8.1. Definição < FIGURA REPRESENTANDO SEÇÃO TRANSVERSAL DA BACIA HIDROGRÁFICA > < FIGURA REPRESENTANDO PERFIL DAS REGIÕES DO SOLO NA BACIA HIDROGRÁFICA > Os processos físicos relacionados ao fluxo de água no solo têm um papel central na fase terrestre do ciclo hidrológico. Parte da água que penetra nos solos fica armazenada no solo, sendo esta disponível para a evapotranspiração. O restante pode escoar lateralmente ou penetrar até a região saturada do solo, reabastecendo aqüíferos subterrâneos. Adicionalmente, das propriedades físicas e características hidráulicas dos solos depende diretamente a quantificação da parte da precipitação que acaba por escoar superficialmente. July 03 LPdS 1
O fluxo de água no solo também tem papel importante na qualidade das águas superficiais, sub-superficiais e subterrâneas, já que a água serve como veículo para contaminantes. 8.2. Grandezas características Propriedades físicas e hídricas dos solos Infiltração Recarga para o lençol subterrâneo 8.3. Aplicações principais Projetos de drenagem rural, Projetos de irrigação, Setor Agrícola Planejamento urbano/controle de enchentes Estudos ambientais: estudos de mudanças climáticas, aspectos ligados a qualidade das águas, erosão Planejamento e Gerenciamento de recursos hídricos July 03 LPdS 2
8.4. Aquíferos São formações geológicas (ou um grupo de formações) que contém água e permitem que a mesma se movimente em condições naturais e em quantidades significativas. <figura com a representação dos aquíferos artesianos e freáticos> Os aquíferos podem ser classificados em confinados e não confinados (livres). O aquífero confinado encontra-se sob pressão maior do que a pressão atmosférica. Está limitado superior e inferiormente por camadas impermeáveis. Os aquíferos confinados são denominados de aquíferos artesianos. São, em geral aquíferos de grande produção. July 03 LPdS 3
Os aquíferos não confinados, denominados freáticos, estão sujeitos à pressão atmosférica. São limitados superiormente pela superfície freática (linha piezométrica). Os aquíferos freáticos são os mais explorados devido à facilidade de acesso, já que são geralmente menos profundos. 8.4.1. Produção dos aquíferos Retiradas de água do aquífero, em maior quantidade do que aquela com que o mesmo é recarregado, podem ter conseqüências que comprometem a operação do manancial. Algumas delas são o rebaixamento do nível, comprometimento da qualidade da água e o encarecimento do bombeamento. July 03 LPdS 4
A vazão segura expressa a quantidade de água que pode ser retirada sem que o manancial fique comprometido. A limitação pode ser devido à recarga, à transmissibilidade ou possível contaminação. A vazão segura pode ser dada em termos das taxas de precipitação, evapotranspiração, afluências superficiais e descargas subterrâneas. Dessa forma: vazão segura = P Q sup E Qsub onde: July 03 LPdS 5
P é a precipitação média anual Qsup é o deflúvio superficial médio da bacia Qsub é a descarga subterrânea média anual efetiva do aquífero E é a taxa média de evaporação anual 8.4.2. Aproveitamento de Aquíferos 8.4.2.1. Construção de poços escavação direta perfurados com broca cravados por percussão July 03 LPdS 6
8.4.2.2. Cuidados na instalação de poços revestimento dos poços proteção sanitária 8.4.2.3. Cuidados na localização e utilização de poços contaminação intrusão salina paralisação do poço July 03 LPdS 7
8.4.3. Propriedades Físicas dos Aquíferos 8.4.3.1. Experimento e Lei de Darcy < FIGURA ILUSTRATIVA > Baseia-se na similaridade entre o escoamento através do solo saturado e o escoamento laminar em tubos, no qual diz-se que a água enquanto escoando de um ponto de maior carga hidráulica para um de menor, perde energia devido aos efeitos de atrito em sua trajetória proporcionalmente à velocidade da água. Seus experimentos em areias saturadas indicaram que a vazão através do solo era diretamente proporcional à perda de carga e à área da seção de escoamento, e inversamente proporcional à trajetória percorrida pela água. A lei de Darcy é expressa por: July 03 LPdS 8
Q = v t A H L Q v q = = A At H q = K L onde: H L Q é a vazão (m3/s) v velocidade (m/s) t tempo (s) H variação da carga hidráulica ou perda de carga ao longo da trajetória de comprimento L (em m) e área de seção transversal A (em m 2 ) (m) q é o chamado fluxo de Darcy (m/s) K é a condutividade hidráulica (m/s) July 03 LPdS 9
8.4.3.2. Carga hidráulica < figura ilustrativa dos componentes da carga hidráulica (elevação e pressão)> 8.4.3.3. Condutividade hidráulica A condutividade hidráulica (K) é uma constante de proporcionalidade e está relacionada com a habilidade do material (solo + fluido) em transmitir o fluido. K pode ser determinado para diferentes tipos de material em laboratório ou em experimentos de campo. K pode variar até 11 ordens de magnitude. July 03 LPdS 10
8.4.3.4. Transmissividade < figura representativa do escoamento através de uma seção perpendicular à direção do escoamento > A transmissividade (T) expressa a capacidade de uma material poroso transmitir água em termos de unidades de área por unidades de tempo. Ou seja: T = Kb onde: K é a condutividade hidráulica b é a espessura do aquífero July 03 LPdS 11
8.4.4. Interação aquífero-poço: rebaixamento do nível A resposta do aquífero ao bombeamento através de um poço pode ser representada pela lei de Darcy. < figura apresentando o escoamento radial para um poço num aquífero confinado> H Q = K(2πr 1b)( r 1 1 H ) = K(2πr 2b)( r 2 2 ) 2 π bk r H = Q r July 03 LPdS 12
Re-escrevendo a sentença em termos infinitesimais e integrando os dois lados: Q = 2 π bk (H r ln( r 2 2 1 ) No caso de aquífero freático, assumindo que a declividade radial é igual ao gradiente hidráulico (chamada hipóteses de Dupuit): h Q = K(2πr 1h)( r 1 1 De maneira análoga ao caso do aquífero artesiano: Q = π 2 K(h r ln( r H 1 ) h ) = K(2πr 2h)( r 2 2 1 ) h 2 1 ) 2 2 ) July 03 LPdS 13
8.5. Propriedades físicas dos solos não saturados <coluna ilustrativa das fases líquida, sólida e de gás do solo> Textura dos solos < pirâmide de classificação dos solos > July 03 LPdS 14
Densidade das partículas ρ s = p V s s ρ s - densidade das partículas (g cm -3 ) p s - peso dos sólidos ou peso do solo seco V s - volume sólido (das partículas) Geralmente, assume-se o valor da densidade das partículas igual a 2,65 g cm -3. Densidade aparente ρ = a p V s T ρ a - densidade aparente (g cm -3 ) V T -volume total July 03 LPdS 15
Porosidade V φ = V e φ = 1+ e φ - porosidade total (volume) V v volume de vazios e índice de vazios Índice de vazios v T ρa φ = 1 ρ V e = V v s e é o índice de vazios s φ e = 1 φ July 03 LPdS 16
8.6. Propriedades hídricas dos solos não saturados Conteúdo de umidade θ = V V a T V a - volume de água Grau de saturação V S = V a v Eventualmente expressa-se o grau de saturação em termos percentuais. Quando S=1 ou 100%, diz-se que o solo está saturado e θ= θ sat. Freqüentemente adota-se o valor de θ sat como estimativa para a porosidade total dos solo. July 03 LPdS 17
Retenção da água nos solos A força necessária para mover uma quantidade infinitesimal de água de uma posição de referência para outra é conhecido como potencial total. Desprezando-se os efeitos do ar retido na matriz porosa de solo e os efeitos dos solutos eventualmente misturados à água contida nos solos, os principais componentes do potencial total são o potencial matricial originado pelas forças capilares, e, o potencial gravitacional, associado à força da gravidade. Existe uma relação entre o conteúdo de umidade e o potencial. Próximo à saturação, os solos assumem potenciais mínimos, e secos, potenciais máximos. A relação entre o conteúdo de umidade e o potencial é característico dos solos, e é denominada, curva de retenção. July 03 LPdS 18
A curva de retenção pode ser determinada através da avaliação simultânea do conteúdo de umidade e o potencial correspondente. Alternativamente, podem ser usadas equações empíricas dadas em função das características físicas e hídricas dos solos. Duas representações amplamente aplicadas são os modelos de Brooks e Corey, de 1964, e van Genuchten, de 1980. <QUADRO COM FUNÇÕES CARACTERÍSTICAS DAS CURVAS DE RETENÇÃO> <REPRESENTAÇÃO GRÁFICA TÍPICA DA CURVA DE RETENÇÃO> July 03 LPdS 19
Condutividade hidráulica A condutividade hidráulica dos solos consiste na habilidade dos mesmos em transmitir água, tanto em condições de não saturação, como em condições saturadas, denominada então condutividade hidráulica à saturação. De maneira análoga à curva de retenção, podese estabelecer uma relação entre a condutividade hidráulica e o conteúdo de umidade do solo. Conseqüentemente, pode-se também estabelecer relação da condutividade hidráulica com o potencial. As funções de Brooks e Corey, de 1964, van Genuchten, de 1980 e Mualem, de1975 representam essas relações, chamadas de curvas de condutividade hidráulica, e são amplamente aplicadas. July 03 LPdS 20
<QUADRO COM FUNÇÕES CARACTERÍSTICAS DAS CURVAS DE CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA> <REPRESENTAÇÃO GRÁFICA TÍPICA DA CURVA DE CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA> Funções de Pedotransferência As funções de pedotransferência consistem em equações de regressão que relacionam características físicas e hídricas dos solos com as características de textura dos solos. As metodologias mais amplamente aplicadas são a de Saxton, de 1986, e a de Rawls e Brakensiek, de 1989. <QUADRO COM AS FUNÇÕES DE SAXTON E AS DE RAWLS E BRAKENSIEK> July 03 LPdS 21
8.7. Avaliação das propriedades físicas e hídricas dos solos Densidade aparente/porosidade: amostragem laboratório Umidade/grau de saturação: amostragem, laboratório, sonda de neutrons e sensoriamento remoto Potencial: amostragem, laboratório e tensiômetros Condutividade hidráulica: amostragem, laboratório e permeâmetros 8.8. Infiltração da água no solo A infiltração consiste no processo de penetração da água proveniente da precipitação nas camadas do solo mais próximas à superfície do terreno. July 03 LPdS 22
Após penetrar no solo através do processo de infiltração, a água pode escoar lateralmente, formando o chamado escoamento subsuperficial ou percolar através das camadas mais profundas do solo até atingir eventualmente a região saturada do solo. < PERFIL DO AVANÇO DA FRENTE ÚMIDA> O volume infiltrado depende fortemente da precipitação e das características físicas e hídricas dos solos. A capacidade de infiltração dos solos consiste na taxa de infiltração que poderia ocorrer se houvesse disponibilidade de água na superfície do solo. <REPRESENTAÇÃO GRÁFICA DA VARIAÇÃO DA CAPACIDADE DE INFILTRAÇÃO NO TEMPO> July 03 LPdS 23
Rubin (1966) dividiu o processo de infiltração em três fases: (a) Infiltração controlada pela condutividade hidráulica à saturação Quando a intensidade de chuva for menor que a condutividade hidráulica de saturação, K SAT, toda a água precipitada será infiltrada no solo. A taxa de infiltração é igual à intensidade de chuva (LINHA A) Nesta fase não há formação de escoamento superficial, mas a umidade da camada próxima à superfície do terreno é alterada. (b) Infiltração controlada pela intensidade de chuva Quando a intensidade de chuva é menor que a capacidade de infiltração e maior que K SAT, a taxa de infiltração será igual à intensidade de chuva (LINHA B) July 03 LPdS 24
(c) Infiltração controlada pela capacidade de infiltração No instante em que a superfície do solo se satura, a capacidade de infiltração se iguala à intensidade de chuva. A partir daí, a capacidade de infiltração torna-se menor que a intensidade de chuva, formando acumulação de água na superfície do terreno. A taxa de infiltração será igual à capacidade de infiltração e começa a ocorrer escoamento superficial (LINHA C). <FIGURA REPRESENTANDO O PROCESSO DE INFILTRAÇÃO DA ÁGUA NOS SOLOS SEGUNDO RUBIN (1966)> 8.8.1. Principais fatores que inluenciam a infiltração intensidade da precipitação características físicas e hídricas do solo vegetação grau de saturação da superfície do solo grau de compactação da superfície do terreno July 03 LPdS 25
8.8.2. Determinação da capacidade de infiltração São usados em geral duas técnicas para avaliação da capacidade de infiltração: (a) infiltrômetros, que consistem de dois anéis concêntricos. Durante o ensaio, os dois anéis são cravados no terreno, a água é aplicada na superfície de ambos anéis. Procura-se manter uma lâmina d água constante de 5 a 10 mm. Monitorando-se a taxa de aplicação de água e dividindo-se pela área da seção transversal do anel, obtém-se a capacidade de infiltração. (b) aspersores, consiste na simulação de precipitação sobre determinada região. Por balanço hídrico, deduz-se os valores de capacidade de infiltração. Eventualmente são instalados pluviômetros ou pluviógrafos e técnicas para avaliação do escoamento superficial. July 03 LPdS 26
8.8.3. Aplicação da lei de Darcy no cálculo da taxa de infiltração A lei de Darcy, estabelecida originariamente em meio saturado, pode ser generalizada para condições não saturadas. Nesse caso, o gradiente hidráulico, levando-se em conta unicamente o componente vertical para baixo (convencionalmente assume sinal negativo), é considerado como a soma dos potenciais matricial e gravitacional. Resultando em: q ψ = K ( ψ ) 1 z A combinação das aplicações da lei de Darcy generalizada para meios não saturados com a lei de conservação de massa (equação da continuidade) resulta na equação de Richards. July 03 LPdS 27
A equação diferencial de Richards pode ser apresentada em função do potencial, da umidade, ou de forma combinada. A equação de Richards não apresenta solução analítica e pode ser resolvida para representar o escoamento da água na região não saturada do solo pelo método das diferenças finitas. 8.8.4. Equações para cálculo da capacidade de infiltração Equação de Kostyakov A fórmula de Kostyakov, de 1932, explicita o volume infiltrado como sendo: F = at b, (0 < b < 1) a e b são parâmetros sem significado físico explícito. A fase (b) de Rubin não é representada. July 03 LPdS 28
Equação de Horton A formulação de Horton, de 1940, tem sido bastante aplicada para representar a capacidade de infiltração, onde f e F são respectivamente a capacidade de infiltração e a capacidade de infiltração acumulada (volume). kt f = fc + (f0 fc )e f0 fc kt F = fct + ( 1 e ) k f 0 - capacidade de infiltração inicial f c - capacidade de infiltração mínima. Muitas vezes aproximada pelo valor de KSAT k - parâmetro que depende do tipo de solo e das condições iniciais de umidade t - é o tempo Não representa a fase (b) de Rubin. July 03 LPdS 29
Equação de Holtan A fórmula de Holtan, de 1961, explícita a capacidade de infiltração como: 1,387 f = 0,62bΦ + K SAT Φ - parâmetro associado à porosidade. Definido como a porosidade disponível do solo com vegetação b - parâmetro sem significado físico explícito, tabelado, que representa a correção dos valores da porosidade para solo nú devido à vegetação Através da equação de Holtan pode-se prever as três fases previstas por Rubin para representação da infiltração. July 03 LPdS 30
Equação de Philip A fórmula de Philip, de 1957, explícita o volume infiltrado por: F = at 0,5 + bt a e b são parâmetros sem significação física explícita que dependem do tipo de solo e das condições iniciais de umidade A fase (b) de Rubin não é prevista. Equação de Green e Ampt A formulação de Green e Ampt, de 1911, baseiase na representação do avanço da frente úmida no solo como o funcionamento de um pistom. July 03 LPdS 31
A capacidade de infiltração é dada por: f = K SAT L + L ψ L é a profundidade da frente úmida ψ é o potencial matricial associado à frente úmida <FIGURA ESQUEMÁTICA REPRESENTANDO A FORMULAÇÃO DE GREEN E AMPT> July 03 LPdS 32