Hidrogeologia: Importância e Ciclo da Água

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Hidrogeologia 
Professor: Paulo Galvão 
Importância da água 
A água é importante não só para os processos geológicos transportando materiais, agente de 
erosão, funciona como solvente, causando intemperismo e também produz depósitos de 
minérios hidrotermais; como também para o homem, ela é vital para humanos, vegetais e 
animais e também é usada na indústria e na agricultura. 
Distribuição da água no mundo: 
 
O uso da água no mundo é, de forma geral, 70% para atividades agrícolas, 20% industrias e 10% 
para consumo humano. Os países desenvolvidos utilizam 59% da água disponível para as 
atividades industriais, 11% para consumo humano e 30% para a agricultura. Já os em 
desenvolvimento fazem uso de 82% para atividade agrícola, 10% para industrias e 8% para 
consumo doméstico. 
Os problemas relacionados à agua são 
 20% da população mundial vive em regiões semi-áridas 
 Falta água potável a 1/6 da população mundial 
 Falta saneamento básico a 1/3 da população mundial 
 Poluição de recursos hídricos 
Ciclo hidrológico 
 
O ciclo da água envolve 5 etapas principais: 
1. Evaporação ou vaporização: processo pelo qual as moléculas de água na superfície 
líquida ou na umidade do solo adquirem suficiente energia, através de radiação solar e 
passam do estado líquido para o de vapor. Transpiração é o processo pelo qual as 
plantas perdem água para o meio. Na prática, a quantidade de água evaporada a partir 
do teor de umidade do solo, e transpiradas, no processo de desenvolvimento das 
plantas, são muito difíceis de serem medidos separadamente, e por isso, um valor 
máximo para essas perdas foi introduzido, com o nome de evapotranspiração potencial 
(ETP) (é a quantidade de água evapotranspirada para a atmosfera de uma superfície 
extensa coberta de vegetação e bem suprida de água). Este conceito representa, 
portanto, um limite superior para a evapotranspiração real (ETR) (é a quantidade de 
água evapotranspirada para a atmosfera nas condições reais existentes de fatores 
atmosféricos e umidade do solo), ou seja, para a quantidade de água que realmente 
volta para a atmosfera por evaporação e transpiração. A ETR pode ser estimada pela 
formula abaixo, onde P é a precipitação. 
 
 
 
 
Fatores que influem na evapotranspiração: 
 Temperaura da água: quanto maior a temperatura da superfície, maior a 
energia cinética das moléculas facilitando o escape para a atmosfera. 
 Pressão atmosférica: quanto maior a pressão atmosférica na superfície, maior 
a energia potencial das moléculas, facilitando o escape para a atmosfera. 
 Umidade atmosférica: presença de vapor d’água (0% deserto a 4% floresta 
tropical). 
 Radiação solar: energia motriz do ciclo hidrológico. 
 Cobertura vegetal: maior cobertura, maior evaporação local, devido atividades 
fisiológicas das plantas. 
 Posição geográfica (altitude): maiores altitudes, menos será a pressão 
atmosférica ocasionando maior evaporação (influência discreta). 
 Regime de ventos: em ar parado, a diferença de pressão de vapor diminui 
rapidamente e o processo de evaporação fica limitado pelo vapor difundido na 
atmosfera proveniente da superfície das águas. 
 
 
 
2. Precipitação: a água chega à superfície terrestre, proveniente do vapor d’água na 
atmosfera, sob a forma de chuva, granizo, neve, orvalho, geada... 
 Índice pluviométrico: medida realizada em pluviômetros (mm). Lâmina d’água 
que se formaria no solo, em 1 m2, por uma chuva, caso não houvesse 
escoamento, infiltração ou evaporação. 
 Duração: período de tempo desde o início até o fim da precipitação (h ou min). 
 Intensidade: relação entre altura pluviométrica e duração (mm/h ou mm/min). 
P – ETP > 0  ETR = ETP Evapotranspiração real NUNCA será 
P – ETP < 0  ETR = P superior à potencial 
 Maior velocidade do vento, maior evaporação. 
 Menor velocidade do vento, menor evaporação. 
Formação das nuvens de chuva  Massa de ar húmido se eleva  Temperatura 
diminui, mais vapor se condensa  Gotas crescem, vencem as forças de 
sustentação e se precipitam. 
Do ponto de vista do hidrólogo a chuva tem três mecanismos fundamentais de 
formação: 
 Frontais ou ciclônicas: interação ente massas de ar quentes e frias. Grande 
duração, grandes áreas e intensidade média. Típicas das regiões Sul, 
Sudeste, Centro-Oeste e, por vezes, Nordeste. 
 
 Orográficas: ventos em barreiras montanhosas. Pequena intensidade, 
grande duração e pequenas áreas. Típicas ao longo da Serra do Mar. 
 
 Convectivas térmicas: brusca ascensão local de ar aquecido no solo. Áreas 
pequenas, grande intensidade e pequena duração. Ocorrem nas regiões 
Amazônica, Centro-Oeste, Sudeste (chuvas de verão) 
 
Precipitações médias em uma bacia hidrográfica: dentro de uma mesma bacia 
hidrográfica o nível de precipitação pode variar de uma estação para outra. Logo, 
para saber a precipitação média de tal bacia, pode-se fazer: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3. Escoamento superficial: também pode ser chamado de deflúvio. É o processo pelo qual 
a água de chuva precipitada na superfície da Terra influi por ação da gravidade, das 
partes mais altas para as mais baixas, nos leitos dos rios e riachos. A magnitude do 
escoamento superficial depende do volume de chuvas na região, permeabilidade da 
superfície do terreno, duração da chuva, tipo de vegetação, área da bacia de drenagem, 
distribuição espacial da precipitação, geometria dos canais dos rios e riachos, 
profundidade do nível das águas subterrâneas e declividade da superfície do solo. No 
início de uma chuva, maior parte da precipitação fica retida na folhagem da vegetação, 
constituindo o que se conhece como interceptação. Quando a interceptação e o 
armazenamento em depressões no terreno estão satisfeitas, e quando a intensidade da 
chuva é maior do que a capacidade de infiltração do solo, começa então o escoamento 
superficial difuso, com a formação de uma fina lâmina d’água, chamada detenção 
superficial. Quando o escoamento superficial difuso alcança os rios e/ou riachos, é 
chamado de escoamento superficial, ou seja, incorpora-se ao deflúvio. 
 
Existem 4 formas: 
 Precipitação direta sobre o curso d’água (P); 
 Escoamento superficial (ES); 
Bacia hidrográfica: é uma área topograficamente definida que é drenada por uma 
rede de rios e/ou riachos de tal modo que todo o deflúvio é escoada através de uma 
única saída. 
1. Média aritmética: soma das precipitações dos postos dentro da bacia e 
dividir pelo número total deles. 
2. Polígono de Thiessen: áreas de influência de cada posto pluviométrico. 
Apresenta bons resultados em terrenos levemente acidentados, com postos 
não tão distante. 
 1º Traçar uma linha que une dois postos pluviométricos próximo. 
 2º Traçar a linha que divide a linha anterior ao meio. 
 Região de influência dos postos 
3. Método das Isoietas: linhas de valores iguais de precipitação, dos postos 
pluviométricos na região, indicando a variabilidade espacial. Traçada as 
isoietas, a precipitação média será a soma das médias ponderadas entre as 
isoietas adjacentes. 
 
 Escoamento subsuperficial ou hipodérmico (ESS); 
 Escoamento subterrâneo ou básico (Esub). 
 
Os cursos d’água podem ser classificados de acordo com o período de tempo durante 
o qual o fluxo ocorre: 
 Perenes: há fluxo o ano todo (ou 90% do ano), em canal bem definido. 
 Intermitentes: só há fluxo durante a estação chuvosa (50% do período ou 
menos). 
 Efêmeros: só há fluxo durante as chuvas ou períodos chuvosos. Canais não são 
bem definidos. 
Determinação dos níveis de água: via estação/posto fluviométrica/o, onde estão 
instaladas réguas linimétricasna seção do curso d’água (ou linígrafo). 
Determinação da vazão: para pequenos córregos – calhas e vertedores; 
Para rios de médio e grande porte – conhecedor de área e 
velocidade. 
Hidrograma: gráfico da evolução da vazão ao longo do tempo de uma seção 
transversal específica em um ponto do rio, geralmente a jusante. 
 
 Tempo de concentração (tc): tempo necessário para que toda a bacia 
hidrográfica contribua para o ponto (seção) analisado. 
 A forma do hidrograma depende da forma da bacia obras de drenagem tornam 
o escoamento mais rápido. 
 
 
 
4. Infiltração + escoamento subterrâneo: capacidade de infiltração potencial fP como 
sendo a taxa máxima à qual cada solo pode absorver a precipitação numa certa 
condição. A taxa real de infiltração fi é sempre menor que a infiltração potencial (exceto 
quando a chuva ou infiltração fi é maior ou igual a fP) e diminui exponencialmente com 
o tempo, à medida que o solo se torna saturado em água e as partículas de argila se 
incham. 
A água infiltrada pode ser dividida em três partes. A primeira permanece na zona não 
ou zona de fluxo não saturado, isto é, zona onde os vazios do solo estão parcialmente 
preenchidos por ar e água, acima do freático. A segunda, determinada interfluxo 
(escoamento sub-superficial), pode continuar a fluir lateralmente, na zona não saturada 
a pequenas profundidades, quando existem níveis pouco permeáveis imediatamente 
abaixo da superfície do solo e, nessas condições, alcançar os leitos dos cursos d’água. A 
terceira parte, pode percolar até o nível freático, constituindo a recarga ou recursos 
renováveis dos aquíferos. 
 Recessão ou fluxo de base: A parcela da água que constitui a recarga circula na 
zona de saturação das águas subterrâneas e, eventualmente, pode alcançar os 
leitos dos rios formando, nesse caso, o fluxo de base dos mesmos. Portanto, 
quando um rio perene se encontra no período de estiagem, a sua descarga é 
chamada de fluxo de base e segue uma lei exponencial decrescente. Diz-se, 
neste caso, que o rio se encontra em recessão ou depleção e o seu escoamento 
é produzido pelo fluxo de água subterrânea. 
Fatores que afetam a infiltração: 
1. Permeabilidade do solo: presença de argila diminui a permeabilidade, 
diminuindo a infiltração. 
2. Cobertura vegetal: solo com vegetação é mais permeável. 
3. Inclinação do terreno: velocidade da água maior em declividades maiores, 
diminuindo tempo de infiltração. 
4. Tipo de chuva: chuvas intensas saturam rapidamente o solo. Chuvas menores e 
demoradas têm mais tempo para infiltrarem. 
5. Umidade do solo: mais úmido, menor infiltração. 
6. Temperatura: maior temperaratura, maior infiltração (maior viscosidade). 
7. Interceptação por vegetação ou urbanização: maior área, maior volume 
interceptado. Maior intensidade de chuva, menos interceptação. Maior 
tamanho da folha ou edificações, maior interceptação e capacidade de 
armazenamento. 
8. Compactação ou impermeabilização do solo: por pisoteio de animais (zona 
rural) ou pavimentação, concretagem (zona urbana). 
 Formas da hidródrafa: De modo geral, quando ocorre uma chuva numa bacia 
hidrográfica, a hidrógrafa do rio é perturbada e pode assumir várias formas, de 
acordo com a magnitude relativa da intensidade da chuva, da taxa de infiltração, 
do volume de água infiltrada, do déficit de umidade do solo, da duração da 
chuva e outras características da precipitação e da bacia. A capacidade de 
campo (F) é o teor de umidade que permanece em um solo após um longo 
período de drenagem gravitacional sem suprimento de água na superfície do 
terreno. O déficit de umidade do solo (Du(t)), em um determinado instante, é a 
diferença entre a capacidade de campo e o teor de umidade do solo naquele 
instante (θW(t)), ou seja, Du(t)=F-θW(t). Corresponde, portanto, ao volume de 
água necessário para elevar a umidade do solo até um teor acima do qual o 
excedente se infiltra. 
Caso 1: 
a) Intensidade da chuva i < taxa de infiltração fi  conclui-se que deve haver 
infiltração, mas não escoamento superficial direto, porque a intensidade da 
chuva é menor do que a taxa de infiltração. 
b) Volume de infiltração Vi < déficit de umidade do solo Du  implica que o 
volume infiltrado é consumido no solo, já que é inferior ao déficit de 
umidade do solo e, portanto, não vai existir interfluxo nem fluxo de água 
subterrânea. Ou seja, neste caso, o único acréscimo possível ao fluxo do rio 
somente pode resultar de precipitação no canal, produzindo ligeiro 
aumento da vazão. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Caso 2: 
a) Intensidade da chuva i < taxa de infiltração fi  conclui-se, como no caso 
anterior, que houve infiltração, mas não escoamento superficial direto. 
b) Volume de infiltração Vi > déficit de umidade do solo Du  verifica-se que 
o volume infiltrado superou o déficit de umidade do solo, e assim, após o 
teor de umidade ter atingido a capacidade de campo, a hidrógrada foi 
alterada por interfluxo, fluxo de água subterrânea e precipitação no canal. 
 
Caso 3: 
a) Intensidade da chuva i > taxa de infiltração fi 
b) Volume infiltrado Vi < déficit de umidade do solo Du 
 
Na imagem acima observa-se que ocorreram contribuições do escoamento 
superficial direto e das precipitações no canal porque a intensidade da chuva foi 
maior do que a taxa de infiltração. Todavia, como o volume infiltrado não foi 
suficiente para atender ao déficit de umidade do solo, pode-se dizer que 
nenhum fluxo subterrâneo adicional foi superposto ao existente. 
 
Caso 4: 
a) Intensidade da chuva i > taxa de infiltração fi 
b) Volume infiltrado Vi > déficit de umidade do solo Du 
Esta situação é a que costuma acontecer nos períodos muito chuvosos. Todas as 
componentes do deflúvio contribuem para a vazão do rio, ou seja, o fluxo do rio 
é resultado de contribuições provenientes das precipitações no canal, do 
escoamento superficial direto, do interfluxo e do fluxo de água subterrânea. 
 
5. Evapotranspiração 
 
 
 
 
 
 
 
Balanço hídrico 
 
O ciclo hidrológico (e suas fases) pode ser traduzido quantitativamente em uma relação 
matemática denominada equação hidrológica ou balanço hídrico. 
A equação do balanço hídrico obedece ao princípio da conservação da massa ou princípio da 
continuidade segundo o qual, em um sistema qualquer, a diferença entre as entradas e as saídas 
é igual à variação do armazenamento dentro do sistema. 
Equação geral do balanço hídrico: 
 
 
 
 
 
 
Propriedades das rochas, tipos de aquíferos e superfície freática 
Água subterrânea: A maior parte da água subterrânea ocorre nos poros entre os grãos. 
O ciclo hidrológico é uma “caixa fechada”: 
 800 mm/ano = precipitação média 
 480 mm/ ano = evapotranspiração média 
 320 mm/ano = escoamento para os oceanos 
 
ENTRADA: 
Precipitação 
Orvalho (importante em regiões áridas) 
Escoamento superficial (ou subsuperficial) 
Ascensão capilar (lençol freático superficial 
e em períodos muito secos) 
SAÍDA: 
Evapotranspiração 
Escoamento superficial (ou subsuperficial) 
Drenagem profunda 
ΔARM = P – ET – ESC 
Onde: 
ΔARM = variação de armazenamento 
P = precipitação total 
ESC = escoamento total 
ET = evapotranspiração 
Zona saturada: Área em que 100% dos poros estão preenchidos por água. 
Zona instaura: Parte em que não há água em todos os poros. 
 
A maior parte das rochas tem fraturas que podem conter água subterrânea. 
 
Rochas solúveis, como calcário, podem apresentar cavidades. 
 
Porosidade: 
Existem três tipos de porosidade: 
1. Porosidade primária: Intergranular. Geralmente está associadaa colúvios, arenitos e 
aluviões (areia bem selecionada). 
2. Porosidade secundária: Fraturas e falhas (pós-diagenético). Associada aos basaltos 
(fraturas de resfriamento), granitos e gnaisses (fraturas tectônicas). 
3. Porosidade terciária: Conduto cárstico. Ocorre quando o solo sobre o calcário, por 
exemplo, possui óxido de carbono, deixando a água ácida e permitindo, dessa forma, 
que haja solubilidade do calcário. Mas é necessário que haja descontinuidade de tal 
rocha. 
Cada tipo de porosidade gera um tipo de aquífero diferente. Mas pode acontecer de um mesmo 
tipo de rocha possuir mais de um tipo de porosidade. Nesse caso, há sempre um que prevalece 
e esse é o que irá dar nome ao tipo de aquífero. 
 
 Variações da porosidade primária: 
a) Quanto ao empacotamento: 
 
 
 
 
 
 
 
 
b) Quanto a esfericidade: Quanto mais regular, maior a capacidade de 
armazenar água. 
c) Quanto a seleção: Quanto mais bem selecionado, maior a quantidade de 
poros, logo maior armazenamento de água. 
d) Quanto a cimentação: Quando os grãos estão cimentados, a porosidade é 
menor. 
 Variações na porosidade secundária/terciária: 
a) Quanto a abertura: Fraturas/condutos mais abertos armazenam mais água. 
 
 
Mais poroso (relacionado a menores 
profundidades) 
b) Quanto a densidade: Quanto mais fraturas/condutos, maior 
armazenamento. 
 
c) Conectividade 
 
 
 Poros conectados: 
É o que determina a permeabilidade da rocha/material. 
 
 
 Porosidade total ou volumétrica (n): 
𝑛 = (
𝑉𝑣
𝑉𝑡
) × 100 = 𝑟𝑒𝑠𝑢𝑙𝑡𝑎𝑑𝑜 𝑒𝑚 𝑝𝑜𝑟𝑐𝑒𝑛𝑡𝑎𝑔𝑒𝑚 
Porosidade está relacionada a proporção de espaços vazios  quanto mais espaços vazios 
entre os grãos, maior a porosidade. 
Ex.: Partículas de argila não se encaixam bem  portanto possui alta porosidade. 
Grãos bem-arredondados, bem-selecionados, não se encaixam bem  alta 
porosidade. 
Grãos mal selecionados, angulosos, se encaixam bem  baixa porosidade. 
Cristais no granito se encaixam bem  baixa porosidade. 
 
 
Partículas de argila compactada, como em um folhelho  Baixa permeabilidade  poros 
pequenos. 
Cascalho fracamente cimentado  Alta permeabilidade. 
Granitos com muitas fraturas extensas  Alta permeabilidade. 
Rocha vulcânica porosa com poros separados  Baixa permeabilidade. 
Portanto, uma rocha porosa pode ser pouco permeável, se seus poros não forem 
conectados. 
 
 
 
 Porosidade específica (ne): 
Relação entre volume total de espaços vazios interconectados (drenado por gravidade, 
Vd) e o volume total (Vt) da rocha ou sedimento. 
 
 
 
 
𝑛𝑒 =
𝑉𝑑
𝑉𝑡
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Portanto, Vv = Volume dos 
espaços vazios e Vt = Volume total 
da amostra. 
Nesse tipo de porosidade, considera os poros 
conectados e os poros mortos (isolados), 
portanto não condiz com a quantidade de 
água que a rocha libera em um poço, por 
exemplo. 
A argila é mais porosa do que a área grosa, mas não mais permeável. 
Retenção específica (Sr): 
Volume de água que fica 
retida no arcabouço da 
rocha. (Sr= n – ne) 
Vazão específica (Sy): 
Razão entre o volume de água que uma 
rocha fornecerá, sob influência da 
gravidade, e o volume total da rocha 
ou sedimento. (sy= Vdrenado/Vt) 
 
 
 
 
 
O que é um aquífero? 
 
Formação geológica que armazena e transmite volumes significativos de água subterrânea 
passível de ser explorada e explotada. 
Um aquífero para ser considerado como bom, deve apresentar valores elevados tanto de 
porosidade total quanto de porosidade efetiva. 
Tipos de aquíferos: 
 Livre: topo limitado pela própria superfície livre da água, sobre pressão atmosférica. 
 O nível do aquífero livre é variável. Ele sofre mais as variações de tempo, por 
exemplo, em época de estiagem o nível de água desce. 
“É composto por água fresca. ” 
Quando o nível desce, o espaço da água é substituído por ar. 
Porosidade total (n) X específica (ne) 
 
PARÂMETRO IMPORTANTE PARA DETERMINAR VELOCIDADE DE ESCOAMENTO 
 
PORTANTO, O MELHOR AQUÍFERO É AQUELE MAIS PERMEÁVEL, OU DE 
MAIOR PERMEABILIDADE ESPECÍFICA. OU SEJA, ALTA POROSIDADE TOTAL 
(PERMOPOROSIDADE). 
 
 Confinado: topo do aquífero limitado por camada impermeável e sua pressão é maior 
que a pressão atmosférica. 
 Para um aquífero ser considerado confinado, é necessário que o nível d’água 
esteja acima do topo do aquífero. Mas devido a construção de poços e outros 
meios de retirada de água, um aquífero confinado pode tornar-se livre. 
 
 Um único aquífero pode possuir um trecho confinado e outro livre. 
 Semi-confinado: pode ter diferenças de pressão hidrostática entre a camada aquífera 
e as camadas adjacentes. 
 
 
 
 Suspenso: recoberto por unidades de 
baixa permeabilidade. 
 
 
 
 
 
 
 Artesiano: água sobe pelo poço devido o nível da água subterrânea estar, teoricamente, 
acima da topografia. 
 Aquiclude: apesar de saturadas, incapazes de transmitir volume significativo de água 
com velocidade suficiente para abastecer. 
 Aquifugo: não apresentam poros interconectados e não absorvem e nem transmitem 
água. 
 
 
 
 
 
 
 
Formação de nascentes: 
1) Podem formar devido diferença de permeabilidade das camadas: 
 
2) Em terrenos cársticos: 
 
 
 
 
Artesianismo: Nem todo poço é artesiano! 
Só os que captam água sob pressão, em 
condições de confinamento, onde o nível 
potenciométrico está acima da superfície. 
As nascentes irão localizar nas 
camadas permeáveis. 
3) Em aquíferos suspensos: 
 
 
Zonas saturadas, não-saturadas e franja capilar: 
 
 Franja capilar: Zona acima do lençol freático, também chamada de zona capilar, 
onde a água sobre efeito da capilaridade nos interstícios dos grãos do solo. É a 
zona onde ocorre a água capilar. O tamanho desta franja é inversamente 
proporcional à granulometria do solo: menor em solos com granulometria 
grande e maior em solos com granulometria menor. 
 
 
 
 
 
Superfície freática (ou nível freático ou nível d’água): 
 É o limite entre a zona saturada e a zona não saturada. Onde encontram as 
franjas capilares. 
 
 
 
 
 
 Classificação dos rios quanto a influência nos níveis d’água: 
1) Rio efluente: abaixo do nível d’água, ganha água do meio subterrâneo  é 
influenciado pelo aquífero. 
 
2) Rio influente: acima do nível d’água, perde água apara o meio subterrâneo  
influencia o aquífero. 
 
3) Rio independente: bem acima do nível d’água, sem conexão com o meio 
subterrâneo. 
 
 
 
 
 
 
Como descrever a superfície freática: 
1° 
Medir os níveis d’água dos poços. 
 
2° 
 
Fazer a triangulação. 
3° 
 
4° 
 
Traçar as superfícies potenciométricas. 
5° 
 
A direção do fluxo deve ser perpendicular as 
superfícies potenciométricas. 
6° 
 
 
Propriedades hidrodinâmicas do aquífero e Lei de Darcy 
 Condições de transmissão e armazenamento: 
 Coeficiente de armazenamento (S): 
É o volume de água que um aquífero libera por unidade de área superficial do 
aquífero ou por unidade de variação da carga hidráulica. 
Indica a relação entre as mudanças de quantidade de água armazenada no 
aquífero (Bear, 1972). Seus componentes podem ser: 
a) Drenagem da água pela gravidade; 
b) Compressibilidade da água; 
c) Compressão da matriz porosa; 
d) Compressão dos grãos da rocha (desprezível). 
𝑆 =
𝑉𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒 𝑑𝑒 á𝑔𝑢𝑎 𝑙𝑖𝑏𝑒𝑟𝑎𝑑𝑎
(á𝑟𝑒𝑎 𝑠𝑢𝑝𝑒𝑟𝑓𝑖𝑐𝑖𝑎𝑙) × (𝑑𝑖𝑓𝑒𝑟𝑒𝑛ç𝑎 𝑑𝑒𝑐𝑎𝑟𝑔𝑎)
 
 É uma medida adimensional. 
 Coeficiente de armazenamento específico (Ss): 
Volume de água que um volume unitário do aquífero libera do 
armazenamento pela redução unitária de sua carga. 
 
𝑆𝑠 = 𝜌𝑔(𝛼 + 𝜂𝛽) 
 
Onde: ρ = densidade do fluido 
 g= aceleração da gravidade 
 α= compressibilidade do meio geológico 
 β= compressibilidade da água 
 η= porosidade 
 
𝑆 = 𝑆𝑆 × 𝑏 
 
 
 
 Armazenamento específico para aquíferos livre (Sw): 
 
𝑆𝑤 = 𝑆𝑦 + 𝐻0 × 𝑆𝑠 
Onde: Sy= vazão específica (L³/L³) = 
𝑣𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒 𝑑𝑟𝑒𝑛𝑎𝑑𝑜
𝑣𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒 𝑡𝑜𝑡𝑎𝑙
 (adimensional) 
 H0= espessura saturada do aquífero livre (L) 
 SS= coeficiente de armazenamento específico (/L) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Unidade: L-1 
Argilas plásticas: ~0,01/metro 
Rochas cristalinas: ~0,0000001/metro 
Coeficiente de armazenamento 
Espessura saturada 
SW praticamente igual a SY, pois SY >> 𝐻0 × 𝑆𝑠 
Vazão específica (Sy) e armazenamento específico (Ss) 
 
 Condutividade hidráulica (K): 
Expressa a facilidade com que o fluido é transportado pelo meio. 
Depende das características desse meio (porosidade, granulometria, distribuição, 
forma e arranjo das partículas) e das propriedades do fluido (viscosidade e peso 
específico). 
Determinado por fórmulas, laboratório ou ensaios de campo. 
 
𝐾 =
𝑘𝛾
𝜇
 
Onde: K= permeabilidade intrínseca 
 γ= viscosidade dinâmica do fluido = ρg, onde ρ é gravidade e g aceleração da 
gravidade 
 μ= peso específico 
 
𝐾 =
𝑇
𝑏
 
 
Onde: T= transmissividade do aquífero (L²/T) 
 b= espessura do aquífero (L) 
 
 
 Homogeneidade e isotropia: 
a) Isotrópico: quando K é igual em todas as direções. 
b) Anisotrópico: quando K num ponto varia com a direção 
c) Homogêneo: quando K em uma dada direção é a mesma de ponto a ponto 
em toda distribuição espacial. 
d) Heterogêneo: quando K em uma dada direção não é a mesma de ponto a 
ponto em toda distribuição espacial. 
 
 
 
Unidade: L/T 
 Transmissividade (T): 
Vazão de água que escoa através de uma faixa lateral vertical de largura unitária e 
espessura da camada saturada, com gradiente hidráulico unitário. 
 
𝑇 = 𝐾 × 𝑏 
Onde: K= condutividade hidráulica do meio (L/T) 
 b= espessura da camada saturada (aquífero) (L) 
 
 Cálculo de fluxo e velocidade da água subterrânea: 
 Lei de Darcy: Henry Darcy, em 1856, demonstrou que a velocidade média de 
um fluido (fluxo) quando escoa em regime laminar dentro de um leito poroso 
é proporcional ao gradiente de pressão e inversamente proporcional à 
distância percorrida. 
 
 
 
Se 𝑞 =
𝑄
𝐴
 e 𝑞 = 𝐾
∆ℎ
𝐿
 então 
𝑄
𝐴
= 𝐾
∆ℎ
𝐿
 
 
Isolando ... 
 
𝑄 = 𝐾𝐴
∆ℎ
𝐿
 e, como 𝑖 = 
∆ℎ
𝐿
 , então 𝑄 = 𝐾𝐴𝑖 
 
Unidade: (L²/T) 
Validade da lei: Fluxo laminar (Re menor que 1), onde 𝑅𝑒 =
𝜌𝑉𝐷
𝜇
 
 Meio homogêneo e isotrópico saturado (mesmo solo e 
mesmas propriedades nas três direções: Kx=Ky=Kz=Ks=K) 
 
Poços de monitoramento, perfis e seções hidrogeológicas 
 
 Poços de monitoramento: 
São usados para avaliar a qualidade das águas subterrâneas em áreas com possíveis 
contaminações, por meio de análises de campo (olfativa, visual e tátil) e química 
laboratorial. 
Tem também a função de monitorar o nível do aquífero freático. Podem ser multiníveis, 
para monitorar diferentes estratos. 
 Partes de um poço de monitoramento: 
 
a) Tampa e cap: serve para proteger o poço contra contaminação, materiais 
externos e danificações na tubulação. 
b) Proteção sanitária: servem para proteger o poço contra contaminação no 
entorno do poço. 
c) Revestimento: 
c.1) Tubo liso: tubo de revestimento simples, sem aberturas. Tipos: aço inox, 
galvanizado, geomecânico (PVC). 
 Aço inox: 
Prós Contras 
Condições variadas de 
geoquímica e variações. 
Pode correr em condições 
geoquímicas (pH baixo, elevado 
Cl-, H2S, CO2). 
Resiste à esforços e grandes 
temperaturas 
Pode contribuir com metais na 
amostra. 
 Pesados com grandes 
profundidades. 
 
 
 PVC 
Prós Contras 
Condições variadas de 
geoquímica e contaminação. 
Pode degradar em condições 
geoquímicas (ex: solventes 
orgânicos). 
Resistente a esforços leves. Pode não aguentar 
temperaturas elevadas. 
 Pode falar quando submetido 
a pressões elevadas. 
c.2) Filtro: tudo de revestimento com aberturas para entrada de água (ou 
outro fluido). Tipos: Nold, Geomecânico (PVC), Ranhura contínua. 
Geralmente ranhuras de 0,5mm resolvem o problema. 
d) Pré-filtro: material bem selecionado (cascalho) introduzido entre a parede do 
poço e o filtro impedindo grãos da formação geológica adentrem o poço pelo 
filtro. 
e) Selagem: material que impede a migração vertical de água ou contaminante no 
espaço anelar. Tipos: cimento, ou betonita em pellets (“capsulas”), grânulos, em 
pó. 
f) Centralizador: utilizado para centralizar os tubos de revestimento em poços 
abertos no terreno livre ou com tubo de revestimento de maior diâmetro. 
g) Cap de fundo: utilizado para tampar o fundo do poço evitando a saída de água 
do poço. 
 Projeto e construção: 
Imprescindível conhecimento prévio da geologia e hidrogeologia local, as limitações 
impostas pelos contaminantes potenciais a serem investigados para elaboração de seu 
projeto executivo. 
 Obtenção de dados básicos locais: perfis de sondagem, mapas topográficos, 
geológicos e hidrogeológicos, perfis estratigráficos, perfis de poços de 
abastecimento, etc. 
 Modelo hidrogeológico conceitual: litologia local, tipos de aquíferos, nível 
d’água local, posição e profundidade dos estratos impermeáveis, direções e 
sentido do fluxo da água subterrânea, condicionantes de recarga local, etc. 
 Dimensionamento da perfuração, materiais e recursos: métodos de 
perfuração, tipos de amostradores, tipos de materiais de filtros e 
revestimentos, materiais para pré-filtro e isolamento, materiais para 
completação e acabamento, etc. 
 Tipos de poços: 
Quanto à penetração dos poços no aquífero: 
 Poço totalmente penetrante: zona filtrante por toda a extensão do aquífero. 
 Poços parcialmete penetrante: zona filtrante não penetra totalmente o 
aquífero. 
 
Poço totalmente penetrante, coluna filtrante acima do nível d’água, em aquífero livre. 
Poço totalmente penetrante com filtro não afogado, em aquífero confinado. 
 
 Poço incompleto: poço penetra totalmente o aquífero, mas não são colocados 
filtros em toda a extensão do aquífero (na prática, são colocados como 
parcialmente penetrantes). 
 
 
 
 
 Poço multinível: avaliar diferentes níveis do aquífero, ou aquíferos diferentes. 
Podem em poços com profundidades diferentes, ou um poço com vários níveis 
de filtros. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Dimensionamento da seção filtrante: 
É feito baseado no perfil estratigráfico da zona de interesse, contaminantes alvos e, 
principalmente, da variação sazonal do nível d’água. 
Seção filtrante entre 2 e 3 metros é adequado. Menor que 2 metros dificulta a limpeza 
(desenvolvimento do poço) e coleta de amostras, além de concentração do 
contaminante. Seção muito longa causa diluição do contaminante. 
Dimensionada com base na variação sazonal do nível d’água do site de estudo. Em 
período de seca, a seção deve estar 2 metros abaixo do NA. Assim, teoricamente, em 
nenhuma época do ano, o poço ficará seco. 
Poço parcialmente penetrante, colunafiltrante acima do nível d’água, em aquífero 
livre. 
Poço parcialmente penetrante, coluna filtrante afogada, em aquífero livre. 
Poço parcialmente penetrante com filtro afogado, em aquífero confinado. 
Poço parcialmente penetrante, filtro não afogado, em aquífero confinado. 
 
 
Em aquíferos isotrópicos, o efeito 
da penetração parcial deixa de ser 
considerado para distâncias de 1,5 
a 2,0 vezes a espessura do 
aquífero. 
Poço multinível, em aquífero livre, confinado ou multicamadas. 
Filtro no aquífero certo! 
Dependendo do contaminante, atitudes diferentes! 
 
 
 
 Tipos de perfuração e técnicas: 
 Trado manual ou mecânico: métodos mais simples e baratos, porém 
demorados e para menores profundidades. 
 Hollow Stem Auger (trato oco): permite que a sondagem fique revestida 
durante toda perfuração e, por não precisar de qualquer tipo de fluido de 
perfuração, evita mascarar evidências de contaminação ou interferir no 
processo de migração dos contaminantes. 
 Direct push: adequada para instalação de poços de pequeno diâmetro, 1 
polegada ou menor, tendência que em aumentando nos últimos anos, 
principalmente quando os poços são temporários. 
 Rotativo, rotopneumática ou percurssão a cabo: métodos aplicados quando 
a geologia ou hidrogeologia dificulta a utilização dos outros métodos. 
Rotopneumática Rotativa Percurssão a cabo 
- Rochas duras e sedimentos 
coesos; 
- Centenas de metros; 
- Diâmetros de até 12” 
(<305mm); 
- Velocidade de perfuração 
muito rápida; 
- Custo do equipamento 
muito alto. 
- Rochas duras e sedimentos 
diversos; 
- Milhares de metros; 
-Diâmetros de até 26” 
(<660mm); 
- Velocidade de perfuração 
rápida; 
- Custo do equipamento 
muito alto. 
- Rochas duras e sedimentos 
consolidados e friáveis; 
- Centenas de metros; 
- Diâmetros de 4” – 14” (100-
300mm); 
- Velocidade de perfuração 
lenta; 
- Custo do equipamento 
médio. 
 
 
 
 
 Coleta de amostras: 
Como a maioria dos métodos são destrutivos, a amostragem de solo/sedimentos deve 
ser feita concomitante à perfuração, sendo representativa ao meio geológico perfurado. 
Deve-se atentar para: 
 Densidade relativa 
 Cor 
 Textura 
 Mineralogia 
 Porosidade 
 Umidade relativa 
 Plasticidade 
 Granulometria 
 Estruturas ou estratificação 
 Permeabilidade relativa 
 Odor 
 Presença de líquidos 
 Profundidade de contatos geológicos ou mudanças texturais significativas 
 Presença ou não de contaminação. 
 
 Desenvolvimento do poço: 
Após a perfuração e instalação do poço é feita uma operação com finalidade de 
aumentar a condutividade hidráulica natural nas proximidades do poço. Tenta-se 
corrigir danos causados à formação pela perfuração (compactação, colmatagem, etc.). 
Essa correção deve ser feita logo após a instalação do poço, bombeando-o para retirada 
das lamas à base de betonita. O desenvolvimento de um poço prolonga-se até cessar a 
produção de areia/argila, sem um tempo limite para concluir. 
 
 Perfil e seção hidrogeológica: 
 Mapa de isóbatas: profundidades das primeiras ocorrências do aquífero. 
 Mapa de isópacas: linha de igual espessura do aquífero. 
 
Medição de nível de poços e mapas de superfície potenciométrica 
 Movimento das águas subterrâneas: 
 
 Carga hidráulica: Indica o nível de energia em que a água se encontra. 
 No aquífero livre o nível tende a ser o mesmo pois as superfícies estão sob 
ação da pressão atmosférica. 
 
 Já no aquífero confinado, no local de recarga a pressão é apenas atmosférica 
e na parte confinada tem também a carga das rochas. 
 
 ℎ = 𝑧 +
𝑃
𝛾
 
Onde: Z= carga de elevação (altitude ou cota do ponto) 
 P/γ= carga de pressão (metro da coluna d’água acima do ponto) 
 h= soma da carga de pressão e da carga de elevação 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Nos aquíferos livres, a água tende a ter um movimento da superfície de maior para 
a de menor potencial hidráulico. Mas nos aquíferos confinados o movimento das 
águas é diferente. 
A água se movimenta de uma carga 
hidráulica maior para uma menor, e não 
de um ponto mais alto para o mais baixo. 
Isso vale para todos os tipos de aquífero. 
Uma forma de aumentar a carga de 
elevação é devido a chuva torrencial que 
aumenta o NA da zona de recarga. 
P= pressão 
γ= peso específico 
Nem a pressão sozinha, nem a elevação sozinha controlam o processo. O movimento é 
controlado mesmo pela carga total. 
 
 
 
 
 Em locais onde há aquíferos superpostos, o nível potenciométrico é 
independente, nem sempre coincidindo com a posição do aquífero. 
 
 
O movimento da água depende, portanto, da elevação do nível, z, e da pressão, 
P/γ. 
 
𝐺𝑟𝑎𝑑𝑖𝑒𝑛𝑡𝑒 ℎ𝑖𝑑𝑟á𝑢𝑙𝑖𝑐𝑜: 𝑖 =
∆ℎ
𝐿
 
O gradiente hidráulico é a diferença de cargas hidráulicas dividido pela distância 
entre elas. Indica a inclinação da superfície d’água. Varia quando se liga poços, 
pois cria os cones de rebaixamento. Normalmente, em terrenos mais acidentados 
o gradiente hidráulico é maior do que em terrenos planos. 
 
Com vários poços é possível traçar isolinhas de cargas hidráulicas para representar 
a superfície potenciométrica e saber a direção do fluxo subterrâneo. Mas só vale 
em aquíferos horizontais com fluxo horizontal. 
 
Em termos práticos, em aquíferos livres, a carga na superfície freática (onde 
a pressão p é nula) corresponde ao próprio NA (h=z). 
Em aquíferos confinados, a carga do topo da camada é dada pela carga de 
pressão (P/γ), que corresponde à altura até onde o NA se elevará, acima do 
topo do aquífero. 
 
 
 Equipamentos para medições: 
 Medidor manual de nível d’água; 
 Medidor automático de nível d’água; 
 
 Mapa de superfície potenciométrica: 
 
 
 Redes de fluxo (flow net): 
Efeito de visualização e entendimento do escoamento subterrâneo traçando redes de 
fluxo para mostrar as direções e sentidos da velocidade (vetores). 
Primeiro, deve-se ter em mente as definições: 
 Linhas equipontenciais: Linhas imaginárias de valores iguais de carga hidráulica. 
O deslocamento dessas linhas sempre ocorre da linha equipotencial de maior 
valor para a de menor valor. Ortogonais às linhas de fluxo. 
 Linhas de fluxo: Linhas imaginárias do caminho percorrido por uma partícula no 
aquífero. Resultante de união de vetores de fluxo. Quando vamos traçar as 
linhas de fluxo, elas sempre serão perpendiculares as linhas equipotenciais. 
Portanto, quando vamos chegando próximos a camadas impermeáveis as linhas 
de fluxo serão perpendiculares à camada, uma vez que a água terá trajetória 
paralela à camada. 
 Tubos de fluxo: Volume/área compreendido (a) entre duas linhas de fluxo. 
 
 Meio homogêneo: Quando K em uma dada direção é a mesma de ponto a ponto 
em toda distribuição espacial. Caso contrário, é heterogêneo. 
 Meio anisotrópico: Quando K num ponto varia com a direção. Quando K é igual 
em todas as direções, é isotrópico. 
 
 Três tipos de condições de contorno para construção de uma rede de fluxo 
homogêneo, isotrópico e completamente saturado. 
a) Tipo 1 (Neuman): limite de contorno impermeável. Não existe 
fluxo através da seção transversal do limite. Linhas de fluxo são 
paralelas ao limite e as linhas equipotenciais perpendiculares às 
linhas de fluxo. 
 
b) Tipo 2 (Dirichlet): limite com carga hidráulica (h) conhecida 
(permeável). As linhas de fluxo têm um ângulo reto com relação ao 
limite permeável. 
 
c) Tipo 3 (Cauchy, Robin, Mista): limite de contorno onde o gradiente 
hidráulico (i) é função da carga hidráulica (h). Combinação dos tiposanteriores. Exemplo: curso de água superficial. 
 
 Refração de linhas de fluxo: ocorre devido a heterogeneidade das 
formações geológicas, devido as diferenças da condutividade hidráulica. 
𝑲𝟏
𝑲𝟐
=
𝐭𝐚𝐧 𝜽𝟏
𝐭𝐚𝐧 𝜽𝟐
 
 
 
 
 Áreas de curso d’água: linhas de fluxo ascendente em direção ao rio. 
 
 Área de descarga: linhas de fluxo descendente em direção ao aquífero. 
 
 Áreas de recarga e descarga: direções de fluxo de acordo com as cargas 
hidráulicas. 
 
 
 Efeitos da topografia: direções de fluxo seguem as inclinações do terreno. 
 
 
 
 
 Efeito de bombeamento: fluxo de água subterrânea converge para o poço. 
 Anisotropia: alteração da direção do fluxo em aquíferos. A direção do fluxo 
de água subterrânea é diferente da direção do gradiente hidráulico. 
 Heterogeneidade: variação da superfície potenciométrica devido à 
heterogeneidade da condutividade hidráulica do aquífero. 
 Fluxo regional: segundo Tóth (1962), existe uma diferença entre sistemas 
locais, intermediários e regionais de escoamento subterrâneo. 
O fluxo local possui águas mais novas, geralmente representam drenagens 
secundárias. O intermediário são águas de anos a centenas de anos, sua 
área de descarga é mais distante da área de recarga, caracteriza drenagem 
principal. O fluxo regional possui águas milenares e pode apresentar 
descarga em drenagens maiores ou ir para o mar. 
 
 
As linhas de fluxo saem do rio influente e entram no rio efluente.