Recarga Subterrânea

Os estudos que envolvem recarga subterrânea são fundamentais para a estimativa do volume de recursos hídricos subterrâneos anualmente renováveis e têm implicações diretas no planejamento e gestão integrada de recursos hídricos.

A recarga pode ocorrer naturalmente pela precipitação, por rios, canais e lagos, fluxos interaqüíferos e via fenômenos induzidos por atividades humanas, como a irrigação e a urbanização (LERNER et al., 1990). A precipitação é a principal fonte de recarga para aqüíferos (FETTER, 1994). Uma vez atingida a superfície, a precipitação proporciona a água necessária para umedecimento do solo e para escoamento superficial, assim como para percolação profunda ao nível freático.

A recarga de água subterrânea é conceituada como a entrada de água disponível na zona saturada, juntamente com o fluxo da água ao longo do lençol freático no interior da zona saturada (FREEZE; CHERRY, 1979).

A recarga é função da junção e atuação de uma série de parâmetros que compõem o ciclo hidrológico, como a precipitação, infiltração, evapotranspiração, descarga, caracteres morfológicos da bacia, etc. Neste estudo, ter-se-á o quão efetiva é a influência da cobertura do solo sobre as respostas de recarga ao lençol freático e a característica do fracionamento dessa recarga nas duas diferentes microbacias, em relação às saídas via escoamento e via evapotranspiração.

Além disso, Maziero (2005) afirma que a água efetivamente infiltrada não é, necessariamente, o resultado de um único evento de chuva, mas pode representar uma série de precedentes eventos de chuva. Dependendo das características do aqüífero, parte da água infiltrada pode provocar uma elevação no nível freático, e conseqüentemente um aumento no gradiente de descarga.

Alguns autores (SOPHOCLEOUS, 1991; BREDENKAMP et al., 1995) dedicaram-se a estudar a relação direta da precipitação com a mudança de nível em piezômetros (recarga real), no entanto, Xu e Van Tonder (2001) relataram ser dificultosa a relação de chuva x recarga, uma vez que existe uma defasagem entre os dois, que variam conforme as características da zona insaturada. Maziero (2005) apresenta a Figura 4.8, que elucida de forma didática essa questão:

Figura 4.8 - Defasagem entre a precipitação x infiltração x recarga direta do aquífero

Fonte: Maziero (2005), modificado de Xu e Beekman, 2003

Healy e Cook (2002) comentam que conhecer de forma precisa o parâmetro recarga, é de extrema importância para a gestão de águas subterrâneas. Os autores fazem ainda, uma revisão dos métodos de recarga e comentam sobre as suas aplicabilidades, destacando o Water Table Fluctuation (WTF) como sendo de fácil compreensão e retorna bons resultados.

Diversos autores (LERNER et al., 1990; BEEKMAN et al., 1996; SCANLON et al., 2002; HEALY;COOK, 2002) propuseram a aplicação simultânea de diversos métodos de estimativa de recarga, objetivando minimizar as incertezas e obter a consistência nos resultados, que, no entanto, não deve ser entendida como um indicativo de precisão.

4.6.1.1 Porosidade e Rendimento Específico

A relação entre os poros do solo ou rocha, em relação ao seu volume total é conceituado como sua porosidade, representado pela Equação 4.3.

Porosidade 𝑛 =volume de vazios Vv

volume total Vt

( 4.3)

A porosidade total (n) (Equação 4.4) nos fornece a quantidade máxima de água contida numa rocha ou solo saturado. Entretanto, para estudos em água subterrânea, é importante saber que nem toda a quantidade de água calculada pela porosidade está disponível para ser drenado para uma nascente ou córrego. A parte da água que drena sob força da gravidade é chamada de rendimento específico (Sy)

e a parte da água que fica retida no entorno das partículas do solo por forças que superam a da gravidade, é chamada de retenção específica (Sr), (HEATH, 1983)

logo:

𝑛 =S_y+ S_r

(4.4)

O rendimento específico é um parâmetro usado na obtenção da recarga no método do balanço hídrico, principalmente, nos métodos que utilizam flutuações do nível d‟água (WTF – Water Table Fluctuation; CRD – Cumulative Rainfall Departure). Por ser um valor com uma significativa variação, por vezes é substituído por parâmetros como porosidade efetiva e coeficiente de armazenamento. Em laboratório, este valor é calculado utilizando-se valores de porosidade e retenção específica, já nos ensaios de campo, são utilizados testes de rebaixamento de aqüíferos conduzidos em um período de tempo.

4.6.1.2 Coeficiente de Armazenamento

O coeficiente de armazenamento, segundo Heath (1983), é definido como o volume de água que um aquífero libera ou toma em armazenamento por unidade de área superficial do aquífero, por unidade de variação em carga.

No caso de aqüíferos livres, a força que regue a drenagem é praticamente gravitacional. O volume resultante da expansão da água e compressão do aquífero são desprezíveis, logo, podendo-se considerar este coeficiente igual ao rendimento específico do aquífero freático ou livre.

Para um aqüífero não-confinado, o armazenamento é encontrado pela Equação 4.5 (FETTER, 1994):

S = Sy+ (h . Ss)

( 4.5)

onde, S é o coeficiente de armazenamento, o Sy é o rendimento específico, o h é a

espessura da zona saturada e Ss é o coeficiente de armazenamento específico da

formação.

Neste caso, para um aquífero freático, o valor do rendimento específico é bem maior que o produto da espessura vezes o coeficiente de armazenamento específico, podendo-se inferir que o coeficiente de armazenamento é igual ao rendimento específico (FETTER, 1994; FREEZE; CHERRY, 1979).

4.6.1.3 Condutividade Hidráulica

A água no solo flui devido à presença de gradientes potenciais, escoando (Q) da zona com maior potencial para uma de menor potencial. O movimento de água no solo, sob influência do gradiente hidráulico, deve ser analisado sob duas distintas situações: condição de saturação e de não-saturação.

O fator mais importante que diferencia as duas situações é que a condutividade hidráulica é máxima na zona saturada. Na zona não-saturada, o fluxo ocorre em qualquer condição de umidade abaixo da saturação, envolvendo funções entre diversas variáveis (umidade, potencial hidráulico e condutividade hidráulica) (FETTER, 1994).

Na zona não-saturada, a condutividade pode ser estimada por meio de testes a campo como infiltrômetros. Para a porção saturada do solo, é possível a realização de testes de aquífero a campo, como também estimar em laboratório. Mesmo sendo difícil reprodução das condições de campo, é possível estimar com grande precisão, a condutividade hidráulica de amostras indeformadas saturadas, por meio de permeâmetro de carga constante e não-constante.