Hidrologia - Aula 3

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3ª. Aula 
http://mtc-m15.sid.inpe.br/col/cptec.inpe.br/walmeida/2003/08.21.10.48/doc/publicacao.pdf 
http://www.ufrrj.br/institutos/it/deng/leonardo/downloads/APOSTILA/HIDRO-Cap7-ES.pdf 
http://www.uefs.br/dtec/Agua_subterranea_2.pdf 
http://www.planetseed.com/pt-br/laboratory/fluxo-de-agua-subterranea 
 
ARMAZENAMENTO NO SOLO: 
O solo é o armazenador e fornecedor de água e nutrientes às plantas. Por 
fenômenos de adsorção e capilaridade, ele retém, entre uma chuva e outra, 
a umidade que as plantas necessitam. 
Dependendo do conteúdo de água no solo, as plantas terão maior ou menor 
facilidade em extrair água e, portanto, de atender às suas necessidades. À 
medida que o solo seca, torna-se mais difícil às plantas absorver água. Isso 
porque vai aumentando a força de retenção, enquanto diminui a 
disponibilidade hídrica no solo. Por isso, nem toda água que o solo 
consegue armazenar está disponível às plantas. 
Tradicionalmente, a capacidade de campo (CC) e o ponto de murcha 
permanente (PMP) são considerados como os limites máximo e mínimo, 
respectivamente, de água disponível. A partir desses limites, pode-se 
determinar a capacidade de armazenamento de água disponível no solo, 
considerando a profundidade do sistema radicular (Bergamaschi et al., 
1992). 
Ao longo de várias décadas, o estado hídrico do solo foi expresso e medido 
à base de quantidade de umidade (gravimétrica ou volumétrica). 
Entretanto, como as características de retenção de água no solo variam 
muito, principalmente em função da textura, do conteúdo de matéria 
orgânica e do estado de agregação, houve a necessidade de expressar a 
umidade em termos de energia. Até pouco tempo, foi muito utilizado o 
conceito de tensão ou sucção de água no solo. Atualmente, utiliza-se cada 
vez mais a ideia de potencial de água no solo, que tem um significado 
físico mais consistente e que está relacionado ao estado energético da água 
na planta e na atmosfera. 
O potencial de água no solo exprime o estado energético da água no solo e 
resulta de dois componentes principais: o potencial matricial, resultante 
da adsorção e da capilaridade na matriz do solo, e o potencial 
gravitacional, resultante da ação do campo gravitacional da Terra 
(Gonçalves, 1994). Em solos com alta concentração salina, ou em locais de 
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acúmulo de adubos minerais, o potencial osmótico também pode ser 
importante e somar-se aos anteriores, resultando em potencial total mais 
negativo. 
Em geral, o potencial gravitacional se evidencia quando a água está livre no 
solo, provocando a sua descida por drenagem (percolação). O potencial 
matricial se acentua à medida que o solo vai secando, tornando-se mais 
negativo, indicando que a água vai sendo retida com maior energia pela 
matriz do solo (Bergamaschi et al., 1992). 
Com estes conceitos, pode-se ter outra ideia dos limites de disponibilidade 
hídrica do solo. Ele estará em capacidade de campo quando o potencial 
matricial (devido à retenção da matriz) equilibra o potencial gerado pelo 
campo gravitacional. 
Arbitrariamente, geralmente assume-se que a capacidade de campo ocorre 
quando o potencial matricial é de –33 kPa, e que o ponto de murcha 
permanente corresponde a um potencial matricial de –1500 kPa. 
(**kPa – quilo Pascal --- pressão). 
 
Cálculo do Balanço Hídrico: 
O método mais utilizado para estimar a disponibilidade de água no solo é o 
balanço hídrico. Ele estabelece que, em um dado volume de solo, a 
diferença entre a quantidade de água adicionada e a quantidade de água 
extraída durante, um certo período de tempo, é igual à variação do 
conteúdo de água naquele volume nesse período (Costa, 1994). 
Matematicamente, o balanço hídrico exige que a equação de continuidade 
de massa seja aplicada a um certo volume de solo. O volume ou a 
profundidade de solo para o qual calcula-se o balanço hídrico é 
determinado arbitrariamente. Do ponto de vista da agricultura, é mais 
apropriado considerar o balanço hídrico da zona radicular. Segundo 
Hillel (1980), o balanço hídrico da zona radicular é expresso (em mm) por: 
∆ S + ∆ V = (PRE + I + U) - (R + D + E + T) em que: 
∆S é a variação da umidade armazenada no solo na zona radicular, ∆V o 
aumento de água incorporado às plantas, PRE a precipitação, I a irrigação, 
U a ascensão capilar na zona radicular, R o escoamento, D a drenagem, E a 
evaporação direta da superfície do solo e T a transpiração pelas plantas. 
Todas essas quantidades são expressas em termos de volume de água 
por unidade de área durante o período considerado. 
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A variação temporal do armazenamento de umidade do solo pode ser 
escrita como: ∆ s + ∆ v = (pre + i + u) - (r + d + e + t) 
Nesta Equação as letras minúsculas representam a variação temporal das 
correspondentes quantidades integradas. Os vários componentes de entrada 
do balanço hídrico de uma zona radicular hipotética estão ilustrados na 
abaixo. Nesta representação considera-se somente o movimento vertical de 
água dentro do volume de solo analisado, ou seja, o que entra neste sistema 
é apenas a água devido à precipitação, enquanto o que sai é devido à 
evapotranspiração real e à água que percola abaixo do alcance do sistema 
radicular da cultura. 
 
 
 
Fig. - Diagrama Esquemático do Balanço Hídrico. 
 FONTE: Hillel, 1980. 
Assim, para um balanço hídrico ideal, levando-se em conta o fluxo 
unidimensional vertical, deve-se utilizar um modelo hidrológico capaz de 
representar todos os processos físicos, descritos na Equação acima, em um 
ponto ou em uma pequena área representativa, onde os parâmetros possam 
ser mensuráveis. Os modelos de movimento vertical da água no solo, que 
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consideram formulação conceitual, permitem simular cada um desses 
processos levando em conta a física envolvida. 
 
No entanto, a utilização prática desses tipos de modelos é restrita, devido: 
- à necessidade de conhecer os parâmetros, que regem o movimento da 
água no solo, de medição difícil e onerosa e que, por isso, não estão 
disponíveis em uma escala regional; 
- à alta variabilidade espacial inerente a esses parâmetros (da ordem de 
metros), o que obriga à utilização de modelos conceituais em uma escala de 
resolução compatível, limitando a utilização desses modelos na meso e 
macro escala; 
- ao alto grau de incerteza nos resultados gerados por modelos conceituais 
detalhados em escalas regionais, devido às incertezas na estimativa dos 
parâmetros que regem os fluxos do meio poroso (e que alimentam os 
modelos conceituais) com alto nível de detalhamento. 
Assim sendo, têm-se proposto simplificações no balanço hídrico, os quais 
são aceitáveis e convenientes para o estudo de armazenamento de água no 
solo em escalas regionais. 
A Equação de continuidade, de natureza linear, permite escalonamentos em 
qualquer resolução desejada. A alta não linearidade inerente ao fluxo de 
água no solo tende a ser compensado com o aumento do tamanho da grade. 
Simplificações como a do balanço hídrico, baseadas na continuidade, 
produzem resultados suficientemente precisos para muitas aplicações 
práticas. 
Desse modo, para calcular o balanço hídrico em todo território brasileiro 
utilizou-se uma expressão simplificada do balanço hídrico, escrita como: 
At+1 = At + PREt – ETRt 
onde A o armazenamento de água no solo disponível para as plantas (mm), 
PRE a precipitação (mm), t o tempo, e ETR a evapotranspiração real da 
vegetação (mm). 
 
Escoamento Superficial: 
O escoamento superficial tem origem, fundamentalmente, nas 
precipitações. Ao chegar ao solo, parte da água se infiltra, parte é retirada 
pelas depressões do terreno e parte se escoa pela superfície. 
Inicialmente a água se infiltra; tão logo a intensidade da chuva exceda a 
capacidade de infiltração do terreno, a água é coletada pelas pequenas 
depressões. Quando o nível à montante se elevae superpõe o obstáculo (ou 
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o destrói), o fluxo se inicia, seguindo as linhas de maior declive, formando 
sucessivamente as enxurradas, córregos, ribeirões, rios e reservatórios de 
acumulação. 
É, possivelmente, das fases básicas do ciclo hidrológico, a de maior 
importância para o engenheiro, pois a maioria dos estudos hidrológicos está 
ligada ao aproveitamento da água superficial e à proteção contra os 
efeitos causados pelo seu deslocamento. 
 
 
 
Fig. – Escoamento superficial (Fonte: GRAY, 1973) 
 
Componentes do Escoamento 
A água, uma vez precipitada sobre o solo, pode seguir três caminhos 
básicos para atingir o curso d’água: o escoamento superficial, o 
escoamento sub-superficial (hipodérmico) e o escoamento subterrâneo, 
sendo as duas últimas modalidades sob velocidades mais baixas. Observa-
se que o deflúvio direto (coeficiente de escoamento superficial, ou 
coeficiente runoff ou coeficiente de deflúvio, é definido como a razão entre 
o volume de água escoado superficialmente e o volume de água 
precipitado. Este coeficiente pode ser relativo a uma chuva isolada ou 
relativo a um intervalo de tempo onde várias chuvas ocorreram. 
C = volume total precipitado / volume total escoado, abrange o escoamento 
superficial e grande parte do subsuperficial, visto que este último atinge o 
curso d’água tão rapidamente que, comumente, é difícil distinguí-lo do 
verdadeiro escoamento superficial). 
O escoamento de base, constituído basicamente do escoamento 
subterrâneo, é o responsável pela alimentação do curso d’água durante o 
período de estiagem. 
 
 
 
 
 
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Fluxo Subterrâneo 
Quando chove ou neva sobre a superfície da Terra, várias coisas podem 
acontecer com a água. Parte dela evapora e volta à atmosfera. Parte flui 
pela superfície, com a força da gravidade, e é armazenada em córregos e 
rios, que esvaziam sua água nos oceanos. 
Mas parte da água da chuva ou da neve é absorvida pelo solo, em vez de 
evaporar ou escoar. Uma vez no solo, parte da água pode ser absorvida 
pelas raízes de plantas em áreas com vegetação. O resto da água continua 
se movendo para baixo, com a gravidade. Essa água flui para os espaços 
abertos, ou poros, no solo e em rochas subterrâneas, e se transforma em 
água subterrânea. 
Para termos acesso à água subterrânea, poços são perfurados em rochas que 
armazenam água, e essa água é bombeada para fora. Assim como outras 
fontes de água doce, a água subterrânea é usada em residências e para fins 
comerciais, industriais e agrícolas. Essa é uma fonte de água especialmente 
importante em áreas rurais, onde ela é usada para beber e outros fins 
domésticos. À medida que a população humana continua crescendo, o uso 
de água subterrânea aumenta, bem como sua importância como um recurso 
de água doce. 
 
 
 
 
Imagem gentilmente cedida peloServiço Geológico Norte-Americano 
 
Drenagem Urbana 
Hidrologia aplicada à Drenagem Urbana