APOSTILHA_Geologia_aplicada_3_

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ÁGUAS SUPERFÍCIAIS
E SUBTERRÂNEAS
I - Pequeno Histórico das Ciências da Água
A hidrologia é uma ciência muito antiga e nasceu com a irrigação nos vales do rio Nilo e do rio Amarelo. A irrigação deve sua origem à geometria, à matemática e à hidrologia.
 
A história da hidrologia compreende :
1) Período de Especulação - Até ao ano 1400
Todos os conhecimentos fluviais são encarados como forma divina e disso se aproveitam os sacerdotes egípcios.
2) Período de Observação - 1400 a 1600
Em pleno renascimento começa a definir-se uma tendência para explicar racionalmente, os fenómenos naturais.
3) Período de Medição - 1600 a 1700
Já se medem as chuvas, a evaporação e os caudais do rio Sena, no reinado de Luís XIV.
Com o aparecimento do relógio aparece a noção de caudal.
4) Período de Experimentação - 1700 a 1800
Aparecem os grandes técnicos de hidráulica: Bernoulli, D'Alembert, Chézy. Em 1760 é
criada em França a primeira escola de engenharia: École des Ponts et Chaussées.
5) Período de Modernização - 1800 a 1900
Afirmação da hidrologia
6) Período de Empirismo - 1900 a 1930
Fase unicamente descritiva onde se pretende reduzir os fenómenos hidrológicos a meras fórmulas.
7) Período de Racionalização - 1930 a 1950
Aparecimento do primeiro computador (ENIAC em 1945).
Período Teórico - depois de 1950
II - Ciclo Hidrológico
O ciclo tem início com a evaporação da água dos oceanos. O vapor resultante é transportado em massa de ar que, sob certas condições de pressão e temperatura, condensa formando nuvens que dão origem às chuvas. A água das chuvas tem vários destinos:
a) uma parte evapora-se antes de atingir o chão.
b) uma parte infiltra-se dando origem aos lençóis freáticos.
c) uma parte escoa dando origem aos rios e córregos.
d) uma parte pode transformar-se em gelo que posteriormente irá derreter.
e) uma parte fica retida em depressões e nas copas das árvores e nos troncos.
Entretanto quantidades grandes de água superficial retornam à atmosfera por evaporação. também uma parte, retida pelas plantas, é novamente devolvida à atmosfera por evapotranspiração.
Balanço hídrico de determinado sistema hídrico, a diferença entre as entradas d´água e as saídas é igual à variação do armazenado. Para uma dada região pode sintetizar-se o ciclo hidrológico total assim:
P - (R + G + E + T) ) = ∆s
sendo:
P - precipitação que atinge o solo
R - escoamento superficial
G - escoamento subterrâneo
E - evaporação
T - transpiração das plantas
∆s - variação no armazenamento nas várias formas de retenção
III - Bacia Hidrográfica
	As bacias hidrográficas são unidades onde o ciclo hidrológico pode ser estudado nos
seus diferentes aspectos. A bacia hidrográfica é uma área definida topograficamente, drenada por um curso de água tal que todo o caudal afluente é descarregado através de uma simples saída.
	A bacia hidrográfica é sempre referida a uma determinada seção do rio. Quando se define genericamente, a seção do rio diz respeito à foz. A bacia é definida, em seu perímetro, por um divisor que separa as águas encaminhando-as para os diversos rios. O divisor segue por uma linha rígida em torno da bacia, atravessando o curso de água somente no ponto de saída ou secção final. O divisor une os pontos de máxima cota entre bacias mas podem existir, no seu interior picos isolados com cota superior assim como depressões com cota inferior.
Representações gráficas em mapa planimétrico e MDT de uma bacia hidrográfica.
	Podem existir dois divisores, um topográfico e outro geológico ou freático. Este é, em geral, determinado pela estrutura geológica dos terrenos sendo muitas vezes influenciado pela topografia.
	Resumindo, segundo Garcez, bacia hidráulica é um conjunto de área com declividade no sentido de determinada secção transversal de um curso de água, medidas as áreas em
projeção horizontal. 
Tipos de Drenagem 
	 A água, captada por uma bacia hidrográfica e que se escoa para o rio, pode ter o
seguinte destino: 
a) ter o mar ou um rio grande como desaguadouro e neste caso denomina-se drenagem exorreica. 
b) A água perde-se em lagos ou depressões interiores, é a drenagem endorreica. 
c) A água some através de sumidouros, cavernas ou fendas, é a drenagem criptorreica. Em terrenos calcários (solos cársticos), é vulgar aparecerem sumidouros no rio e este apresentar fracos coeficientes de escoamento (run - off). Este tipo de perda de água não deve ser confundido com infiltração. Os sumidouros denominam-se dolinas.
Classificação dos Cursos de Água
De acordo com a constância do caudal os cursos de água classificam-se em:
a) Perenes: a existência de um lençol subterrâneo mantém um caudal contínuo e o nível da água nunca desce abaixo do respectivo leito.
b) Intermitentes: só apresentam caudal durante a ocorrência de chuvas porque o lençol subterrâneo de água mantém-se acima do leito fluvial o que não ocorre na época da estiagem.
c) Efêmeros: A superfície freática encontra-se sempre a um nível inferior ao leito fluvial, só transportam escoamento superficial não havendo possibilidade de escoamento do fluxo subterrâneo. Os rios efêmeros são normalmente muito pequenos.
Bacias Grandes e Bacias Pequenas
	Há uma notável diferença entre pequena e grande bacia hidrográfica que não depende unicamente do seu tamanho. As vazões de uma pequena bacia de drenagem são parcialmente influenciadas pelas condições físicas do solo e sua ocupação, do clima e coberto vegetal. O estudo hidrológico é feito sobre a própria bacia.
	Numa grande bacia o efeito de armazenamento no leito do rio é relevante de tal modo que predomina sobre o estudo hidrológico do curso de água. Por tal motivo são efetuadas medidas diretas dos caudais em pontos selecionados, e são desenvolvidos estudos estatísticos dos caudais. O estudo estatístico extrapola dados.
	Nas bacias pequenas, ao contrário das grandes bacias, as medidas directas não têm
valor significativo porque a acção do homem vai alterando as condições do coberto vegetal, e até de geomorfologia, e modificando as condições de escoamento. Duas bacias do mesmo tamanho, podem apresentar comportamentos diferentes, sob o ponto de vista hidrológico, isto é, pode trazer dissabores para um engenheiro-geólogo.
A característica principal de uma bacia pequena é que o efeito de escoamento superficial afeta muito mais um caudal máximo do que o efeito de armazenamento no curso de água, no entanto, este efeito de armazenamento é muito acentuado nas grandes bacias. Ven Te Chow classifica as bacias hidrográficas com a seguinte definição: “pequena bacia de drenagem é aquela cuja sensibilidade às chuvas de alta intensidade e curta duração e ao uso da terra, não é suprimida pelas características do leito do curso de água.” Ven Te Chow admite que uma pequena bacia pode ter a área de alguns ha até 1000 ha até cerca de 130 km2 . O limite superior do tamanho da bacia pequena depende da condição em que a referida sensibilidade se torna praticamente perdida devido ao comportamento hidrodinâmico do rio.
Forma da Bacia
	A área de uma bacia é o principal elemento a ter em conta em estudos é medida em projeção horizontal. Para isso utilizam-se mapas com escalas pequenas (1/10 000, 1/25 000, 1/50 000, 1/100 000). A área é expressa em km2 . Em pequenas bacias, com área inferior a 1 km2 costuma exprimir-se em hectares.
	Em geral as bacias hidrográficas dos grandes rios apresentam a forma de leque ou pêras. As pequenas bacias podem apresentar vários formatos que dependem da estrutura geológica do terreno. Existem vários índices, de efeitos teóricos, para determinar a forma da bacia e relacioná-la com o seu funcionamento.
Coeficiente de Capacidade ou Índice de Gravelius (Kc)
	É a relação entre o perímetro P da bacia e a circunferência de um circulo com área igual à da bacia A, de raio r.
ou seja:
em queas variáveis assumem o seguinte significado:
P = perímetro ( km)
A = área (km2 )
Kc = coeficiente de compacidade (adimensional)
	Se a área circular Kc = 1,0. As bacias com configuração circular têm tendência para enchentes acentuadas. As bacias com índice de capacidade igual à unidade têm tendência para apresentar vazões elevadas.
Fator da Forma (Kf)
	Fator da forma (Kf) é a relação entre a largura média e o comprimento axial da bacia. Mede-se o comprimento mais longo L desde a secção considerada até à cabeceira mais distante da bacia. A largura média L obtém-se dividindo a área A pelo comprimento da bacia L.
Lm = A / L
K f =A/ L2 
K f = Lm / L 
sendo:
Lm em metros (m) ou quilômetros (km); L - em metros (m) ou quilômetros (km); A em metros quadrados (m2) ou quilômetros quadrados (km2), e Kf é adimensional.
	O fator de forma constitui outro índice da maior ou menor tendência para enchentes de uma bacia. Uma bacia com um fator de forma baixo é menos sujeita a enchentes que outra de mesmo tamanho, porém com maior fator de forma. Uma bacia estreita e longa, com fator de forma baixo, apresenta menor possibilidade de ocorrência de chuvas intensas cobrindo simultaneamente toda a sua extensão. Além disso, a contribuição dos afluentes atinge o rio principal em vários pontos ao longo do mesmo ao contrário da bacia circular em que a concentração de todo o deflúvio da bacia se dá num ponto só.
Sistema de Drenagem
	Uma bacia compreende o rio principal e os seus tributários ou afluentes. A ordem dos rios é uma classificação que reflete o grau de ramificação ou bifurcação dentro de uma bacia. Segundo Horton-Strahler os rios são classificados de forma como se apresenta na figura abaixo.
	Linhas de água que não têm tributários são consideradas de 1ª ordem. Quando duas linhas de 1ª ordem se juntam passa a formar-se um rio de 2ª ordem. Dois, rios de ordem n dão lugar a um rio de n+1.
Densidade de Drenagem
	É a relação entre o comprimento total dos cursos de água (sejam perenes, intermitentes ou efêmeros) de uma bacia e a sua área total.
Dd = L / A
Sendo:
L - Comprimento total dos cursos de água
A - Área da bacia - km2
Exprime-se em km / km2 e varia de 0,5 km / km2 para bacias com drenagem pobre a 3,5 km / km2 para bacias bem drenadas.
Sinuosidade do Curso de Água (S)
	É a relação entre o comprimento do rio principal E e o comprimento da diretriz L. A sinuosidade é uma característica que controla a velocidade do rio.
S = E / L
Sendo: E - estirão, comprimento efetivo, ou desenvolvimento do rio E; L - comprimento do rio segundo uma diretriz – m. Uma sinuosidade igual à unidade significa que o rio tem um traçado retilíneo.
Relevo da Bacia
	A velocidade do escoamento superficial é determinada pela declividade do terreno e por isso o relevo tem grande influência sobre os fatores hidrológicos. A temperatura, precipitação e evaporação são função da altitude da bacia. As principais características de uma bacia são a declividade da bacia, a altitude média e a declividade do rio principal.
Inclinação Média das Vertentes da Bacia
	A magnitude dos picos da enchente, a maior ou menor oportunidade de infiltração e susceptibilidade para erosão dos solos depende da rapidez com que ocorre o escoamento sobre terrenos da bacia. Um dos métodos para determinar a declividade de uma bacia é o das quadrículas associadas a um vetor. Este método consiste em determinar a distribuição percentual das declividades dos terrenos por meio de uma amostragem estatística de declividades normais às curvas de nível em um grande número de pontos da bacia. Estes pontos são localizados num mapa topográfico da bacia por meio de uma quadrícula transparente que se coloca em cima do mapa. Um processo mais rigoroso, para se determinar a declividade média de uma bacia consiste no seguinte exemplo:
Considerando a média ponderada das declividades em relação às áreas
ou seja, a declividade média de uma bacia hidrográfica é igual ao produto da equidistância natural entre as curvas de nível pelo comprimento total das mesmas, dividido pela área da bacia hidrográfica. De acordo com a inclinação média das vertentes, o relevo pode ser classificado, de acordo com o quadro seguinte:
Curva Hipsométrica
	É a representação gráfica do relevo de uma bacia. Representa o estudo da variação da elevação dos vários terrenos da bacia com referência ao nível médio do mar. Esta variação pode ser indicada por meio de um gráfico que mostra a percentagem da área de drenagem que existe acima ou abaixo das várias elevações. A curva hipsométrica pode ser determinada pelo método das quadrículas ou planimetrando-se as áreas entre as curvas de nível. Através da curva hipsométrica obtém-se a altitude máxima, a altitude mínima, a altitude média e a altitude mediana.
Elevação Média da Bacia
A variação da altitude é importante pela influência que exerce sobre a precipitação, sobre as perdas de água por evaporação e transpiração e consequentemente sobre o deflúvio médio. A temperatura diminui substancialmente com a altitude.
	A altitude ou elevação média obtém-se na curva hipsométrica através de um retângulo cuja área é igual àquela limitada pela curva hipsométrica e os dois eixos coordenados. A altura do retângulo é igual à elevação média. Outro processo é o de se planimetrar as áreas entre duas curvas de nível. A elevação média será:
Perfil Longitudinal de um Rio
	
Pode ser obtido dos mapas topográficos desde que apresentem curvas de nível suficientes para se conseguir uma boa conformação do terreno. Cartas topográficas com equidistância de curvas de nível de 10m já nos dão um bom perfil longitudinal. A velocidade de escoamento de um rio depende, fundamentalmente, da inclinação do talvegue. Quanto maior a inclinação do talvegue maior será a velocidade da água. Declividade ou inclinação, entre dois pontos de um talvegue, é o quociente entre o desnível e o comprimento reduzido do horizonte, ou seja é a tangente do ângulo de inclinação.
S1 - Une a nascente à foz, dá-nos a declividade máxima, sempre teórica; S2 - Declividade média. A área do triângulo formado pelos eixos coordenados e a reta correspondente à inclinação média, é igual à área definida pelos eixos coordenados e o perfil longitudinal do rio; S3 - Declividade equivalente constante. Obtém-se através da média harmônica ponderada da raiz quadrada das diversas declividades; Ii - Declividade de cada trecho; Li - Comprimento real de cada trecho
Padrão de drenagem
	Os padrões de drenagem dizem respeito ao arranjo dos cursos de água, o que é influenciado pela natureza e disposição das camadas rochosas, pela geomorfologia da região e pelas diferenças de declive. Os principais padrões de drenagem são: 1) Drenagem dendrítica - assim designada por se assemelhar a uma árvore (do grego dendros - árvore). Desenvolve-se em rochas de resistência uniforme; 2) Drenagem em treliça - caracterizada por ter rios principais, que correm paralelos, e por rios secundários (também paralelos entre si) que deságuam perpendicularmente nos primeiros. É típico em estruturas com falhas; 3) Drenagem retangular - é uma modificação da anterior e é uma consequência da influência exercida pelas falhas ou pelo sistema de juntas; 4) Drenagem paralela - Os cursos de água escoam, quase paralelamente, uns aos outros. Localizada em áreas onde há presença de vertentes com declividades acentuadas ou onde existam formas estruturais que originem a ocorrência de espaçamentos irregulares; 5) Drenagem radial - cursos de água que se encontram dispostos, como raios de uma roda, em relação a um ponto central (ponto culminante). Típica de cones de antigos vulcões; e 6) Drenagem anelar - assemelha-se a anéis de aparência igual aos que surgem na seção de um tronco de uma árvore.
 
Morfologia Fluvial
	Os principais elementos da morfologia fluvial são a planície de inundação (várzea), o canal fluvial e os depósitosfluviais. A planície de inundação constitui uma depressão topográfica, escavada pelo rio mas somente ocupada completamente nos períodos de alta vazão. Uma das suas principais características, geralmente no baixo curso, é de apresentarem solos argilosos ricos em matéria orgânica. Nas regiões de alto curso, as planícies inexistem ou se confundem com o canal fluvial, estando delimitas por encostas íngremes.
No trabalho de escoamento da água, o canal de um rio pode adquirir várias formas que variam em função da carga sedimentar transportada, descarga líquida, declividade, tipo do terreno, estágio de evolução do rio, etc. As formas dos canais fluviais são descritas como retilíneas, anastomosadas ou meandrantes, que podem ocorrerem associadas numa mesma bacia. 
	Os canais retilíneos possuem sinuosidade desprezível em relação à sua largura. Estes indicam um baixo volume de carga sedimentar transportada no fundo do canal, alto volume de carga em suspensão e declividade acentuadamente baixa. Encontram-se geralmente controlados por elementos estruturais e geomorfológicos (e.g., falhas, escarpas, etc) ou desenvolvem-se em planícies deltáicas construtivas.
	Os canais anastomosados ou entrelaçados caracterizam-se por sucessivas ramificações e posteriores reencontros dos seus cursos, separadas por ilhas assimétricas e barras arenosas; possuem canais largos mas não muito profundos e indicam transporte rápido da carga sedimentar com variações da vazão líquida. Estes canais ainda apresentam grande volume da carga sedimentar de fundo e estão associados a ambientes semi-áridos ou planície de lavagem de depósitos glaciais.
Características morfológicas do sistema fluvial anastomosado, mostrando o desenvolvimento dos diferentes tipos de barras.
	Os canais meandrantes são canais de alta sinuosidade de fluxo contínuo e regular, constituindo um padrão característico de rios com gradiente moderadamente baixo, cujas cargas em suspensão e de fundo encontram-se em quantidades mais ou menos equivalentes. Os canais meandrantes possuem competência e capacidade de transporte mais baixas e uniformes do que os canais anastomosados, transportando materiais de granulometria fina e mais selecionados. Estes predominam em planícies fluviais de climas tropicais e subtropicais úmidos.
Características morfológicas do sistema fluvial meandrante, mostrando os ambientes principais dos depósitos e os produtos gerados
	Associados ao canal fluvial são formados depósitos sedimentares, produtos do trabalho fluvial de escoamento hídrico. Os principais depósitos são: 1) os leques aluviais e 2) as barras fluviais. Os leques aluviais são depósitos detríticos aéreos ou subaéreos de dimensões variadas em formato de língua, constituído principalmente de areia grossa mas portando desde calhaus e matacões até argila, gerados a partir dão deslocamento de materiais das encostas. As barras fluviais são depósitos de dimensões e formatos variados constituídos principalmente por areia fina e argila, gerados pela carga sedimentar de fundo, quando emersos e revestidos de vegetação formam ilhas fluviais.
IV - ÁGUAS SUBTERRÂNEAS
	As águas subterrâneas, ou seja, toda água que ocorre em sub-superfície, é importante para a Geologia de Engenharia devido aos efeitos que sua presença tem nos processos de dinâmica superficial e na estabilidade das obras de engenharia, sendo elemento chave no desempenho obra-meio físico. Desta forma, água subterrânea produz um efeito mecânico sobre os taludes naturais ou escavados, constituindo um objeto de estudo importante para a geologia de engenharia. 
Com efeito, se por um lado, o desenvolvimento das regiões depende da existência de recursos hídricos subterrâneos em quantidade e qualidade e da forma como ocorre a sua distribuição geográfica, por outro a presença de água nos maciços geológicos põe problemas de várias ordens, por exemplo, de escoamento, o que obriga à previsão de vazões; e de estabilidade, devido às ações da água exercidas sobre a fase sólida. Eis alguns exemplos de obras onde podem ocorrer problemas geotécnicos criados pela presença de água subterrânea nos maciços geológicos: 1- execução e estabilidade de fundações, 2- desenvolvimento de escavações profundas; 3- estabilidade de taludes (naturais, de escavação e de aterro), 4- subpressões em estruturas, 5- fundações de barragens, entre outras.
Nos maciços geológicos, a água pode ocorrer nas seguintes formas:
a) água adsorvida - água retida por atração elétrica situada acima do nível freático na zona vadosa, subdividida em:
→ água higroscópica – separável na forma de vapor
→ água pelicular – separável por centrifugação
→ água suspensa ou capilar - água retida por forças capilares devido à tensão superficial, e 
b) água subterrânea – água não retida pelo terreno ou água livre controlada pela percolação ou pelo fluxo lateral; situada abaixo do nível freático na zona saturada.
CONCEITOS BÁSICOS
Porosidade — Percentual de volume ocupado por vácuos. Porosidade é independente de escala. Por exemplo, uma pilha de bolas de gude e uma pilha de bolas de praia possuem formatos esféricos e tamanhos diferentes; as porosidades são idênticas devido ao formato semelhante. Rigorosamente, define-se porosidade como a relação entre o volume de vazios e o volume total (n = Vv / Vt)
Permeabilidade — Capacidade que tem a rocha ou solo para armazenar e transmitir a água. Essa capacidade depende do tamanho dos poros e da intercomunicação entre eles.
AQÜÍFERO — são formações rochosas ou camadas geológicas que armazenam e transmitem água economicamente passível de extração. Existem três tipos básicos de aqüíferos de acordo com a formação rochosa na qual está contido:
→ Aqüíferos granulares ou porosos – aqueles em que a água está armazenada e flui nos espaços entre os grãos em sedimentos e rochas sedimentares de estrutura granular. Exemplo: arenitos e aluviões.
→ Aqüíferos fissurais – aqueles nos quais a água está presente nas fraturas e fendas das rochas cristalinas. Exemplo: granitos, gnaisses e diabásios
→ Aqüíferos cárstico ou cavernoso – aqueles nos quais a água se faz presente em cavidades produzidas pela dissolução causada pela águas. Exemplo: calcários e mármores.
→ Aqüífero Não-confinado – a água está em contato com a pressão atmosférica – sonda e poço alcançam o lençol d'água.
→ Aqüífero Confinado – recarga ascendente força a água corrente abaixo e a aprisiona sob um aquícludo. A água está sob pressão devido ao peso da água ascendente e ao confinamento da água entre camadas “impermeáveis”. A água corre para a superfície sob pressão artesiana em um Poço Artesiano.
→ Aqüífero Semi-confinado – rocha ou camadas de rochas que possuem no topo uma camada semi-impermeável e na base uma camada impermeável. A camada do topo (geralmente xisto) tem permeabilidade mais baixa do que o aquífero.
AQUITARDO —rocha ou camadas de rochas que podem produzir pequenas quantidades de água, apresentando permeabilidade de média a baixa.
AQUICLUDE — rocha de alta impermeável e baixa porosidade, a qual não permite a percolação e fluxo da água subterrânea. A figura abaixo exemplifica os tipos de aqüíferos.
EQUAÇÃO DE BERNOULLI
A água que circula os meios naturais é somente uma parte da água intersticial, denominada água gravitacional ou água livre, pois escoa sob a ação da gravidade ou sob a ação de pressões externas, por exemplo em poços de captação. Em qualquer ponto de sistema hidrológico, um fluido em movimento ao longo de uma linha de corrente ou linha de fluxo tem uma energia mecânica disponível representada pelo somatório da energia cinética (Ek), de posição (Ee) e energia devido à pressão (Ep). A energia total de um fluido perfeito, com viscosidade nula e em fluxo permanente pode ser definida como:
Como energia é igual ao trabalho (E = W = força x distância), tem-se:
Ek = mv2/2,
Ee = We = mgZ, e
Ep = Wp = PV = Pm / ρ, pois V=m/ ρ
(ρ = densidade, P = pressão hidrostática, m = massa= v = velocidade, g = aceleração da gravidade, W = trabalho sendo We trabalho da força gravitacional, Wp = trabalho devido a pressão, Z a altura)
Logo temos a equação de Bernoulli:
E/m = v2/2 + gZ + P/ ρ
SUPERFÍCIES EQUIPOTENCIAIS
	Em termos práticos, o escoamento de fluido real envolve a dissipação de energia pelo atrito da água e os grãos durante a passagem da água pelos pequenos poros intersticiais que determina a perda de energia. Para fins da hidrologia, a energia é expressa em termos de carga definida como energia/peso ou:
H = E / mg (unidade de comprimento)
Conseqüentemente:
hk = v2 / 2g (carga cinética)
he = Z (carga devido à posição)
hp = P / ρ (ρ = peso específico da água = constante = 10 KN/m3; carga devido a pressão)
	
Para um fluido não viscoso (ideal) Δh= constante, para um fluido real h1= h2 + Δh. Quando se trabalha com água subterrânea, a carga cinética é desprezível (hk) em relação as demais cargas e simplificando, usa-se a carga de ponto de escoamento ou carga piezométrica como htotal = z + hp. As superfícies que possuem cargas de igual valor no aqüífero são chamadas de superfície equipotenciais, correlatamente as linhas que unem os pontos de mesmo valor de carga piezométrica são as linhas equipotenciais.
LEI DE DARCY
Em 1856, em Dijon na França, Henry Darcy conduziu seu famoso experimento de despejar água através de tubos embalados por sedimentos para ver a quantidade que fluiria por eles em um determinado período de tempo (volume do fluxo por unidade de tempo).
Um meio poroso é homogêneo quando a resistência ao escoamento é a mesma em qualquer ponto e segundo uma direção. A homogeneidade é relativa e depende das dimensões intrínsecas dos materiais. O solo com grãos milimétricos será homogêneo em relação a um valor de escala compatível como por exemplo 1 dm3. Já um maciço rochoso será homogêneo se considerarmos um valor de escala muito maior. Quando a resistência ao escoamento é igual em todas as direções o meio poroso pode considerar-se isótropo. Entrtetanto, a grande maioria dos meios porosos naturais é anisotrópica.
Apesar da anisotropia os meios porosos podem considerar-se homogêneos desde que se estabeleça uma escala de homogeneidade compatível com as respectivas dimensões. Com estas considerações, a lei de Darcy estabelece que o volume de água que passa através de um leito de areia ou outro material é diretamente proporcional à pressão e a um coeficiente que depende da natureza do material e inversamente proporcional à espessura do leito atravessado. Segundo a lei de Darcy
sendo: Q → a vazão que atravessa o leito; A → área da secção percolada; k→ coeficiente de permeabilidade; e h1, h2 → altura de água nas extremidade do leito; e Δ ℓ → a distância entre dois pontos na direção média do fluxo.
	O termo (Δh / Δℓ) relacionado à inclinação da reta que une os níveis nos tubos é o gradiente hidráulico de notação (i), adimensional, e representa a dissipação da energia por unidade de comprimento do produto, ou seja, a perda de carga por unidade de comprimento no sentido do escoamento → i = Δh / Δℓ. As perdas de carga hidráulicas (Δh= h1 – h2), que ocorrem durante o escoamento, dependem da forma e da dimensão do conduto, assim como propriedades do fluido e das características do meio percolado. Interferem ainda a perda por atrito viscoso, o tipo de regime de fluxo estabelecido e as mudanças na seção de escoamento, por estreitamento ou alargamento. Desta forma, a equação de Darcy pode ser escrita assim: Q / A = k . i onde o termo (Q/A) tem a dimensão de uma velocidade (velocidade de descarga ou velocidade de Darcy). Também de denominação de vazão específica e de notação (V), proporcional ao gradiente (i), exprime a velocidade com que o líquido deve escoar no interior da coluna porosa de seção A para fornecer a vazão (Q). Desta forma, A lei de Darcy pode ser escrita 
V = k . i
É portanto uma velocidade “virtual” visto que a vazão (Q) não atravessa a totalidade da seção transversal do conduto (A). Na realidade, nos meios porosos, o fluxo se dá através de uma infinidade de filetes capilares, grosseiramente paralelos entre si, a seção de escoamento, é infinitamente menor que a seção total da coluna porosa e corresponde a porosidade efetiva do meio (ηe). Nestas condições, define-se a velocidade de percolação intersticial (Vp) ou velocidade real de fluxo, que se relaciona à velocidade de Darcy na seguinte expressão:
Vp= V/ ηe = Q / A ηe
A transmissividade é um parâmetro presente em diversas formulações para cálculo de vazão de poços, sendo uma incógnita a ser determinada nos ensaios in situ. Segundo Theis (1935), a transmissividade é capacidade de transmissão de água pelo meio através de toda sua espessura saturada. O coeficiente de transmissividade (T) é definido como sendo a vazão transmitida através de uma parcela vertical do terreno, de largura unitária (Lu), cuja a altura é iguala zona de saturação, sob um gradiente hidráulico (i) unitário:
T = Q / Lu . i = k . b Onde b é a espessura saturada do meio.
 Lei de Darcy tem seu campo de validade limitado. Por um lado, nos materiais de granulação grossa que devido aos diâmetros dos poros raramente apresenta um regime de fluxo laminar. Por outro lado nas argilas devido ao diâmetro diminuto dos filetes, o surgimento de forças capilares e tensões superficiais, além, óbvio, da anisotropia e heterogeneidades de muitos meios.