferência em interpretação calibrada.

1. Procure poços e cacimbas próximos. Uma cacimba ou um poço raso que capta o aquífero livre é o melhor calibrador. No SIAGAS, do Serviço Geológico do Brasil, muitos poços têm o nível estático (NE) e o perfil construtivo.
2. Leia o NE do SIAGAS com cuidado. Ele costuma ter sido medido na construção do poço, às vezes anos antes, e pode ser de um aquífero mais profundo, confinado. Veja no perfil construtivo onde estão os filtros: o NE só se compara com a SEV se o poço capta o mesmo aquífero raso.
3. Meça no mesmo dia, se puder. Um medidor de nível elétrico no poço ou na cacimba, com o poço parado, dá o nível estático da data da SEV. Num poço que estava bombeando, espere a recuperação.
4. Compare em cota, não em profundidade. Se o poço está mais alto ou mais baixo que a SEV, converta os dois para cota (cota do terreno menos a profundidade). O lençol livre acompanha o relevo de forma suavizada.
5. Use a diferença como chave. Se a interface da SEV calibrada fica sempre uns decímetros acima do nível medido, esse viés vale para as outras SEVs da mesma área e do mesmo material.

Como o Rhoa sugere o nível d'água (e onde a regra erra)

O Rhoa calcula uma sugestão de nível d'água a partir do modelo invertido, por uma regra fixa. Ela é heurística: serve para o caso típico de areia e precisa ser confirmada por quem conhece a área.

A regra (convenção do Rhoa, igual no app e no motor de cálculo) marca o topo da primeira camada, a partir da segunda, que tenha topo a pelo menos 0,5 m, no máximo 0,7 vez a resistividade da camada de cima e resistividade abaixo de 300 Ω·m. Areia limpa com água doce pode passar disso, então a regra também aceita até 400 Ω·m quando a camada de cima é ao menos 2,5 vezes mais resistiva (areia seca sobre areia saturada). O valor aparece na tela de inversão, com a cota, na coluna geológica e no laudo. Ele também define o aquífero usado no cálculo de vulnerabilidade: a primeira camada com 45 ≤ ρ < 400 Ω·m no nível d'água ou abaixo dele.

O caso costeiro não é hipotético. No exemplo de demonstração de Ingleses, a areia com água doce tem cerca de 350 Ω·m. Até novembro de 2026 a regra só aceitava valores abaixo de 300 Ω·m, punha o nível d'água no topo da água salgada e tomava como aquífero a camada abaixo dela. Com a exceção para areia seca sobre areia saturada, a leitura passou a bater com o modelo; a análise está no exemplo do aquífero costeiro. Os outros casos da tabela continuam fora do alcance de uma regra fixa.

Para usar o nível d'água na escolha do ponto de perfuração, veja locação de poço tubular; para a proteção do aquífero abaixo dele, veja vulnerabilidade de aquífero com SEV.

Referências

• ARCHIE, G. E. The electrical resistivity log as an aid in determining some reservoir characteristics. Transactions of the AIME, v. 146, p. 54–62, 1942.
• BRAGA, A. C. O. Geofísica aplicada: métodos geoelétricos em hidrogeologia. São Paulo: Oficina de Textos, 2016.
• FEITOSA, F. A. C. et al. (org.). Hidrogeologia: conceitos e aplicações. 3. ed. Rio de Janeiro: CPRM/LABHID, 2008.
• KOEFOED, O. Geosounding principles, 1: resistivity sounding measurements. Amsterdam: Elsevier, 1979.
• REYNOLDS, J. M. An introduction to applied and environmental geophysics. 2. ed. Chichester: Wiley-Blackwell, 2011.
• SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL (SGB). SIAGAS: Sistema de Informações de Águas Subterrâneas.
• TELFORD, W. M.; GELDART, L. P.; SHERIFF, R. E. Applied geophysics. 2. ed. Cambridge: Cambridge University Press, 1990.