FLUXOS DE ÁGUA SUBTERRÂNEA

O fluxo da água no subsolo é controlado pela gravidade, pela força de adesão das partículas, pela capilaridade e pelas propriedades físicas do material. A presença de camadas impermeáveis pode impedir o fluxo tanto para cima como para baixo.

Figura 1 - Tipos de aquíferos

O aquífero A na figura acima é um exemplo de aquífero não confinado, também denominado freático ou livre. Observe como a superfície freática está sob pressão atmosférica, o fluxo é horizontal e o nível da água no poço localizado na posição 7 é virtualmente o mesmo que o nível da água fora do poço. Podemos então dizer que, sob condições de fluxo horizontal, os níveis da água em poços penetrando um aquífero livre representam a posição da superfície do lençol freático em redor desse poço. O termo “não confinado” significa que a superfície freática não está confinada ou impedida de movimentar-se para cima e para baixo, através de materiais menos permeáveis, tais como camadas de argila. Aquíferos não confinados são usualmente os primeiros materiais saturados encontrados em um programa de perfuração. Se esta água tem extensão horizontal limitada, trata-se de um tipo especial de aquífero não confinado, conhecido como aquífero suspenso. As localizações 3 e 4 na figura acima são exemplos de aquíferos suspensos. No caso da localização 4, a superfície do lençol freático intercepta a superfície do solo, produzindo uma nascente surgente temporária. Dependendo da extensão e da espessura saturada, os aquíferos suspensos podem ser fontes adequadas para poços residenciais individuais. Eles são inadequados como fontes para poços municipais bombeando por longos períodos. No campo, deve-se ter muito cuidado para não tomar-se erroneamente esta água não confinada como sendo o aquífero freático principal. Em muitos casos, através de perfuração prévia ou de programas de monitoramento, pode-se ter uma ideia aproximada da profundidade da água. Nestes casos, zonas saturadas encontradas a muitos metros acima da profundidade esperada geralmente significam pertencerem a aquíferos suspensos.

Aquíferos confinados são formações geológicas permeáveis, que são contornadas abaixo e acima por materiais relativamente impermeáveis, e que estão sob pressões maiores do que a pressão atmosférica. Estes estratos de baixa permeabilidade separam os materiais que formam o aquífero de permeabilidade mais alta do contato direto com a pressão atmosférica e impedem o movimento ascendente e descendente da água.

O aquífero B na figura acima ilustra um exemplo de aquífero confinado. A área do afloramento do aquífero na localização 1 é a principal área de recarga. Note que, enquanto B é um aquífero confinado, ele é não confinado na localização 1. Este tipo de aquífero confinado, com sua área de recarga localizada onde o aquífero aflora na superfície, é o exemplo mais comum usado na maioria dos livros-texto de hidrologia de água subterrânea. Meinzer (1923), através de uma publicação clássica do U.S. Geological Survey sobre princípios de água subterrânea, popularizou a ideia de afloramentos como áreas de recarga, para explicar como aquíferos confinados, em geral desenvolvem altas pressões e em alguns casos produzem poços surgentes (localização 5). De fato, como Freeze e Cherry (1979) apontaram, aquíferos que afloram em áreas topograficamente altas não são muito comuns e o modelo de Meinzer do arenito Dakota sobre o processo de recarga regional de água subterrânea tem sido usado em excesso.

A maioria dos aquíferos confinados recebe recarga através de drenança vertical de formações geológicas sobrepostas, como mostram a Figura 2 e a Figura 3.

A Figura 2 mostra um aquífero confinado recebendo recarga de uma formação sobreposta de baixa condutividade hidráulica, a qual representa uma superfície freática de configuração ondulante. Na mesma figura, as linhas tracejadas, que interceptam a superfície do lençol freático em vários pontos, são conhecidas como linhas equipotenciais. As linhas contínuas são chamadas de linhas de fluxo e representam caminhos ao longo dos quais a água flui. As linhas equipotenciais são linhas de igual energia. Existe uma infinidade de linhas equipotenciais e linhas de fluxo entre dois pontos quaisquer considerados. A altura vertical do lençol freático, onde a linha equipotencial a intercepta, é chamada de potencial total ou carga total. Como as linhas de fluxo indicam, a água flui de áreas de maior potencial para áreas de menor potencial.

A água pode fluir descendo ou subindo topograficamente, mas deve sempre descer potencialmente. A diferença em condutividades hidráulicas, de cem para um, entre essas duas formações, resulta em linhas equipotenciais praticamente horizontais, na maior parte da camada confinante superior. Como consequência, o aquífero confinado inferior recebe recarga por meio de fluxo praticamente vertical, através da camada confinante. O fluxo no próprio aquífero confinado é essencialmente horizontal depois da refração das linhas de fluxo na interface do aquitarde (K = 1) e do aquífero (K = 100).

A Figura 2(b) também apresenta uma camada confinante superior, mas sua condutividade hidráulica é somente dez vezes menos que a do aquífero confinado inferior em forma de uma lente. A pequena diferença em condutividades hidráulicas resulta em linhas equipotenciais inclinadas, e em recarga que não é tão vertical como no primeiro caso. As linhas equipotenciais são sempre contínuas, à medida que passam de uma formação geológica para outra. Escolha qualquer linha tracejada acima do aquífero lenticular e siga sua trajetória inclinada na camada confinante, passando a vertical no aquífero confinado. O valor potencial total de qualquer uma dessas linhas é simplesmente a altura, acima de um datum, do lençol freático no ponto de interseção. Nessas figuras, o lençol freático apresenta uma leve e uniforme inclinação da direita para a esquerda. O aquífero confinado e lenticular também produz uma área de descarga no meio da camada confinante superior. A posição dessa área de descarga depende do tamanho e da localização do aquífero lenticular.

A Figura 3 ilustra padrões de recarga, descarga e de fluxo horizontal típicos de talvez um dos casos mais comuns encontrados no campo: um aquífero freático permeável sobre um aquífero confinado que recebe descarga de drenança. A recarga na porção à direita da mesma figura é praticamente vertical através do aquitarde, seguida por um fluxo horizontal para a área de descarga na porção à esquerda da mesma figura. O padrão de fluxo foi gerado utilizando-se um modelo bidimensional de diferenças finitas. As linhas com setas são equipotenciais contínuas passando do aquífero freático superior, através do aquitarde, para o aquífero confinado que recebe drenança.

Quando dados de campo são limitados, os padrões de fluxo complexos em aquíferos não homogêneos, anisotrópicos e de multicamadas só podem ser estimados através de modelos de fluxo multidimensionais. Freeze e Whiterspoon (1966, 1967, 1968) estão entre os primeiros pesquisadores a usarem modelos numéricos de fluxos bidimensionais, para estudarem padrões de dluxo regional de água subterrânea sob condições geológicas não homogêneas. Os artigos desses autores representam contribuições clássicas para o campo da hidrologia de água subterrânea e contribuições pioneiras na área de modelação matemática. 

Superfície Potenciométrica

Os níveis de água nos poços que penetram um aquífero freático sob condições de fluxo horizontal serão iguais ao nível do lençol freático em torno desses poços. Quando esses níveis são unidos, fica definido um plano, chamado de lençol freático ou superfície potenciométrica. Essa superfície móvel descreve não somente o potencial total da água mas é literalmente o contorno físico do lençol freático.

As medidas dos níveis de água em poços que penetram aquíferos confinados correspondem à distribuição da pressão no aquífero. Como nos aquíferos freáticos, esses níveis podem ser conectados para formar uma superfície potenciométrica. Em alguns livros-texto, especialmente nos mais velhos, o termo “superfície piezométrica” é usado em vez de “superfície potenciométrica”. O primeiro termo, “superfície piezométrica”, é aplicado estritamente aos aquíferos confinados. Uma vez que “superfície potenciométrica” pode ser usada para aquíferos confinados e freáticos, é esse o termo adotado pelo United States Geological Survey e pela maioria dos livros-texto mais modernos. Diferentemente do que acontece nos aquíferos freáticos, esta superfície não serve como contorno físico superior do aquífero confinado. De fato, nesses aquíferos, a superfície potenciométrica é uma superfície imaginária que somente tem importância quando o aquífero é perfurado por poços e a água eleva-se naquele poço na medida da pressão daquele local. Desse modo, o nível da água dentro de um poço penetrando um aquífero confinado define a altura da superfície potenciométrica naquele local.

O contorno físico superior dos aquíferos confinados é a parte inferior da própria camada confinante. A superfície potenciométrica pode encontrar-se em qualquer ponto, desde imediatamente acima do limite inferior da camada confinante superior até acima da superfície do solo. O formato da superfície potenciométrica depende da geologia; do tipo de recarga (se é por afloramento ou por drenança vertical dos aquíferos superiores) e da influência e das taxas de  bombeamento dos poços de extração/injeção.

Figura 4 - Esquema representando diferentes superfícies potenciométricas.

A Figura 4 é uma seção transversal de três aquíferos confinados drenantes e um aquífero livre. As linhas tracejadas numeradas 1,2 e 3 são respectivamente superfícies potenciométricas para os aquíferos confinados 1,2,e 3, ao passo que a superfície do lençol freático é descrita por uma linha contínua. A água subterrânea está sempre em movimento de áreas de potencial maior para áreas de potencial menor. À medida que a água flui através de um aquífero, ela perde potencial ao tentar superar a resistência friccional oferecida pela formação geológica. A perda de energia é refletida através do gradiente da superfície potenciométrica. Sob condições naturais, na ausência de bombeamento, a inclinação da superfície potenciométrica é inversamente proporcional à condutividade hidráulica e à espessura do aquífero. Para uma espessura constante do aquífero, um gradiente alto ou uma inclinação acentuada indica uma formação de baixa permeabilidade (por exemplo, uma argila arenosa).

As elevações das superfícies potenciométricas são medidas comumente em metros, a partir de um datum único (por exemplo, a elevação do nível médio do mar num local específico) e são dados por H_LF, H₁, H₂ e H₃ na Figura 4.

Relação entre a água superficial e a água subterrânea

Sabe-se que, pelas diversas interligações existentes, que a água superficial pode transformar-se em água subterrânea através da infiltração da água de chuva, do excesso de água de irrigação, da percolação proveniente de rios, canais e lagos, como também através de recarga artificial. Por outro lado, a água subterrânea pode transformar-se em água superficial através de descarga de base de rios, escoamento em fontes e drenagem agrícola. Um rio pode alimentar um aquífero subterrâneo ou ser alimentado por ele. No primeiro caso o rio é chamado de rio influente e no segundo caso de rio efluente.

No caso do rio influente, a cota do nível da água do rio é superior à cota potenciométrica do aquífero. Para o rio efluente, a cota do nível da água é menor que a cota potenciométrica do aquífero.

Tempo de residência  em aquíferos

Geralmente, quanto mais profundo um aquífero, maior o tempo que uma partícula de água leva para viajar de uma área de recarga para uma área de descarga. Durante este longo período, a água dissolve lentamente o material geológico, tornando-se rica em minerais. Isto explica porque da água de aquíferos profundos apresentar altos níveis de sólidos dissolvidos.

Estima-se que o tempo de residência médio da água subterrânea seja 200 anos, se estiver a menos de 800 m da superfície e 10.000 anos se estiver abaixo desta profundidade.

Altos tempos de residência significam baixas taxas de recarga em grandes aquíferos. Esses aquíferos podem levar séculos para se descontaminarem através de processos naturais de descarga.

O tempo de residência da água num aquífero é

T =V/Q, onde

T=Tempo de Residência,

V=Volume do Aquífero e

Q=Razão de Recarga Volumétrica

Figura 6 - Tempo de residência em aquíferos.

Bacias e divisores de água subterrânea

Uma bacia hidrográfica é uma área delimitada topograficamente, drenada por um único rio. Dentro de uma bacia hidrográfica, podem existir muitos tributários menores drenando a bacia, mas, sob condições naturais, toda a água que se precipita no interior da área delimitada deve tanto fluir para fora desta, num determinado local, como deixar a área através da evapotranspiração. A água que se precipita fora dos limites definidos entra em outra bacia hidrográfica.

A Figura 7 mostra uma bacia subterrânea definida por divisores de água subterrânea. Um divisor de água subterrânea separa dois corpos de água subterrânea, de tal modo que não existe intercâmbio entre eles. Os divisores de água subterrânea separam tipicamente vales drenados por rios principais. Similar ao que acontece nas bacias hidrográficas superficiais, um único rio recebe e escoa toda a água subterrânea de uma bacia subterrânea.

Mapas potenciométricos e redes de fluxo

Como o nome indica, os mapas potenciométricos são plotagens de contorno do potencial de um aquífero. Similares aos mapas topográficos de superfície, esses mapas indicam a variação do potencial da água numa dada seção transversal (vertical ou horizontal) do aquífero. Os mapas potenciométricos requerem que o potencial varie somente em duas dimensões e que todos os dados pertençam ao mesmo aquífero.

Figura 7 - Bacia subterrânea definida por divisores de água subterrânea.

Mapas potenciométricos e redes de fluxo

Como o nome indica, os mapas potenciométricos são plotagens de contorno do potencial de um aquífero. Similares aos mapas topográficos de superfície, esses mapas indicam a variação do potencial da água numa dada seção transversal (vertical ou horizontal) do aquífero. Os mapas potenciométricos requerem que o potencial varie somente em duas dimensões e que todos os dados pertençam ao mesmo aquífero.

Figura 8 - Mapa potenciométrico.