8. Hidrologia dos Solos

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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.
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LPdS
1
(continuação)
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
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2
(continuação)
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.
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3
(continuação)
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.
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4
(continuação)
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:
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5
(continuação)
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
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6
(continuação)
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
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7
(continuação)
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:
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8
(continuação)
Q=
v
A∆H
∝
t
L
Q
v
∆H
=
∝
A At
L
∆H
q=K
L
q=
onde:
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 m2)
(m)
q – é o chamado fluxo de Darcy (m/s)
K – é a condutividade hidráulica (m/s)
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9
(continuação)
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.
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10
(continuação)
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
(continuação)
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>
Q = K(2πr1b)(
∆H1
∆H
) = K(2πr2b)( 2 )
∆r1
∆r2
2 π bK
∆r
∆H =
r
Q
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(continuação)
Re-escrevendo
a
sentença
em
infinitesimais e integrando os dois lados:
Q=
termos
2 π bK (H 2 − H1 )
r
ln( 2 )
r1
No caso de aquífero freático, assumindo que a
declividade radial é igual ao gradiente hidráulico
(chamada hipóteses de Dupuit):
Q = K(2πr1h)(
∆h1
∆h
) = K(2πr2h)( 2 )
∆r1
∆r2
De maneira análoga ao caso do aquífero
artesiano:
π K (h 22 − h12 )
Q=
r
ln( 2 )
r1
July 03
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13
(continuação)
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 >
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(continuação)
Densidade das partículas
ρs =
ps
Vs
ρs - densidade das partículas (g cm-3)
ps - peso dos sólidos ou peso do solo seco
Vs - volume sólido (das partículas)
Geralmente, assume-se o valor da densidade
das partículas igual a 2,65 g cm-3.
Densidade aparente
ρa =
ps
VT
ρa - densidade aparente (g cm-3)
VT - volume total
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15
(continuação)
Porosidade
φ=
Vv
VT
φ = 1−
φ=
ρa
ρs
e
1+ e
φ - porosidade total (volume)
Vv – volume de vazios
e – índice de vazios
Índice de vazios
e=
e=
Vv
Vs
φ
1−φ
e – é o índice de vazios
July 03
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16
(continuação)
8.6. Propriedades hídricas dos solos não
saturados
Conteúdo de umidade
θ=
Va
VT
Va - volume de água
Grau de saturação
S=
Va
Vv
Eventualmente expressa-se o grau de
saturação em termos percentuais. Quando S=1
ou 100%, diz-se que o solo está saturado e
θ= θsat. Freqüentemente adota-se o valor de
θsat como estimativa para a porosidade total
dos solo.
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(continuação)
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
(continuação)
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
(continuação)
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
(continuação)
<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
(continuação)
8.7. Avaliação das propriedades físicas e
hídricas dos solos
9 Densidade aparente/porosidade: amostragem
laboratório
9 Umidade/grau de saturação: amostragem,
laboratório, sonda de neutrons e
sensoriamento remoto
9 Potencial: amostragem, laboratório e
tensiômetros
9 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
(continuação)
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
(continuação)
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, KSAT, 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 KSAT, a taxa de
infiltração será igual à intensidade de chuva (LINHA B)
July 03
LPdS
24
(continuação)
(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
July 03
intensidade da precipitação
características físicas e hídricas do solo
vegetação
grau de saturação da superfície do solo
grau de compactação da superfície do terreno
LPdS
25
(continuação)
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
(continuação)
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:

 ∂ψ
q = − 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
(continuação)
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.
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LPdS
28
(continuação)
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).
f = fc + ( f0 − fc )e −kt
(
)
f0 − fc
1 − e −kt
k
f0 - capacidade de infiltração inicial
fc - 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
F = fc t +
Não representa a fase (b) de Rubin.
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(continuação)
Equação de Holtan
A fórmula de Holtan, de 1961, explícita a
capacidade de infiltração como:
f = 0,62bΦ1,387 + 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.
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LPdS
30
(continuação)
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.
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(continuação)
A capacidade de infiltração é dada por:
L + ψ 
f = K SAT 

L


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
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8. Hidrologia dos Solos

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