Agua_subterranea_2

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE FEIRA DE SANTANA 
DEPARTAMENTO DE TECNOLOGIA 
GEOGRAFIA DAS ÁGUAS CONTINENTAIS 
PROFª ROSÂNGELA LEAL 
 SANDRA MEDEIROS SANTO 
ALUNO (A)____________________________________________________________ 
 
Água Subterrânea 
A zona subsuperficial saturada ou zona freática representa a fonte de água fresca mais importante no 
mundo: 21% do total da água doce do planeta ou 97% da água doce não-congelada (Dunne e Leopold, 1978). 
Cleary (1989) cita alguns autores que estimaram o volume de água subterrânea no planeta, destacando: Bower 
(1978), que propõe que o reservatório de água subterrânea no planeta atinja 8,4.106km3, sendo metade abaixo 
de 800m de profundidade; Freeze e Cherry (1979) que estimam em 60,0.106km3; e Heath (1983), que estima 
em 4,0.106km3. A discrepância entre os dados revela a dificuldade de mensuração do volume de água 
armazenada em subsuperfície. Para referenciar a situação no Brasil, Cleary (1989) cita Rebouças (1988), que 
estimou um volume armazenado de 111.661km3, ou seja, 0,11 .106km3. Este último autor ressalta que este 
volume é pouco utilizado devido às condições climáticas e geológicas que favorecem uma grande ocorrência 
de água superficial, especialmente na Região Sudeste, onde estão as grandes concentrações populacionais. 
Estimativas do DNAEE, feitas em 1984, indicaram que 1990 seria um ano de consumo baixo: 10km3/ ano 
para uso doméstico e público; 8km3/ ano para as indústrias, e 16km3 para a agricultura, o que representaria 
apenas 0,6% do potencial da água superficial (dos rios). 
 
Definições e Conceitos Importantes 
Como foi visto, a água subterrânea ou subsuperficial tem sua origem na superfície e está intimamente 
relacionada com a água superficial (Cleary, 1989). O nível situado na porção extrema superior da zona 
subterrânea saturada é chamado de lençol d'água. Abaixo deste nível a água é mantida nos poros 
intergranulares dos solos ou das rochas. Logo acima deste nível, está a franja capilar, que resulta da ação da 
força capilar, na zona de aeração imediatamente sobrejacente à zona saturada. A franja pode elevar-se apenas 
poucos centímetros em solos cascalhentos ou atingir vários metros em solos mais argilosos. Na zona não-
saturada, as forças capilares permitem a retenção de água na interface ar-água sob pressões atmosféricas 
negativas, de modo que a água não consegue fluir, como na zona saturada, onde está sob pressão atmosférica. 
A zona saturada recebe uma recarga de água por meio da zona não-saturada, que pode aumentar o 
volume de água estocada, elevando o nível do lençol freático. A elevação do lençol implica nível mais 
íngreme, aumentando a velocidade do fluxo. A velocidade do fluxo d' água subterrâneo é muito lenta em 
comparação com a velocidade dos fluxos superficiais: Cleary (1989) comenta que um fluxo subterrâneo 
rápido é da ordem de lm/dia, enquanto num rio de alta velocidade o valor fica em torno de 1m/s. Quando e 
onde o lençol d'água intersectar a superfície, a água drenará para fora do sistema subterrâneo (processo de 
exfiltração, conforme é sugerido por Dunne, 1990), numa certa descarga, em direção aos pântanos, lagos, 
canais, etc. 
Geralmente, os divisores de uma bacia hidrográfica subterrânea são assumidos como correspondentes, 
num certo nível de aproximação, aos divisores das bacias hidrográficas superficiais. Porém, esta não é uma 
regra geral; os contornos de uma unidade subterrânea não necessariamente coincidem com os divisores 
traçados de acordo com a topografia atual, em função de controles lito-estruturais do substrato geológico e 
também de possíveis ocorrências de inversões de relevo no decorrer da evolução geomorfológica, como 
mostram os trabalhos de Meis e Moura (1984) e Coelho Netto e Fernandes (1990). 
Chama-se de aqüífero uma unidade geológica de armazenar e transmitir água em quantidade 
significativa e sob gradiente hidráulico natural, o que implica a ocorrência de materiais com porosidade 
interconectada e boa permeabilidade. Um aqüífero abrange áreas extensas, de modo a permitir o acúmulo de 
um volume de água superior ao que é drenado anualmente para fora. Unidades geológicas que podem 
armazenar água, mas que não permitem a sua movimentação, a não ser em velocidades negligenciáveis, 
chamam-se aquitardes (Figura 1). 
 
 
 
Quando a água subterrânea está em contato direto com a atmosfera por meio de poros abertos do 
aqüífero, diz-se que ele é um aqüífero não-confinado ou livre, ou freático, e seu limite superior é o lençol 
d'água. Se o aqüífero é limitado na sua porção superior por um aquitarde, então ele é chamado de aqüífero 
confinado e não possui superfície de água livre ou freática: está saturado em toda sua espessura; a recarga é 
feita por meio dos aquitardes ou, então, por meio de afloramentos da camada confinada na superfície do 
terreno (Figura 1). Os aqüíferos confinados sob pressões muito elevadas podem descarregar água 
naturalmente por meio de fraturamentos que ultrapassem o aqüífero, o aquitarde e as camadas superiores ou 
por meio de poços; estes aqüíferos são chamados de artesianos. Outras zonas de saturação temporária podem 
desenvolver-se acima de aquitardes de menor extensão espacial ou locais, sendo chamados de lençóis d'água 
temporários. Estes lençóis temporários estão suspensos em relação ao lençol d'água regional principal e, 
geral- mente, se formam durante alguns eventos de chuvas e na estação chuvosa. 
Como foi mencionado, as zonas saturadas estão sob poro-pressão positiva, que pode atingir valores 
acima da pressão atmosférica. A superfície que representa o nível de pressão do aqüífero é chamada de carga 
ou superfície piezométrica. Em aqüíferos confinados, sob altos potenciais de pressão, é comum o termo 
superfície potenciométrica. A pressão d'água num deter- minado ponto do aqüífero ou pressão piezométrica é 
medida por meio da inserção de tubos fechados com ponta porosa na extremidade inferior, chamados de 
piezômetros, os quais medem a altura da água em metros. A mensuração feita com tubos abertos na 
extremidade inferior são chamados de poços e fornecem simplesmente a altura do lençol freático (Figura 1). 
A instalação de piezômetros em diferentes pontos e profundidades do aqüífero permite mapear as 
variações de carga piezométrica, a partir das quais podem ser traçadas linhas de igual carga ou potencial 
piezométrico, denominadas linhas equipotenciais. Entre pontos de alta e baixa carga piezométrica, ocorrem os 
fluxos d'água subterrâneos, formando ângulos retos com as linhas equipotenciais. As linhas de fluxos, 
portanto, representam a trajetória da água, e as linhas equipotenciais representam estados de igual energia 
potencial. Existe uma infinidade de linhas de fluxos entre dois pontos com cargas diferentes; contudo, numa 
representação gráfica da rede de fluxos, selecionam-se apenas algumas, de acordo com o interesse. 
 
Movimento da Água Subterrânea 
Se por um lado a variação de carga de pressão movimenta a água no solo, por outro esse movimento é 
dificultado pela viscosidade do fluxo, a qual é função da temperatura. A Lei de Darcy expressa a velocidade 
macroscópica do fluxo d'água (q) no meio poroso (isto é, velocidade média), assumindo que o solo é uniforme 
e todas as variáveis representam funções contínuas no espaço e no tempo. Em seus experimentos, Darcy 
tomou um cilindro com uma seção transversal (A) e colocou areia; preencheu os poros com água até saturar 
para que o fluxo de entrada (Q) fosse igual ao fluxo na saída (Q') do cilindro, o qual foi disposto com uma 
certa inclinação sobre um datum arbitrário (Z = O) (Figura 2). Ao desenvolver seus experimentos, formulou a 
seguinte expressão: 
 
1/−−−= hKq , onde 
 
K = coeficiente de permeabilidade oucondutividade (o sinal negativo expressa que o fluxo ocorre das áreas 
de alta carga de pressão para as áreas de baixas cargas); 
-h = carga hidráulica ( ∆h = h2 –h1); 
-h/ -1 = gradiente hidráulico. 
 
A seguir, Darcy considerou que h= Ψ = Z, onde Ψ = carga de pressão (força capilar) e Z = elevação da 
carga, e transformou sua formulação física em equação diferencial: 
 
dXKdhq /−= , onde X = uma direção arbitrária 
dX
ZdKq )( +Ψ−= 
No caso de infiltração vertical, considera-se que: 
( )
dZ
ZKq +−= ψ 
 
 
Finalmente, levando-se em conta que a coordenada Z muda em direção à profundidade, então: 
 
( )
( )
dZ
dKq 1+= ψϑ 
 
onde (θ) indica um certo teor de umidade. 
Muitos autores usam o termo condutividade hidráulica como sinônimo de permeabilidade. 
Dimensionalmente, ambos expressam a relação distância/tempo (D/T). Porém, há autores que consideram a 
permeabilidade uma propriedade dos materiais do solo, enquanto a condutividade hidráulica é uma 
propriedade da unidade geológica como um todo. O coeficiente de permeabilidade ou condutividade 
hidráulica (K) indica a capacidade de o solo transmitir água sob determinada temperatura ou viscosidade 
(expresso em m/dia e, geralmente, para temperaturas de 15,6°C). Este coeficiente pode ser obtido em 
laboratório (Ks), com solos saturados e temperatura de 15,6°C, ou em campo (Kc), com solos à temperatura de 
campo. Dunne e Leopold (1978) apontam uma forma de corrigir essa distorção por meio da equação: 
 
sc
cs
uK
ondeuK
=
= ,
 
 
uc e us representam a viscosidade dinâmica da água na temperatura de campo e a 15,6°C, 
respectivamente. 
A porosidade é outra variável importante no controle da permeabilidade, e, assim, solos arenosos são 
mais permeáveis do que solos argilosos por apresentar alta porosidade. Embora os solos argilosos tenham 
maior número de poros do que os solos mais grosseiros, os seus espaços individuais são muito menores, 
acentuando a força capilar que é inibidora dos fluxos gravitacionais livres. Vale lembrar que a força capilar 
diminui com o aumento da umidade no solo, sendo neutralizada quando o solo atinge a saturação, e, por isso, 
a permeabilidade saturada (Ks) representa a melhor condição de transmissão de água no solo. 
O fluxo d'água subterrâneo no meio poroso é laminar; porém, pode apresentar-se turbulento no interior 
de dutos ou canais subterrâneos, particularmente quando a matriz do solo circundante estiver saturada ou 
próxima da saturação. Alguns autores referem-se a estes fluxos concentrados como fluxos em dutos (pipe 
flow). Estes dutos podem ser iniciados em zonas de descontinuidades litológicas ou podem estar associados à 
atividade biológica como já mencionamos: pela ação da fauna escavadora e por raízes mor- tas. Nesses dutos 
prevalecem os fluxos gravitacionais livres, por representar espaços mais abertos no meio poroso sem a 
interferência das forças capilares. 
 
 
COELHO NETTO, A.L. Hidrologia de encosta na interface com a Geomorfologia. In. 
GUERRA, A.J.T.; CUNHA, S.B.(Organizadores) Geomorfologia: uma atualização de 
bases e conceitos. Rio de Janeiro: Bertrand do Brasil, 1994