4.6 Água Subterrânea
4.6.2 Métodos de avaliação de recarga em hidrologia de água subterrânea
Maziero (2005) traz uma vasta revisão sobre métodos de avaliação de recarga, utilizados por pesquisadores do mundo inteiro, que representam a diversidade de condições e complexidades que envolvem a recarga de água subterrânea. Para tanto, optou-se aqui, por apresentar aqueles que possuem maior potencial de utilização neste estudo, baseado no tipo de aquífero e dados observados e calculados disponíveis.
4.6.2.1 Balanço Hídrico subterrâneo
A equação do balanço hídrico é definida pela condição da “Lei da Conservação de Massa” aplicado ao ciclo hidrológico. A formulação do balanço hídrico permite avaliar quantitativamente fontes individuais de água no sistema, ao longo de diferentes períodos de tempo, e estabelecer o grau de variação no regime d‟água devido às mudanças nos componentes do sistema (MAZIERO, 2005). Pinto et al.(2011), mesmo autor sugere a aplicação da Equação ( 4.6) para o balanço hídrico de água subterrânea:
𝑅 = ∆𝑆𝑠𝑢𝑏𝑡 + 𝐸𝑇𝑠𝑢𝑏𝑡 + 𝑄𝐸𝑏 + 𝑄𝑜𝑢𝑡𝑠𝑢𝑏𝑡 − 𝑄𝑖𝑛𝑠𝑢𝑏𝑡
( 4.6)
onde, R é a recarga, ∆𝑆𝑠𝑢𝑏𝑡 é a alteração do armazenamento subterrâneo, 𝐸𝑇𝑠𝑢𝑏𝑡 é a evapotranspiração das águas subterrâneas, 𝑄𝐸𝑏 é o escoamento base e 𝑄𝑜𝑢𝑡𝑠𝑢𝑏𝑡− 𝑄𝑖𝑛𝑠𝑢𝑏𝑡 é o escoamento líquido da área de estudo.
4.6.2.2 Aproximação de Darcy
De acordo com a Lei de Darcy, a velocidade de percolação da água no solo é proporcional ao gradiente hidráulico através de um fator de proporcionalidade, denominado de condutividade hidráulica saturada (Equação 4.7).
𝑞 = −𝐾 . 𝑖
( 4.7)
onde, 𝑞 é a velocidade de Darcy em m3
.(s-1.m-2), 𝐾 é a constante de proporcionalidade ou condutividade hidráulica saturada em m.s-1 e i é o gradiente hidráulico, adimensional.
A lei de Darcy pode ser usada para estimar a recarga através de dois piezômetros alinhados numa perpendicular ao corpo d‟água. O método assume fluxo constante e nenhuma extração de água subterrânea. A recarga (R) (Equação ( 4.8) de um aqüífero não-confinado é igual à velocidade de Darcy (q) multiplicada pelo intervalo de tempo entre medidas consecutivas:
𝑅 = 𝑞 . ∆𝑡
( 4.8)
Maziero (2005), afirma que a recarga estimada é o somatório dos valores positivos encontrados para cada intervalo de tempo considerado. A linha perpendicular deve ser alinhada com uma linha equipotencial. O método é de fácil aplicação, se existir informações da condutividade hidráulica e do gradiente hidráulico com razoável confiança. As estimativas de recarga baseadas na Lei de Darcy são altamente imprecisas devido ao fato da grande variabilidade da condutividade hidráulica (SCANLON et al., 2002).
4.6.2.3 Water Table Fluctuation
O Método de Flutuação da Superfície Piezométrica (WTF – Water Table
Fluctuation) é a técnica mais amplamente usada para estimativa da recarga, sendo
amplamente utilizada por diversos autores (GERHART, 1986, HALL; RISSER, 1993, HEALY; COOK, 2002, MOON et al., 2004, PINTO et al., 2011). O Método WTF, no entanto, somente é aplicável aos aqüíferos freáticos e requer o conhecimento de parâmetros como o rendimento específico e das variações nos níveis d‟água no
tempo. As vantagens desta aproximação incluem sua simplicidade e uma sensibilidade aos mecanismos do movimento da água na zona não-saturada (HEALY; COOK, 2002).
O método leva em consideração que as elevações dos níveis dos aqüíferos freáticos, são reflexo da recarga subterrânea que chega até a superfície piezométrica. Logo, Healy e Cook (2002), apresentam o procedimento para o cálculo descrito na Equação 4.9 :
𝑅 = 𝑆𝑦 .
∆ℎ ∆𝑡
( 4.9)
Onde, 𝑅 é a recarga, o 𝑆𝑦 é o rendimento específico, o ∆𝑡 é o tempo em que se deseja obter a variável recarga, e o ∆ℎ é a diferença de é a altura do nível freático desde a extrapolação da curva de recessão.
Figura 4.9 - Elevação hipotética do nível d‟água em poço em resposta à precipitação.
Neste método, apresentado por Healy e Cook (2002), recomenda-se que os estudos futuros levem consideração uma melhor precisão do rendimento específico e também na extrapolação da curva de recessão. Nesse sentido, em atenção às recomendações dos autores, a curva de recessão para o presente estudo, será estruturada com dados de recessões partindo de distintos pontos da carga hidráulica do poço (nível estático), montando dessa forma uma única curva potencial que será utilizada para todo o intervalo de flutuação no período analisado.
4.6.2.4 Interação rio e aquífero
As interações entre água subterrânea e superficial são extremamente complexas e dependentes de um grande número de fatores, como da topografia, da forma do rio (largura, declividade e tortuosidade), das propriedades hidráulicas sub- superficiais, das variações temporais da precipitação, dos padrões de fluxo subterrâneo e do nível d‟água no rio (CEY et al., 1998).
Sophocleous (2002) afirma que as interações hidrológicas entre água superficial e sub-superficial podem ocorrer por fluxo lateral através da zona não- saturada e por infiltração (fluxo descendente) ou exfiltração (fluxo lateral) de água da zona saturada, através do leito do rio. O mesmo autor afirma ainda que, as atividades e intervenções antrópicas nas bacias de drenagem, frequentemente alteram a relação entre água superficial e subterrânea, por reduzirem a conectividade de aqüíferos e aumentarem o potencial de contaminação das águas.
Ao se analisar a contribuição de água subterrânea a ser feita de um aqüífero para um rio, ou o vice-versa, a recarga que um reservatório subterrâneo pode receber de um curso d‟água superficial, é imprescindível o conhecimento do tipo de conexão hidráulica que se apresenta entre rio e aquífero (MAZIERO, 2005).
Os tipos de conexão podem ser divididos, principalmente, considerando dois fatores: a) a situação das formações geológicas permeáveis em relação ao leito do rio; e b) a situação relativa aos níveis do rio e os níveis piezométricos na zona do aqüífero contígua ao rio (CUSTODIO; LLAMAS, 1996). Se o nível piezométrico regional do aqüífero intercepta o nível d‟água do canal, o sistema rio e aqüífero é hidraulicamente conectado. Por outro lado, se existe uma camada não-saturada
entre o canal e o nível piezométrico regional, então o sistema pode estar hidraulicamente desconectado.
A direção do processo de troca varia com a altura hidráulica, enquanto que o fluxo depende da condutividade hidráulica da formação. A precipitação altera a altura hidráulica e desse modo induz a mudanças na direção do fluxo (MAZIERO, 2005). Podem ser distinguidas duas direções de fluxo : a primeira chamada de condição efluente, no qual o reservatório subterrâneo contribui para o fluxo superficial (exfiltração), e a segunda é chamada de condição influente (infiltração), na qual a água superficial contribui para o fluxo sub-superficial. O caráter efluente ou influente do rio pode variar ao longo do ano na mesma área (SOPHOCLEOUS, 2002). Na Figura 4.10, apresentada por Arantes (2003), é possível notar essa diferença:
Figura 4.10 - Rio perdendo água para o aquífero livre (A) e aquífero contribuindo par ao escoamento do curso de água (B).
Os métodos mais utilizados apresentados na bibliografia (WINTER et al., 1998, LERNER, 2003, ARANTES, 2003, BARRETO, 2006, RABELO;WENDLAND, 2011) para estimativa de fluxo subterrâneo para corpos de água são o método de balanço hídrico do canal, uso de infiltrômetros, uso de mini-piezômetros e lisímetros de fundo de rio, traçadores e os modelos hidrométricos de aplicação da Lei da Darcy e por fim, a análise de hidrogramas.
Nesse sentido, a grande dificuldade em se obter de fato a informação da conectividade do aquífero com o rio, reside no conceito de “área variável de contribuição” em pequenas bacias florestais, apresentado por Hewlett e Hibbert (1967), já que o escoamento na microbacia florestada é quase que exclusivamente subterrâneo, com níveis piezométricos mais altos nas faixas contíguas ao córrego,
B B A A
sendo assim necessária uma rede maior de piezômetros paralelos ao curso de água, para se analisar a existência da conectividade rio x aquífero.
4.6.2.5 Infiltrômetros e Mini-piezômetros
Infiltrômetros e mini-piezômetros são dispositivos simples que permitem coletar dados hidráulicos diretamente no leito do rio. Os mini-piezômetros (ou poços didáticos) fornecem informações sobre o gradiente hidráulico, enquanto os infiltrômetros de leito, quantificam a taxa de fluxo entre água subterrânea e a água superficial (MAZIERO, 2005). Esse tipo de método é detalhado no trabalho de Arantes (2003), que alcançou resultados de até 300 mm.dia-1, baseado nos princípios de Lee (1977) e de Lee e Cherry (1978) e apresenta bons resultados, no entanto, a técnica requer cuidados contínuos para se obter uma boa qualidade de informação.
4.6.2.6 Separação do fluxo de base
Foi mostrado no item relacionado ao hidrograma, que uma forma de analisar o hidrograma seria dividi-lo em duas partes, a primeira denominada escoamento superficial e a segunda chamada fluxo de base, que é a contribuição subterrânea. A separação desses volumes pode ser estimada por meio de análise gráfica da curva, filtros digitais, modelos matemáticos, etc que diferenciará os tipos de contribuição hídrica ao córrego, como exemplificado na Figura 4.11 em que se distingue os picos de vazão como escoamento superficial e abaixo da linha vermelha, como escoamento base.
Figura 4.11 - Exemplificação da separação dos escoamentos
Fonte: Pinto et al., (2011).
O fluxo de base pode ser separado tanto de séries horárias, diárias ou mensais. Para tanto, pode-se proceder à separação por análise gráfica, deslocamento da curva de recessão, filtros digitais e modelos chuva-vazão.
Hughes et al. (2003) afirmaram que existe uma necessidade de estudos a fim de gerar refinamentos nas técnicas de separação simples da hidrógrafa, contribuindo assim para uma maior confiabilidade numa variedade de aplicações.
Assim para as duas microbacias de estudo, optou-se por conjugar técnicas simples de separação com observação visual além do uso das respostas dos piezômetros próximos ao córregos para o melhor entendimento dos processos de elevação e geração de vazão.