HIDROLOGIA BÁSICA DE ÁGUA SUBTERRÂNEA
United States Geological Survey Water Supply Paper 2220
Preparado em cooperação com o North Carolina Department of Natural
Resources and Communitty Development
Tradução
Mario Wrege
Paul Potter
Apoio
Instituto de pesquisas Hidráulicas – Universidade Federal d Rio Grande do Sul – IPH /
UFRGS
Cooperação Técnica Brasil – Alemanha
Projeto FEFAM / GTZ
Conselho de Recursos Hídricos – CRD / DRH / SOPSH
Associação Brasileira de Águas Subterrâneas Núcleo Sul - ABAS
Definição de Termos
(Número entre parênteses é a pagina na qual o termo é primeiramente mencionado)
Aqüífero: (6): Uma camada de rocha portadora de água que poderá ceder água em
quantidade usável a um poço ou nascente.
Embasamento (2): Um termo geral para rocha consolidada (sólida) subjacente a solos
ou outro material superficial inconsolidado.
Franja Capilar (4): A zona acima da superfície freática na qual a água é aí mantida por
tensão superficial. A água na franja capilar está sob pressão menor que a atmosférica.
Cone de Depressão (30): A depressão das cargas ao redor de um poço em
bombeamento, causada pela retirada da água.
Camada Confinante (6): Uma camada de rocha tendo condutividade hidráulica muito
baixa tal que dificulta o movimento da água no aqüífero.
Datum (10): Uma superfície arbitrária (ou plano) usada na medição de níveis de água
subterrânea. O datum mais comumente usado é o National Geoldetic Vertical Datum de
1929, que se aproxima do nível do mar.
Dispersão (19): O grau em que uma substância líquida introduzida no sistema de água
subterrânea espalha-se a medida que se move através do sistema.
Rebaixamento (34): A redução em carga no ponto, causada pela retirada de água de um
aqüífero.
Linha Equipotencial (21): A linha em um mapa ou em um corte vertical ao longo da
qual as cargas totais são as mesmas.
Linha de Fluxo (21): O trajeto idealizado seguido por partículas de água.
Rede de Fluxo (21): O padrão reticulado formado pela rede de linhas de fluxo e de
equipotencial.
Água Subterrânea (4): Água na zona saturada que está sob pressão igual ou maior que
a atmosférica.
Carga veja Carga Total
Condutividade Hidráulica (10): A capacidade de uma rocha transmitir água. É
expressa como volume de água que será movido na unidade de tempo sob gradiente
hidráulico unitário através de uma área unitária locada perpendicularmente à direção do
fluxo, a uma certa viscosidade cinemática.
Gradiente Hidráulico (10): Mudança na carga por unidade de distancia, medida na
direção da variação mais íngreme.
Porosidade (7): Os vazios ou as aberturas numa rocha. Porosidade pode ser expressa
quantitativamente como a razoa do volume de aberturas numa rocha para o volume total
da rocha.
Superfície Potenciométrica (6): Uma superfície que representa a carga total em um
aqüífero; ou seja, ela representa a altura acima do datum a qual o nível da água se eleva
num poço bem vedado que penetra o aqüífero.
Rocha (2): Qualquer material naturalmente formado, consolidada ou não (mas não
solo), consistindo de dois ou mais minerais.
Zona Saturada (4): A zona subsuperficial na qual todas as aberturas estão cheias de
água.
Solo (4): A camada de material na superfície da terra que suporta crescimento de
plantas.
Capacidade Específica (58): A vazão de um poço por unidade de rebaixamento.
Retenção Específica (8): A razoa entre o volume de água que drenará sob influência da
gravidade e o volume de rocha saturada.
Coeficiente de Armazenamento (28): O volume de água liberado do armazenamento
de um prisma unitário de aqüífero quando a carga é rebaixada por unidade de altura.
Estratificação (18): A estrutura acamadada de rochas sedimentares.
Carga Total (10): A altura acima do datum de uma coluna de água. Num sistema de
água subterrânea é composta das cargas de posição e depressão.
Transmissividade (26): A taxa na qual a água com a viscosidade cinemática
predominante é transmitida através de uma largura unitária de um aqüífero sob um
gradiente hidráulico unitário. Igual a condutividade hidráulica multiplicada pela
espessura do aqüífero.
Zona Insaturada (4): A zona subsuperficial, usualmente começando na superfície do
solo, que contém água e ar.
Superfície Freática (4): O nível na zona saturada na qual a pressão é igual a
atmosférica.
HIDROLOGIA BÁSICA DE ÁGUA SUBTERRÂNEA
Por Ralph C. Heath
Preparado em cooperação com o North Carolina Department of Natural
Resources and Communitty Development
United States Geological Survey Water Supply Paper 2220
U.S DEPARTMENT OF THE INTERIOR
BRUCE BABBITT, SECRETARY
U.S. GEOLOGICAL SURVEY
GORDON P. EATON, DIRECTOR
Qualquer uso de nome de comércio, produto ou firmas nesta publicação é para propósitos descritivos
somente e não implica aprovação pelo Governo do U.S.
UNITED STATES GOVERNMENT PRINTING OFFICE: 1983
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Para venda pelo
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Box 25286, Federal Center, Denver CO 80225
Library of Congress Cataloging in Publication Data
Heath, Ralph C.
Hidrologia Básica de Água Subterrânea
(Geological Survey water-supply paper; 2220)
Bibliography : p. 81
1. Hydrogeology. I. North Carolina. Dept. of Natural
Resources and Community Development.
II. Title. III. Series.
GB1003.2.H 1982
551.49
82-600384
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Superintendent of Documents, Mail Stop: SSOP, Washington, D.C. 20402-9328
Conteúdos
HIDROLOGIA BÁSICA DE ÁGUA SUBTERRÂNEA.....................................................
ROCHAS E ÁGUA...............................................................................................................
ÁGUA SUBSUPERFICIAL.................................................................................................
CICLO HIDROLÓGICO......................................................................................................
AQÜÍFEROS E CAMADAS CONFINANTES...................................................................
POROSIDADE......................................................................................................................
RENDIMENTO ESPECÍFICO E RETENÇÃO MÍNIMA...................................................
CARGAS E GRADIENTES.................................................................................................
CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA....................................................................................
FUNÇÕES DOS SISTEMAS DE ÁGUA SUBTERRÂNEA..............................................
CAPILARIDADE E FLUXO INSATURADO.....................................................................
ESTRATIFICAÇÃO E FLUXO INSATURADO................................................................
FLUXO SATURADO E DISPERSÃO.................................................................................
MOVIMENTO DA ÁGUA SUBTERRÂNEA E TOPOGRAFIA.......................................
REDES DE FLUXO DE ÁGUA SUBTERRÂNEA.............................................................
MOVIMENTO DA ÁGUA SUBTERRÂNEA E ESTRATIFICAÇÃO..............................
VELOCIDADE DA ÁGUA SUBTERRÂNEA....................................................................
TRANSMISSIVIDADE........................................................................................................
COEFICIENTE DE ARMAZENAMENTO.........................................................................
CONE DE DEPRESSÃO......................................................................................................
FONTE DE ÁGUA DOS POÇOS........................................................................................
TESTES DE AQÜÍFERO.....................................................................................................
ANÁLISE DE DADOS DE TESTE DE AQÜÍFERO..........................................................
ANÁLISE TEMPO-REBAIXAMENTO..............................................................................
ANÁLISE DISTÂNCIA-REBAIXAMENTO......................................................................
TESTES EM POÇO ÚNICO................................................................................................
FRONTEIRAS DO AQÜÍFERO..........................................................................................
TESTES AFETADOS POR FRONTEIRAS LATERAIS....................................................
TESTES AFETADOS POR CAMADAS CONFINANTES GOTEJANTES......................
MÉTODOS DE CONSTRUÇÃO DE POÇOS.....................................................................
GRÁFICOS DE PERFILAGEM...........................................................................................
PROJETO DE POÇO PARA ÁGUA....................................................................................
TESTES DE ACEITE DE POÇO E EFICIÊNCIA DE POÇO............................................
CAPACIDADE ESPECIFICA E TRANSMISSIVIDADE..................................................
PROJETO DE CAMPO-DE-POÇOS...................................................................................
QUALIDADE DA ÁGUA SUBTERRÂNEA......................................................................
POLUIÇÃO DA ÁGUA SUBTERRÂNEA.........................................................................
INTRUSÃO SALINA...........................................................................................................
TEMPERATURA DA ÁGUA SUBTERRÂNEA................................................................
MEDIÇÕES DE NÍVEIS DE ÁGUA E VAZÕES DE BOMBEAMENTO........................
PROTEÇÃO DE POÇOS DE ABASTECIMENTO............................................................
PROBLEMAS EM POÇOS DE ABASTECIMENTO – QUEDA DE VAZÃO..................
PROBLEMAS EM POÇOS DE ABASTECIMENTO – MUDANÇAS NA
QUALIDADE DA ÁGUA....................................................................................................
ARQUIVOS E REGISTROS DE POÇOS............................................................................
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REFERÊNCIAS....................................................................................................................
NÚMEROS, EQUAÇÕES E CONVERSÕES.....................................................................
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83
PREFÁCIO DA TRADUÇÃO
O Water Suplly Paper 2220 é um texto com qualidades excepcionais. È bastante
claro, simples e informativo; suas ilustrações são excelentes e intimamente relacionadas
com o texto; seus quarenta e cinco tópicos cobrem os fundamentos para o entendimento
mínimo de água subterrânea. Dificilmente outro texto igualar-se-à em acessibilidade e
cobertura.
Há usos principais para o texto. Um, é para o estudo individualizado para
profissionais que querem tanto aprender como rever tópicos específicos. Outro é para
estudantes das áreas técnicas que querem conhecer água subterrânea. Neste caso, o WSP
2220 pode ser o texto básico do curso ou pode ser o texto suplementar, para
determinados tópicos. Certamente é um texto de consulta permanente.
A tradução do excelente texto do Dr. Heath sobre água subterrânea surgiu da
necessidade de deter-se, aqui – no Rio Grande do Sul, em especial, e no Brasil, em geral
– um instrumento para que o meio técnico não especializado em água subterrânea
pudesse ter os conceitos básicos sobre a água subterrânea e o meio poroso que a contém.
Isto de um modo claro e conciso, mas inteligível e coerente, sendo, ainda,
suficientemente abrangente para que se pudesse ter uma visão funcional do sistema
subterrâneo.
A tradução foi realizada tentando manter o mais possível espírito do texto
original, tanto em linguagem como em forma. Ou seja, o leitor estará lendo em
português, como nos originais em inglês. Assim, manteve-se o desenvolvimento em
linguagem simples, com o português corrente sem muita tecnicidade.
O presente texto vem em boa hora, quando se começa a implantação dos
sistemas de gerenciamento de recursos hídricos e há que inserir os recursos hídricos
subterrâneos dentro do contexto global. Assim, o texto pode ser tanto um auxiliar no
sentido do entendimento de como os recursos hídricos subterrâneos enquadram-se no
contexto geral quanto um elemento auxiliar de consulta para verificar se as afirmações e
conclusões emitidas ou propostas estão dentro do rigor técnico. È, pois, tanto um texto
de esclarecimento como de consulta.
Há que se agradecer às pessoas que facilitaram esta empreitada. A primeira delas
– e literalmente assim, foi a Dra. Maria Lúcia Coelho da FEPAM que desde que a
proposta foi apresentada deu logo seu apoio e viabilizou que os trabalhos fossem
iniciados. Na verdade, tudo iniciou com uma audiência da ABAS/NS com a Dra.
Verena Nygaard e a Dra. Salete Cobalchini, da FEPAM, onde se decidiu que era preciso
ter-se algo que facilitasse o entendimento dos conceitos e mecanismos dos meios
aqüíferos, à GTZ que viabilizou financeiramente. Também, há que agradecer ao Dr.
Rogério Dewes, do DRH/RS, que, ao tomar conhecimento da iniciativa, logo entendeu a
importância e viabilizou apoio. À direção do IPH, inicialmente na pessoa do Dr.
Lawson Beltrane e, após, do Dr. Raul Dorfman também logo entenderam a importância
do texto e viabilizaram o apoio. Ao pessoal da Gráfica Maredi que competentemente
viabilizaram a transformação do texto na atual brochura.
A Associação Brasileira de Águas Subterrâneas, através de seu Núcleo Sul,
sente-se honrada em ter participado desta iniciativa e espera haver contribuído para o
bom uso dos recursos hídricos, necessários e escassos, e sua conseqüente preservação,
necessária e vital.
Mário Wrege
Instituto de Pesquisas Hidráulicas / UFGRS
Campus do Vale
91.501 - 970 Porto Alegre RS
Brasil
Paul Potter
Instituto de Geociências / UFGRS
Campus do Vale
91.506 – 960 Porto Alegre RS
Brasil
PREFÁCIO
Água subterrânea é um dos mais valiosos recursos naturais da Nação. Ela é a
fonte de cerca de 40 por cento da água usada para qualquer propósito excluída a
hidroeletricidade e a refrigeração de geradores elétricos.
Surpreendentemente, para um recurso que é tão largamente usado e tão
importante para a saúde e para a economia do país, a ocorrência da água subterrânea não
é apenas pobremente compreendida, mas também, de fato, sujeita a muitas concepções
errôneas e largamente difundidas. É comum a crença que água subterrânea ocorre em
rios subsuperficiais, assemelhando as correntes de superfície, e cuja presença pode ser
detectada por certos indivíduos. Esta concepção e outras têm dificultado o
desenvolvimento e a conservação da água subterrânea e têm afetado adversamente a
proteção de sua qualidade.
Para que a Nação receba o máximo benefício de seus recursos de água
subterrânea é essencial que cada um, desde o proprietário rural aos administradores de
abastecimentos de águas industriais ou municipais até dirigentes de agências de gestão
de água, federais ou estaduais, tornem-se mais conhecedores sobre a ocorrência,
desenvolvimento e proteção da água subterrânea. Este relatório foi preparado para
ajudar na satisfação das necessidades destes grupos, tanto quanto as necessidades de
hidrólogos, perfuradores de poços e outros engajados no estudo e no desenvolvimento
de suprimentos de água subterrânea. Consiste de 45 seções sobre os elementos básicos
da hidrologia de água subterrânea, arranjados em ordem, desde os mais básicos aspectos
do assunto através da discussão de métodos usados para determinar a produção de
aqüíferos até a discussão de problemas comuns encontrados na operação de suprimentos
de água subterrânea.
Cada seção consiste de um breve texto e um ou mais desenhos ou mapas que
ilustram os pontos principais cobertos no texto. Por ser o texto, de fato, uma discussão
expendida das ilustrações, muitas delas não tem legenda. Entretanto, quando mais de
um desenho é incluído numa seção, a cada desenho é designado um número dado em
parênteses, e tais números estão inseridos no texto em locais onde o leitor deve referirse ao desenho.
De acordo com a política do U.S. Geological Survey de encorajar o uso de
unidades métricas, tais unidades são usadas na maioria das seções. Nas seções que
tratam com a análise de dados de teste de aqüífero (bombeamento), as equações são
dadas em ambas as unidades: consistentes ou não...
Definições de termos de água subterrânea são dadas onde os termos são primeiro
introduzidos. Devido ao fato de que alguns termos serão novos a muitos leitores,
definições breves são também dadas na parte interna da capa para referência
conveniente por aqueles que desejam rever a definição esporadicamente à medida que
lêem o texto. Finalmente, para aqueles que necessitam rever, algumas operações
matemáticas simples que são usadas na hidrologia de água subterrânea, uma seção sobre
números, equações e conversões é incluída ao final do texto.
Ralph C. Heath
Hidrologia Básica de Água Subterrânea
A ciência da hidrologia seria relativamente simples
se a água não penetrasse a superfície da terra.
Harold E. Thomas
Hidrologia Básica de Água subterrânea é uma subdivisão da ciência da
hidrologia a qual trata da ocorrência do movimento e da qualidade da água sob
superfície da terra. É de escopo interdisciplinar no que envolve a aplicação das ciências
físicas, biológicas e matemáticas. É também uma ciência cuja aplicação exitosa é de
importância critica para o bem estar da humanidade. Devido a hidrologia da água
subterrânea tratar com a ocorrência e o movimento da água da água em um quase
infinitamente complexo ambiente é, em seu mais avançado estado, uma das mais
complexas ciências. Por outro lado, muitos de seus princípios e métodos básicos podem
ser entendidos rapidamente por não-hidrólogos e usados por eles na solução de
problemas de água subterrânea. O propósito deste relatório é o de apresentar estes
aspectos básicos da hidrologia da água subterrânea na forma que incentivará maior
entendimento de uso.
O ambiente da água subterrânea é escondido da vista, exceto em cavernas e em
minas, e a impressão que se obtém mesmo através destas é, largamente, confusa. De
nossas observações de superfície formamos uma impressão de uma terra “sólida”. Esta
impressão não é muito alterada quando se entra uma caverna calcária e se vê água
fluindo em um canal que a natureza cortou no que parece ser uma rocha sólida. De fato,
de nossas observações, tanto em superfícies com em cavernas somos levados a concluir
que a água subterrânea ocorre somente em rios subterrâneos e “veios”. Não vemos a
miríade de aberturas que existe entre grãos de areia e de silte, entre partículas de argila
ou, mesmo, ao longo das farturas de granito. Conseqüentemente, não sensoriamos a
presença de aberturas que, no volume total, em muito excedem o volume de todas as
cavernas.
R. L. Nace do U.S. Geological Survey estimou que o volume de aberturas em
superfícies (que estão ocupadas principalmente por água, gás e petróleo) esta na ordem
de 521.000 Km3 sob os estados unidos somente. Se visualizarmos tais aberturas como
formando uma caverna contínua sob total superfície dos Estados Unidos, sua altura seria
de cerca de 57 m. As aberturas, certamente, não são igualmente distribuídas, resultando
que nossa caverna imaginária variaria em altura desde de 3 m sob o Platô do Piemonte
ao longo da costa este a cerca de 2.500 m sob o delta do Mississipi. O ponto importante
a ser obtido desta discussão é o de que o volume total de abertura sob a superfície dos
estados unidos e outras terras continentais do mundo é muito grande.
A maioria das aberturas subsuperficiais contém água e a importância desta água
à humanidade pode ser rapidamente demonstrada pela comparação de seu volume com
os volumes de água na hidrosfera 1. Estimativas de volumes de água na hidrosfera têm
sido feitas pelo hidrólogo russo M.I.L’vovich e estão em um livro recentemente
traduzido ao inglês. A maioria da água, incluída a dos oceanos e as mais profundas na
crosta, contém concentrações relativamente altas de minerais dissolvidos e não está
rapidamente usável para necessidades humanas essenciais. Concentraremos, pois, nossa
discussão apenas na água doce. A tabela que segue contém estimativas de L’vovich para
água doce na hidrosfera. Sem surpresas nota-se que o maior volume de água doce
ocorre como gelo nos glaciais. Por outro lado, muita gente impressionada pela Terra
“sólida” fica surpresa ao saber que cerca de 14 por cento de toda a água doce é
subterrânea e que, se considerarmos apenas água, 94 por cento é água subterrânea.
Hidrologia de água subterrânea, como notado antes, trata não só com a
ocorrência da água de subsuperfície mas também com seu movimento. Contrário as
nossas impressões de rápido movimento observado em fluxo de correntes em cavernas,
o movimento da maioria da água subterrânea é muito lento. A verdade desta observação
torna-se rapidamente aparente da tabela, que mostra, na última coluna, a taxa de troca
de água ou tempo requerido para substituir a água agora contida, nas partes listadas da
hidrosfera. É especialmente importante notar que a taxa de troca de 280 anos para água
doce subterrânea é cerca de 1/9.000 a taxa de troca da água em rios.
Aberturas superficiais grandes para fornecer água em quantidade usável em
poços e nascentes ocorrem largamente sob a superfície terrestre e pois fazem a água
subterrânea um dos mais disponíveis recursos naturais. Quando este fato e o fato de que
a água subterrânea também representa o maior reservatório de água doce rapidamente
disponível ao homem são considerados juntos, torna-se óbvio que o valor da água
subterrânea, em termos tanto econômicos como de bem-estar, é incalculável.
Consequentemente, seu seguro desenvolvimento, sua diligente conservação e sua
consistente proteção da poluição são importantes preocupações de cada um. Estas
preocupações podem ser traduzidas em ação efetiva só pelo incremento de nosso
conhecimento dos aspectos básicos da hidrologia da água subterrânea.
1
A hidrosfera é o termo usado para referir as águas da Terra e, em seu mais largo uso, inclui toda a água:
vapor e gelo independentemente se ocorrem sob, na ou sobre a superfície da Terra.
ÁGUA DOCE DA HIDROSFERA E SUA TAXA DE TROCA
Partes da hidrosfera
Volume de água
Parte total de
Taxa de troca de
doce
água doce
água
[km ]
[%]
[ano]
Geleiras
24.000.000
84,945
8.000
Água subterrânea
4.000.000
14,158
280
Lagos e reservatórios
155.000
0,549
7
Solo
83.000
0,294
1
Atmosfera
14.000
0,049
0,027
Rios
1.200
0,004
0,031
Total
28.253.200
100,000
3
Rochas e Água
A maioria das rochas próximas da superfície da Terra é composta de sólidos e
vazios, como mostra a figura 1. A parte sólida é, certamente, muito mais óbvia que os
vazios mas, sem os vazios, não haveria suprimento de água a poços e fontes.
Rochas contenedoras de água consistem tanto de depósitos inconsolidados
(semelhantes a solos) como rochas sólidas. A superfície da Terra na maioria dos locais é
formada por solo e por depósitos não-consolidados que variam de espessura desde
poucos centímetros, próximos a afloramentos de rochas sólidas, a mais de 12.000 m sob
o delta do rio Mississipi. Os depósitos inconsolidados estão sobrejacentes a rochas
sólidas.
A maioria dos depósitos inconsolidados consiste de material derivado de
desintegração de rocha sólidas. O material consiste, em diferentes tipos de depósitos
inconsolidados, de partículas de rochas ou minerais variando de tamanho desde frações
do milímetro (tamanho argila) a muitos metros (matacões). Depósitos inconsolidados
importantes para a hidrologia da água subterrânea, incluem, em ordem crescente de
tamanho de grão: argila, silte, areias e cascalho. Um importante grupo de depósitos
inconsolidados também inclui fragmentos de conchas de organismos marinhos.
Rochas consolidadas consistem de partículas minerais de diferentes tamanhos e
formas que foram soldadas por calor e pressão ou por reações químicas em uma massa
sólida. Tais rochas são comumente referidas nos relatórios de água subterrânea como
embasamento. Incluem: calcário, dolomito, folhelho, sitito, arenito e conglomerado.
Rochas ígneas incluem: granito e basalto.
Há diferentes tipos de vazios em rochas e por vezes é útil sabê-los. Se os vazios
foram formados ao mesmo tempo que a rocha, eles são referidos como aberturas
primárias (2). Os poros em areia e cascalho e em outros depósitos inconsolidados são
aberturas primárias. Os tubos de lava e outras aberturas em basalto são aberturas
primarias.
Se os vazios foram formados após a formação da rocha, eles são referidos como
aberturas secundárias (2). As fraturas no granito e em rochas sedimentares consolidadas
são aberturas secundárias. Vazios em calcário, que são formados a medida que a água
subterrânea lentamente dissolve a rocha, são um tipo especialmente importante de
abertura secundária.
É útil introduzir o tópico de rochas e água contrastando depósitos inconsolidados
com rochas sólidas. É importante notar, entretanto, que muitas rochas sedimentares que
servem como fontes de água subterrânea estão entre tais extremos ficando no grupo de
rochas semiconsolidadas. Estas são rochas em que as aberturas incluem tanto fraturas
como interstícios – em outras palavras, tanto aberturas primárias como secundárias.
Muitos calcários e arenitos que são importantes fontes de água subterrânea são
semiconsolidados.
Água Subsuperficial
Toda a água sob a superfície da terra é referida com água do subsolo (ou água
subsuperficial). O termo equivalente para água sobre a superfície da terra é água de
superfície. Água subsuperficial ocorre em duas zonas diferentes. Uma, ocorrendo
imediatamente sob a superfície terrestre na maioria das áreas, contém ambos água e ar e
é referida como zona insaturada. A zona insaturada é quase que invariavelmente
sotoposta por uma zona na qual todas as aberturas interconectadas estão cheias de água.
Esta zona é referida como zona saturada.
Água na zona saturada é a única água subsuperficial que está disponível para
suprir poços e fontes e é a única água a qual o nome água subterrânea aplica-se
corretamente. Recarga da zona saturada ocorre por percolação da água de superfície
através da zona insaturada. A zona insaturada é, pois, de grande importância para a
hidrologia da água subterrânea. Esta zona pode ser dividida praticamente em três partes:
a zona do solo, a zona intermediaria e a parte superior da franja capilar.
A zona do solo estende-se da superfície do terreno a uma máxima profundidade
de um metro ou dois e é a zona que suporta crescimento de plantas. Ela é atravessada
por raízes vivas, por vazios deixados por raízes, por raízes decompostas de anterior
vegetação e por escavações de animais e de vermes. A porosidade e permeabilidade
desta zona tende a ser maior do que aquela do material sotoposto. A zona do solo é
sotoposta pela zona intermediária, a qual difere em espessura de local a local
dependendo da espessura da zona do solo e a profundidade à franja capilar.
A parte mais inferior da zona insaturada é ocupada pela franja capilar, a subzona
entre as zonas insaturada e saturada. A franja capilar resulta da atração entre águas e
rochas. Como resultado esta atração, água adere como um filme sobre a superfície das
partículas rochosas e ascende nos poros de pequeno diâmetro contra a ação da força
gravitacional. Água na franja capilar e na parte de cima desta, na zona insaturada, está
sob pressão hidráulica negativa – ou seja, esta sob pressão menor que a atmosférica
(barométrica). A superfície freática é o nível na zona saturada no qual a pressão
hidráulica é igual a pressão atmosférica e esta representada pelo nível da água em
poços sem uso. Abaixo da superfície freática, a pressão hidráulica aumenta com o
aumento da profundidade.
Ciclo Hidrológico
O termo ciclo hidrológico refere-se ao constante movimento da água sobre, na e
sob a superfície da Terra. O conceito de ciclo hidrológico é central ao entendimento da
ocorrência da água e ao desenvolvimento e administração de suprimentos em água.
Embora o ciclo hidrológico tenha começo e fim indefinidos, é conveniente
discutir suas feições principais começando com a evaporação a partir dos vegetais, das
superfícies líquidas expostas, incluída a superfície terrestre, e do oceano. Tal umidade
forma nuvens, que retornam a água à superfície da terra ou oceanos em forma de
precipitação.
Precipitação ocorre sob varias formas, incluídas chuva, neve e granizo, mas só
chuva será considerada nesta discussão. A primeira chuva molha a vegetação e outras
superfícies e então começa a infiltrar na terra. Velocidades de infiltração variam
largamente, dependendo do uso da terra, do caráter e do conteúdo de umidade do solo e
da intensidade e duração da precipitação, de possivelmente 25 mm/h em florestas
maduras sobre solos arenosos a poucos milímetros por hora em solos argilosos e siltosos
até zero em áreas pavimentadas. Quando e se a velocidade de precipitação excede a
velocidade de infiltração ocorre escorrimento superficial.
A primeira infiltração repõe a umidade do solo e após o excesso percola
lentamente através da zona intermediária à zona de saturação. A água na zona de
saturação move-se descendentemente e lateralmente a locais de descarga de água
subterrânea, tais como fontes nas encostas ou como surgência sob rios e lagos e oceano.
A água ao atingir as correntes, tanto por escorrimento superficial como descarga
de água subterrânea, move-se ao mar, onde é de novo evaporada, perpetuando o ciclo.
Movimento é claro, o elemento chave no conceito do ciclo hidrológico. Algumas
velocidades “típicas” de movimento estão mostradas na tabela que segue, junto com a
distribuição do suprimento de água na Terra.
VELOCIDADE DE MOVIMENTO E DISTRIBUIÇÃO DA ÁGUA
[Adaptado de L’vovich 1979, tabela 1]
Local
Velocidade
Distribuição
Km / d
%
Atmosfera
100
0,001
Superficial
10
0,019
Subterrânea
Gelo
Oceanos
-6
4,12
10
-3
1,65
-
93,96
10
Aqüífero e Camadas Confinantes
Do ponto de vista da ocorrência de água subterrânea, todas as rochas que
ocorrem em superfícies podem ser classificadas como aqüíferos ou como camadas
confinantes. Um aqüífero é uma unidade de rocha que suprira água a um poço ou fonte
em quantidades úteis (Usualmente em geologia “rocha” inclui os sedimentos nãoconsolidados). Uma camada confinante é uma unidade de rocha que tenha
condutividade hidráulica muito baixa que restrinja o movimento da água subterrânea
tanto para como de aqüíferos adjacentes.
Água subterrânea ocorre em aqüíferos sob duas diferentes condições. Onde a
água só parcialmente preenche o aqüífero, a superfície superior da zona saturada é livre
para subir ou descer. A água em tais aqüíferos é dita não-confinada e os aqüíferos são
referidos como não-confinados. Aqüíferos não-confinados são também largamente
referidos como aqüíferos freáticos.
Onde a água completamente preenche o aqüífero que está sobreposto por uma
camada confinante, a água no aqüífero é dita estar confinada. Tais aqüíferos são
referidos como aqüíferos confinados ou artesianos.
Poços abertos em aqüíferos não-confinados são referidos como poços freáticos.
O nível da água nestes poços indica a posição da superfície freática no aqüífero que os
cerca.
Poços furados em aqüíferos confinados são referidos como poços artesianos. O
nível da água nos poços artesianos nivela-se a uma altura acima do topo do aqüífero,
mas não necessariamente acima da superfície topográfica. Se o nível da água em poço
artesiano estabelece-se acima da superfície topográfica, o poço é um poço artesiano
jorrante. O nível da água em poços hermeticamente revestidos abertos em aqüífero
confinado equilibra-se com a superfície potenciométrica do aqüífero.
Porosidade
A relação entre as aberturas (vazios) e o volume total de um solo ou rocha é
referida como sua porosidade. Porosidade é expressa tanto como fração decimal ou
como porcentagem.
Assim,
onde n é porosidade como uma fração decimal, Vt é o volume total de amostra de solo
ou rocha, Vs é o volume de sólidos na amostra e Vv é o volume de abertura ( vazios).
Se multiplicarmos a porosidade determinada com a equação por 100, o resultado
é a porosidade expressa em porcentagem.
Solos estão entre os mais porosos dentre os materiais naturais, porque partículas
de solo tendem a formar grumos soltos e devido a presença de vazios deixados por
raízes e por animais escavadores. Porosidade em depósitos não consolidados depende
da variação dos tamanhos de grão (classificação) e da forma das partículas rochas, mas
não de seus tamanhos. Materiais a grão fino tendem a ser melhor classificados e, pois,
tendem a ter mais porosidade.
VALORES SELECIONADOS DE POROSIDADE
[Valores em por cento por volume]
Material
Aberturas primárias
Aberturas secundárias
-
-
Soltas
48
-
Compactadas
26
-
Solo
55
-
Argila
50
-
Areia
25
-
Cascalho
20
-
Carbonato
10
10
Arenito (semiconsol.)
10
1
-
0,1
10
1
Esferas iguais
Granito
Basalto jovem
Rendimento Específico e Retenção Específica
Porosidade é importante em hidrologia de água subterrânea porque indica-nos a
máxima quantidade de água, que uma rocha pode conter quando está saturada.
Entretanto, é igualmente importante saber que só uma parte desta água está disponível
para suprir um poço ou nascente.
Hidrólogos dividem a água sob armazenamento em subsuperfície em a parte que
irá drenar sob influência da gravidade (chamada rendimento específico) (1) e a parte
que é retida como um filme sobre as superfícies de rochas e em muito pequenas
aberturas (chamada retenção específica) (2). As forças físicas que controlam a retenção
específica são as mesmas forças envolvidas na espessura e no conteúdo de umidade da
franja capilar.
Rendimento Específico expressa quanta água está disponível para uso humano e
retenção específica expressa quanta água está retida na rocha após ser drenada pela
gravidade.
Assim,
onde n é porosidade, Sy é rendimento específico, Vd é o volume de água que drena do
volume total Vt, Vr é o volume de água retido no volume total Vt e Vt é o volume total
de uma amostra de solo ou de rocha.
VALORES SELECIONADOS DE POROSIDADE, RENDIMENTO
ESPECÍFICO E RETENÇÃO ESPECÍFICA
[Valores em percentagem por volume]
Material
Porosidade
Rendimento
Retenção específica
específico
Solo
55
40
15
Argila
50
2
48
Areia
25
22
3
Cascalho
20
19
1
Carbonato
20
18
2
Arenito (semiconsol.)
11
6
5
Granito
0,1
0,09
0,01
Basalto
11
8
3
Cargas e Gradientes
A profundidade da superfície freática é um importante fator no uso da superfície
do solo e no aproveitamento dos suprimentos de água dos aqüíferos livres (1). Onde a
superfície freática está a pequena profundidade a terra pode tornar-se “encharcada”
durante a estação chuvosa e imprópria para uso residencial e muitos outros. Onde a
superfície freática está a grande profundidade, o custo de construção de poços e de
bombeamento de água para usos domésticos pode ser proibitivamente alto.
A direção da inclinação da superfície freática é também importante porque
indica a direção do movimento da água subterrânea (1). A posição e a inclinação da
superfície freática (ou da superfície potenciométrica de um aqüífero confinado) são
determinadas medindo-se a posição do nível da água em poços em um ponto fixo (ponto
de medição) (1). (Veja: Medição de “Níveis de Água e Taxas de Bombeamento”). Para
usar estas medições para determinar a inclinação da superfície freática, a posição da
superfície freática em cada poço deve ser determinada relativamente a um plano datum
que seja comum a todos os poços. O datum mais comumente usado é o National
Geodetic Vertical Datum de 1929 (também comumente referido como nível do mar) (1).
Se a profundidade da água em um poço não-jorrante é subtraída da altitude do
ponto de medição, o resultado é a carga total no poço. Carga total, como definida em
fluidomecânica, é composta de carga de posição, carga de pressão e carga de
velocidade. Devido a água subterrânea mover-se relativamente devagar, a carga de
velocidade pode ser ignorada. Entretanto, a carga total em um poço de observação
envolve só dois componentes: carga de posição e carga de pressão (1).
Água subterrânea move-se no sentido do decréscimo da carga total, que pode ou
não coincidir com o decréscimo da carga de pressão.
A equação para a carga total (ht) é
hr = z + hp
onde z é a carga de posição e é a distância do datum ao ponto onde a carga de pressão
hp é medida.
Todos outros fatores sendo constante, a velocidade com que a água subterrânea
movimenta-se depende do gradiente hidráulico. O gradiente hidráulico é a variação em
carga por unidade de distância em uma dada direção. Se a direção não é especificada,
entende-se como aquela na qual a máxima taxa de redução em carga ocorre.
Se o movimento da água subterrânea é assumido ser no plano do esquema 1 –
em outras palavras, se ela move-se do poço 1 ao 2 – o gradiente hidráulico pode ser
calculado a partir da informação dada no desenho. O gradiente hidráulico é hl/L, onde hl
a perda de carga entre os poços 1 e 2 e L é a distancia horizontal entre eles, ou:
Quando o gradiente hidráulico é expresso em unidades consistentes, como no
exemplo acima em que o numerador e o denominador estão em metros, quaisquer outras
unidades consistentes de comprimento podem ser substituídas, sem mudarem o valor do
gradiente. Então, um gradiente de 5 pés/780 pés é o mesmo que um gradiente de 5
m/780m. Também é relativamente comum expressar gradientes hidráulicos em unidades
consistentes tais como metros por quilômetros ou pés por milha.
O sentido do movimento da água subterrânea e o gradiente hidráulico, ambos,
podem ser determinados se os seguintes dados estão disponíveis para três poços locados
em um arranjo triangular qualquer, tal como mostrado no esquema 2:
1. A posição geográfica relativa dos poços;
2. A distância entre os poços;
3. A carga total de cada posto.
Os passos para a solução estão resumidos a seguir e ilustrados no esquema 3:
a. Identificar o poço que tem o nível de água intermediário (que é nem o mais alto
nem o menor valor da carga hidráulica).
b. Calcular a posição, entre o poço tendo maior carga e o poço tendo a menor
carga; na qual a carga é a mesma que no poço intermediário.
c. Desenhar uma linha reta entre o poço intermediário e o ponto identificado no
passo b como sendo entre o poço tendo a maior carga e o tendo a menor carga.
Esta linha representa um segmento da linha de nível de água em que a carga
total é a mesma que no poço intermediário.
d. Desenhar uma linha perpendicular à curva de nível da água determinada acima e
passando ou pelo poço com maior carga ou pelo c com menor carga. Esta linha é
paralela á direção do movimento da água subterrânea.
e. Dividir a diferença entre a carga do poço e aquela da curva de nível da água pela
distância entre o poço e a curva de nível. A resposta é o gradiente hidráulico.
Condutividade Hidráulica
Aqüíferos transmitem água das áreas de recarga para as áreas de descarga e funcionam
como condutos porosos (ou dutos cheios de areia ou outro material transportador de
água). Os fatores que controlam o movimento da subsuperfície foram primeiro
expressos em forma da equação por Henry Darcy, um engenheiro francês, em 1856. A
lei de Darcy é
onde Q é a quantidade de água por unidade de tempo; K é a condutividade hidráulica e
depende do tamanho e arranjo das aberturas transmissoras de água (poros) e das
características dinâmicas do fluido (água) tais como viscosidade, cinemática, densidade
e a intensidade do campo gravitacional; A é a área perpendicular à direção de fluxo; e
dh/dl é o gradiente hidráulico 2.
2
onde o gradiente hidráulico é discutido como uma entidade independente como em “Cargas e
Gradiente”, é mostrado simbolicamente como h/l. e é referido como perda de carga por distância unitária.
Onde o gradiente hidráulico aparece como um dos fatores na equação, como na equação 1 é mostrado
simbolicamente como dh/dl para ser consistente com a literatura sobre água subterrânea. O gradiente
indica que a unidade de distância é reduzida a um valor tão pequeno quanto se possa imaginar, em acordo
com os conceitos do cálculo diferencial.
Devido a quantidade de água (Q) ser diretamente proporcional ao gradiente
hidráulico (dh/dl), dizemos que o fluxo de água subterrânea é laminar – ou seja,
partículas de água tendem a seguir linhas de fluxo definidas e não, misturar-se com
partículas em linhas de fluxo adjacentes (1). (Veja “Água Subterrânea e Redes de
Fluxo”).
Se rearranjarmos a equação 1, resolvendo-a para K, obtemos:
Assim, as unidades de condutividade hidráulica são aquelas de velocidade (ou
distância dividida por tempo). É importante notar a partir da equação 2, entretanto, que
os fatores envolvidos na definição da condutividade hidráulica incluem o volume de
água (Q) que se moverá na unidade de tempo (comumente, um dia) sob a unidade de
gradiente hidráulico (tal como um metro por metro) através de uma unidade de área (tal
como um metro quadrado). Estes fatores são ilustrados no esquema 1. expressando a
condutividade hidráulica em termos de uma unidade de gradiente, ao invés de um
gradiente real em algum lugar no aqüífero, permite uma rápida comparação de valores
de condutividade hidráulica para diferentes rochas.
A condutividade hidráulica das rochas varia por 12 ordens de magnitude (2). Há
muitos poucos parâmetros físicos cujos valores variam tão largamente. A condutividade
hidráulica não só difere em diferentes tipos e rochas, mas podem também ser diferente
de um local a outro na mesma rocha. Se a condutividade hidráulica é essencialmente a
mesma em uma área, o aqüífero na área é dito homogêneo. Se, por outro lado, a
condutividade hidráulica difere em diferentes partes da área, o aqüífero é dito ser
heterogêneo.
Condutividade hidráulica pode também ser diferente para diferentes direções em
qualquer parte no aqüífero. Se a condutividade hidráulica é essencialmente a mesma em
todas as direções, o aqüífero é dito isotrópico. Se for diferente para diferentes direções,
o aqüífero é dito ser anisotrópico.
Embora seja conveniente em muitas análises matemáticas do fluxo de água
subterrânea assumir que aqüíferos são tanto homogêneos como isotrópicos, tais
aqüíferos são raros, se existirem. A condição mais comumente encontrada, em muitas
rochas, especialmente em depósitos inconsolidados e em rochas sedimentares
horizontalizadas, para condutividade hidráulica é ser maior na condição horizontal que
na vertical.
Funções dos Sistemas de Águas Subterrâneas
Os aqüíferos e as camadas confinantes que ocorrem em uma área qualquer
compreendem o sistema de água subterrânea da área (1). Hidraulicamente, este sistema
serve duas funções: armazena água ao limite de sua porosidade e transmite água das
áreas de recarga para as de descarga. Assim, um sistema de água subterrânea serve tanto
como reservatório como conduto. Com exceção das cavernas calcárias, fluxos de lava e
cascalhos grosseiros, os sistemas de água são mais efetivos como reservatórios do que
como condutos.
Água entra nos sistemas de água subterrânea nas áreas de recarga e move-se
através deles, em função dos gradientes hidráulicos e condutividades hidráulicas, para
áreas de descarga (1).
A identificação das áreas de recarga está tornando-se cada vez mais importante
devido à expansão continua de áreas de superfície para fins de depósitos de refugos. Na
parte úmida do país, a recarga ocorre em todas as áreas de interflúvios – ou seja, em
todas as áreas exceto ao longo de rios e suas adjacentes planícies aluviais (1). As
correntes e as planícies aluviais são, sob a maioria das condições, ares de descarga.
Nas áreas mais secas (metade oeste) do interior dos Estados Unidos; as
condições de recarga são mais complexas. A maioria da recarga ocorre nas cadeias
montanhosas, nos leques aluviais que bordejam as cadeias montanhosas e ao longo de
canis de rios maiores onde eles estão cobrindo espessos depósitos de material permeável
aluvial.
As velocidades de recarga são geralmente expressas em termos de volume (tal
como metros cúbicos ou galões) por unidade de área (tal como quilometro quadrado,
acre). Quando estas unidades são reduzidas à sua forma mais simples, o resultado é
recarga, expressa com altura de água sobre a superfície da terra por unidade de tempo.
Recarga varia de ano a não, dependendo da quantidade de precipitação, sua distribuição
sazonal, temperatura do ar, uso da terra e outros fatores. Em relação ao uso da terra, as
velocidades de recarga em florestas são muito maiores do que aquelas em cidades.
As velocidades de recarga anuais variam em diferentes partes do país, de
essencialmente zero nas áreas desérticas até ao redor de 6000 mm/ano (1600 m3 km2 d1
) em áreas rurais em Long Island e em outras áreas rurais do Leste que locais de
ocorrência de solos muito permeáveis.
A velocidade de movimento da água subterrânea das áreas de recarga para as de
descarga depende das condutividades hidráulicas dos aqüíferos e camadas confinantes,
se a água move-se descendentemente a outros aqüíferos e dos gradientes hidráulicos,
(veja “Velocidade da água Subterrânea”). Um modo conveniente de mostrar a
velocidade é em termos do tempo requerido para a água subterrânea mover-se das
diversas partes da área de recarga à área de descarga mais próxima. O tempo varia de
poucos dias na zona adjacente a área de descarga a milhares de anos (milênios) para
água subterrânea que se move das partes centrais de algumas áreas de recarga através
das partes mais profundas do sistema de água subterrânea (1).
A descarga natural dos sistemas de água subterrânea influi não só no fluxo de
fontes, na percolação da água a canais fluviais ou terras alagadas, mas também na
evaporação da parte superior da franja capilar, onde ela ocorre até a profundidade em
torno de um metro. Grandes quantidades de água são também retiradas das franjas
capilares e da zona de saturação pelas plantas durante a estação de crescimento. Assim,
áreas de descarga incluem não só canais das correntes perenes, mas também a adjacente
planície aluvial e outras áreas baixas.
Uma das mais significantes diferenças entre áreas de recarga e descarga é que a
extensão em área das regiões de descarga é invariavelmente muito menor que as de
recarga. Esta diferença de tamanho mostra, como se poderia esperar, que áreas de
descarga são mais “eficientes” do que as de recarga. Recarga envolve movimento de
água na zona não-saturada na direção vertical; em outras palavras, movimento na
direção na qual a condutividade hidráulica é geralmente menor. Descarga, por outro
lado, envolve movimento saturado, muito do qual na direção horizontal – isto é, na
direção da condutividade hidráulica maior.
Outro importante aspecto da recarga e descarga envolve sincronização. Recarga
ocorre durante e imediatamente após períodos de precipitação e pois intermitentes (2).
Descarga, por outro lado, é um processo contínuo enquanto as cargas hidráulicas da
água subterrânea estão acima do nível no qual a descarga ocorre. Entretanto, entre
períodos de recarga, os níveis da água subterrânea decrescem e a velocidade da descarga
também decresce. A maioria da recarga dos sistemas de água subterrânea ocorre durante
o fim do outono, inverno e começo da primavera, quando as plantas estão dormentes e
as velocidades de evaporação são pequenas. Estes aspectos da recarga e descarga são
visíveis em gráficos que mostrem a flutuação do nível de água em poços de observação,
tal como o mostrado no esquema 2. A falta ocasional de correlação especialmente no
verão, entre precipitação e a subida do nível da água é devida parcialmente à distância
de 20 km entre a estação meteorológica e o poço.
Capilaridade e Fluxo Insaturado
A maioria da recarga dos sistemas de água subterrânea ocorre durante a
percolação da água através da zona insaturada. O movimento da água na zona
insaturada é controlado tanto pela força gravitacional como pela capilar.
Capilaridade resulta de duas forças: a atração mútua (coesão) entre as moléculas
de água e a atração molecular (adesão) entre água e diferentes materiais sólidos. Como
conseqüência destas forças, água subirá em tubos de vidro de pequeno diâmetro até uma
altura hc acima do nível da água no recipiente maior.
A maioria dos poros nos matérias granulares é de tamanho capilar e, como
resultado, água é puxada para cima formando uma franja capilar acima da superfície
freática do mesmo modo que a água seria puxada par cima em uma coluna de areia cuja
base está imersa em água (2).
ALTURA APROXIMADA DE SUBIDA CAPILAR (HC) EM MATERIAIS
GRANULARES
Material
Subida (mm)
Areia:
Grossa
125
Média
250
Fina
400
Silte
1000
Fluxo estacionário de água na zona insaturada pode ser determinado a partir de
uma lei de Darcy modificada. Estacionário neste contexto refere-se a uma condição na
qual o conteúdo de umidade permanece constante, como seria, por exemplo, sob uma
lagoa de rejeito cujo fundo está separado da superfície freática por uma zona insaturada.
Fluxo insaturado estacionário (Q) é proporcional à condutividade hidráulica
efetiva (Ke), a área perpendicular ao fluxo (A) e aos gradientes oriundos tanto das forças
gravitacionais como das capilares. Assim,
onde Q é a quantidade de água, Ke é a condutividade hidráulica sob o grau de saturação
existente na zona insaturada, hc – z/z é o gradiente devido às forças capilares (tensão
superficial) e dh/l é o gradiente devido à gravidade.
O sinal mais ou menos relaciona-se ao sentido do movimento – mais para
descendente e menos para ascendente. Para o movimento na direção vertical, acima ou
abaixo, o gradiente devido à gravidade é 1/1, ou 1. Para movimento lateral (horizontal)
na zona insaturada, o termo para gradiente gravitacional pode ser eliminado.
O gradiente capilar ao mesmo tempo depende do comprimento da coluna de
água (z) suportada por capilaridade em relação a máxima possível altura da subida
capilar (hc) (2). Por exemplo, se a base da coluna de areia é subitamente submergida em
água, o gradiente capilar tem seu máximo e a velocidade de subida da água é mais
rápida. A mediada que a frente de umidade avança coluna acima, o gradiente capilar
decresce e a velocidade de subida diminui (2).
O gradiente capilar pode ser determinado por medições, tensiômetro, das
pressões hidráulicas. Para determinar o gradiente é necessário medir a pressão negativa
(hp) em dois níveis na zona insaturada, como no esquema 3. A equação para a carga
total (ht) é
ht = z + h p
(2)
onde z é a elevação do tensiômetro. Substituindo valores nesta equação pelos do
tensiômetro nº 1 obtemos
ht = 32 + (-1) = 31 m
A carga total no tensiômetro nº 2 é de 26 m. A distancia vertical entre os
tensiômetros é de 32 m menos 28 m, ou 4 m. Devido a que o gradiente combinada,
gravitacional e hidráulico, é igual as perdas de cargas divididas pela distancia entre os
tensiômetros, o gradiente é:
Este gradiente inclui tanto o gradiente gravitacional (dh/dl) como o gradiente
capilar ([hc – z] / z). Devido a carga no tensiômetro nº 1 exceder a do tensiômetro nº 2,
sabemso que o fluxo é verticalmente descendente e que o gradiente garvitacional é 1/1,
ou 1. Entretanto o gradiente capilar é 0,25 m/m (= 1,25 – 1,00).
A condutividade hidráulica efetiva (Ke) é a condutividade hidráulica do material
que não está completamente saturado. È menor que a condutividade hidráulica
(saturada) (Ks) para o mesmo material. O esquema 4 mostra a relação entre o grau de
saturação e a razão entre as condutividades hidráulicas saturada e insaturada para areia
grossa. A condutividade hidráulica (Ks) da areia grossa é em torno de 60 m/d.
Estratificação e Fluxo Insaturado
A maioria dos sedimentos é depositada em camadas que têm entre si diferentes
tamanhos de grão, seleção ou composições minerais. Onde camadas adjacentes diferem
em uma destas características ou mais, o depósito é dito ser estratificado e sua estrutura
acamada é referida como estratificação.
As camadas de um depósito estratificado comumente diferem uma da outra tanto
em tamanho de grão como em seleção e, consequentemente, diferem uma da outra em
condutividade hidráulica. Estas diferenças em condutividade hidráulica afetam
significativamente tanto a percolação de água através da zona insaturada quanto o
movimento da água subterrânea.
Na maioria das áreas a zona insaturada é composta de camadas horizontal ou
quase. O movimento da água, por outro lado, é predominantemente na direção vertical.
Em muitos problemas de água subterrânea, especialmente naqueles relacionados a
deposição de poluentes em superfície, o efeito da estratificação do movimento de
fluidos através da zona insaturada é de grande importância.
A maneira na qual a água se move através da zona insaturada tem sido estudada
usando-se modelos contendo bolas de vidros. Um modelo (1) com bolas de um só
tamanho representando um depósito não-estratificado e outro (2), consistindo de cinco
camadas, três das quais contêm grãos mais finos e mais impermeáveis do que as outras
duas. As dimensões dos modelos são de 1,5 m x 1,2 m x 76 mm.
No modelo não estratificado a água foi introduzida no topo, movendo-se na
vertical descendentemente através de uma zona de constante largura ao fundo do
modelo (1). No modelo estratificado, camadas A, C e E consistem de bolas tamanho
silte (diâmetros de 0,036 mm) tendo uma altura capilar (hc) em torno de 1.000 mm e
uma condutividade hidráulica (K) de 0,8 m/d. Camadas B e D consistem de bolas
tamanho areia médio (diâmetro de 0,47 mm) tendo uma altura capilar cerca de 250 mm
e uma condutividade hidráulica de 82 m/d.
Devido a forte força capilar e a baixa condutividade hidráulica na camada A, a
água espalha-se lateralmente a quase a mesma velocidade da vertical e não entra na
camada B antes de 9 horas após o começo do experimento. Então a saturação capilar na
camada A atinge um nível em que a tensão capilar insatisfeita (restante) na camada A é
a mesma que na camada B. Em outras palavras, z na camada A neste tempo será de
1.000 mm – 250 mm, ou 750 mm (Para uma definição de z, veja “Capilaridade e fluxo
Insaturado”).
Devido a condutividade hidráulica na camada B ser 100 vezes aquela da camada
A, a água move-se através da camada B por zonas verticais estreitas. Podemos adivinhar
que as bolas de vidro nestas zonas foram depositadas algo mais soltas que em outras
partes das camadas.
Fluxo Saturado e Dispersão
Na zona saturada todas as aberturas inter-conectadas estão cheias de água e a
água move-se através destas aberturas na direção controlada pelo gradiente hidráulico.
O movimento na zona saturada pode ser tanto laminar como turbulento. No fluxo
laminar, as partículas de água movem-se de modo ordenado ao longo das linhas de
fluxo. No fluxo turbulento as partículas de água movem-se de modo desordenado,
altamente irregular, o que resulta numa completa mistura das partículas. Sob gradientes
hidráulicos naturais, fluxo turbulento ocorre só em grandes aberturas tais como aquelas
em cascalho, corridas de lava e cavernas de calcário. Fluxos são laminares na maioria
dos depósitos granulares e em rochas fraturadas.
No fluxo laminar em meio granular, as diferentes linhas de fluxo convergem em
estreitos gargalos entre as partículas e divergem nos maiores interstícios (1). Assim, há
alguma interdigitação das linhas de fluxo que resulta em dispersão transversal – ou seja,
dispersão a ângulos retos em relação a direção do fluxo da água subterrânea. Também,
diferenças na velocidade resultam da fricção entre a água e as partículas de rocha. A
menor velocidade do movimento ocorre adjacente às partículas e a mais rápida
velocidade ocorre no centro dos poros. A dispersão resultante é longitudinal – ou seja,
na direção do fluxo.
Danel (1953) descobriu que um corante injetado em um ponto em um meio
granular homogêneo e isotrópico dispersa lateralmente na forma de um cone de cerca de
6º de abertura (2). Ele também descobriu que a concentração do corante no plano a uma
certa distância do ponto de injeção é uma curva tipo sino similar a curva de
probabilidade normal. Devido à dispersão, longitudinal e transversal, a concentração de
pico decresce na direção do fluxo.
O efeito da dispersão longitudinal pode também ser observado a partir da
mudança de concentração da substância (C) à jusante do ponto no qual a substancia está
sendo injetada constantemente a uma concentração Co. A concentração lentamente sobe
a principio na medida em que as “mais rápidas” linhas de fluxo chegam e após sobe
rapidamente até a concentração atingir cerca de 0,7 Co, neste ponto a velocidade de
aumento da concentração começa a decrescer (3).
Dispersão é importante no estudo da poluição de água subterrânea. Entretanto, é
difícil medir no campo pois a velocidade e o sentido do movimento dos rejeitos são
também afetados pela estratificação, troca iônica, filtração e outras condições e
processos. Estratificação e diferenças espaciais na litologia e outras características dos
aqüíferos e camadas confinantes em verdade resultam em muito maior dispersão
longitudinal e lateral do que a medida por Danel para um meio isotrópico e homogêneo.
Movimento da Água Subterrânea e Topografia
É desejável, quando possível, determinar a posição da superfície freática e o
sentido do fluxo da água subterrânea. Para tal, é necessário determinar a altitude, ou a
altura acima do datum, do nível da água nos poços. Entretanto, em muitas áreas,
conclusões gerais, mas muito valiosas sobre o sentido do movimento da água
subterrânea podem ser derivadas de observações da superfície topográfica.
Gravidade é a força dominante no movimento da água subterrânea. Sob
condições naturais, a água subterrânea move-se “ladeira abaixo” até que, no curso do
fluxo, atinja a superfície topográfica como uma fonte ou através de descarga ao longo
das margens ou fundos de um canal fluvial ou um estuário.
Assim, a água subterrânea na parte mais baixa da zona saturada move-se das
áreas dos divisores de bacia para os rios ou a costa. Se ignorarmos as irregularidades
topográficas menores, descobriremos que a inclinaçao da topografia é também para os
rios e a costa. A profundidade da superfície freática é maior ao longo do divisor entre os
rios do que sob a planície aluvial. Efetivamente, a superfície freática é usualmente uma
réplica atenuada da superfície topográfica.
Em áreas onde a água subsuperfície é usada para usos domésticos e outras
necessidades que requeiram água de boa qualidade, fossas sépticas, aterros sanitários,
lagoas de decantação e outros locais de depósito de rejeitos não devem ser locados a
montante dos poços de suprimento.
A superfície potenciométrica dos aqüíferos confinados, como a superfície
freática, também mergulha das áreas de recarga para as de descarga. Aqüíferos
confinados rasos, que são relativamente comuns na Planície Costeira Atlântica,
compartilham tanto áreas de descarga como recarga com os aqüíferos não-confinados
superficiais. Este compartilhamento pode não ser o caso dos aqüíferos confinados mais
profundos. As principais áreas de recarga para estes estão provavelmente nas áreas de
afloramento próximas a borda da Planície Costeira e suas áreas de descarga são
provavelmente próximas as cabeceiras dos estuários junto aos rios maiores. Então, o
movimento da água através destes aqüíferos é em geral na direção de oeste para leste,
onde não houve modificação por bombeamentos.
No oeste do interior dos Estados Unidos e especialmente na região das bacias
aluviais as condições são mais variáveis do que aquelas descritas acima. Nesta área, rios
fluindo das cadeias montanhosas às planícies aluviais perdem água aos depósitos
aluviais; assim, água subterrânea na parte superior da zona saturada flui vale abaixo e
afastando-se dos rios.
Água subterrânea esta normalmente escondida; como conseqüência, muitas
pessoas têm dificuldade em visualizar sua ocorrência e movimento. Esta dificuldade
afeta adversamente a habilidade de entender e de lidar efetivamente com os problemas
de água subterrânea. Isto pode ser resolvido através do uso de redes de fluxo, que são
um dos mais efetivos meios até agora imaginados para ilustrar as condições nos
sistemas de água subterrânea.
Redes de Fluxo de Água Subterrânea
Redes de fluxo consistem de dois conjuntos de linhas. Um conjunto, referido
como linhas equipotenciais, conectam pontos de igual carga e representam a altura da
superfície freática, ou a superfície potenciométrica de um aqüífero confinado, acima de
um datum. O segundo conjunto, referido como linhas de fluxo, mostram os trajetos
idealizados seguidos pelas partículas de água, como elas se movem através do aqüífero.
Devido a água subterrânea mover-se no sentido do gradiente hidráulico mais inclinado,
linhas de fluxo em aqüíferos isotrópicos são perpendiculares as linhas equipotenciais –
ou seja, linhas de fluxo cortam as linhas equipotenciais em ângulos retos.
Há um infinito numero de linhas equipotenciais e linhas de fluxo em um
aqüífero. Entretanto, para propósitos de analise de rede de fluxo, só umas poucas deste
conjunto necessitam ser desenhadas. Linhas equipotenciais são desenhadas de modo que
a queda de carga seja a mesma entre pares de linhas adjacentes. Linhas de fluxo são
desenhadas de modo que o fluxo seja igualmente dividido entre pares adjacentes de
linhas e assim, junto com linhas equipotenciais, elas formam uma série de “quadrados”.
Redes de fluxo não só mostram o sentido do movimento, mas também, se são
desenhadas com cuidado, podem ser usadas para estimar a quantidade de água em
trânsito através de um aqüífero. Segundo a lei de Darcy, o fluxo através de um
“quadrado” é
e o fluxo total através de qualquer conjunto ou grupo de “quadrados” é
onde K é a condutividade hidráulica, b é a espessura do aqüífero no ponto médio entre
as linhas equipotenciais, w é a distância entre linhas de fluxo, dh é a diferença em carga
entre linhas equipotenciais, dl é a distância entre linhas equipotenciais e n é o número de
quadrados através dos quais o fluxo ocorre.
Desenhos 1 e 2 mostram uma rede de fluxo tanto em planta como em corte para
uma área contendo um aqüífero não-confinado constituído de areia. A areia esta acima
de uma camada confinante horizontal, cujo topo está até 3 m acima do datum. O fato
que algumas linhas de fluxo originam-se na área na qual as cargas excedem 13 m indica
a presença de recarga ao aqüífero nesta área. As posições relativas da superfície
topográfica e da superfície freática no esquema 2 sugere que a recarga ocorre através da
área, exceto ao longo dos vales dos rios. Esta sugestão é confirmada pelo fato que linhas
de fluxo também originam-se em áreas onde cargas são menos que 13 m.
Como mostram os esquemas 1 e 2, linhas de fluxo originam-se nas áreas de
recarga e terminam nas áreas de descarga. Curvas fechadas (linhas equipotenciais)
indicavam áreas de recarga centrais mas não indicam normalmente os limites das áreas.
Em corte no esquema 2, as cargas decrescem à montante na área de descarga.
Conseqüentemente, quanto mais fundo um poço é furado na área de recarga, mais baixo
será o nível da água no poço em relação a superfície topográfica. O reverso é verdadeiro
nas áreas de descarga. Assim, em área de descarga, se um poço é furado suficientemente
profundo em um aqüífero não-confinado, o poço pode fluir acima da superfície
topográfica. Conseqüentemente, um poço jorrante não necessariamente indica condições
artesanais.
Desenhos 3 e 4 mostram linhas de fluxo na vizinhança de uma corrente que
recebe água nas suas cabeceiras e perde água ao fluir a jusante. Nas porções em que
ganha água, as linhas equipotenciais formam um V apontando para montante; na região
de perda, elas formam um V apontando para jusante.
Movimento da Água Subterrânea e Estratificação
Aproximadamente todos os sistemas de água subterrânea incluem ambos:
aqüífero e camadas confinantes. Assim, o movimento de água subterrânea através destes
sistemas envolve fluxo não só através dos aqüíferos mas também através das camadas
confinantes (1).
As condutividades hidráulicas dos aqüíferos são dezenas a milhares de vezes
aquelas das camadas confinantes. Assim, aqüíferos oferecem a menor resistência ao
fluxo, o resulta sendo que, para uma dada velocidade de fluxo, a perda de carga por
unidade de distância ao longo de uma linha de fluxo é dezenas a milhares de vezes
menor em aqüíferos do que em confinantes.
Conseqüentemente, fluxo lateral nas
confinantes é usualmente negligível e linhas de fluxo tendem a concentrar-se nos
aqüíferos e ser paralelas aos limites dos aqüíferos (2).
Diferenças nas condutividades hidráulicas dos aqüíferos e confinantes causam a
refração ou quebra das linhas de fluxo nos limites. Como as linhas de fluxo movem-se
de aqüíferos às confinantes, elas são refratadas em direção perpendicular ao limite. Em
outras palavras, elas são refratadas na direção que produz o menor trajeto de fluxo na
camada confinante. À medida que as linhas de fluxo emergem da camada confinante,
elas são refratadas de volta aproximando-se da direção paralela ao limite (1).
Os ângulos de refração (e o espaçamento entre as linhas de fluxo em aqüíferos e
camadas confinantes adjacentes) são proporcionais as diferenças em condutividade
hidráulica (K) (3) tal que
Em vista de corte, a superfície freática é uma linha de fluxo. Ela representa uma
superfície de limite para o sistema de água subterrânea; assim, no desenvolvimento de
muitas equações de fluxo de água subterrânea é assumido ser ela coincidente com uma
linha de fluxo. Entretanto, durante períodos quando a recarga está chegando ao topo da
franja capilar, a superfície freática é também o ponto de origem das linhas de fluxo (1).
O movimento da água através dos sistemas de água subterrânea é controlado
pela condutividade hidráulica horizontal e vertical e pela espessura dos aqüíferos e
confinantes e os gradientes hidráulicos. A diferença máxima em carga existe entre as
partes centrais das áreas de recarga e áreas de descarga. Devido à relativamente grande
perda de carga que ocorre, à medida que a água move-se através das camadas
confinantes, a circulação de água subterrânea mais vigorosa ocorre normalmente através
dos aqüíferos mais rasos. O movimento torna-se mais e mais letárgico à medida que a
profundidade aumenta.
As mais importantes exceções à situação geral descrita no parágrafo precedente
são aqueles sistemas nos quais um ou mais dos aqüíferos mais profundos têm
transmissividades significativamente maiores do que aquelas dos aqüíferos superficiais
e outros. Assim, no leste da Carolina do Norte, o Carbonato Castle Hayne, que ocorre
em profundidade variando de cerca de 10 m a cerca de 75 m sob a superfície
topográfica, é o aqüífero dominante devido a sua transmissividade muito grande,
embora seja sobreposto na maioria da área por um ou mais permeáveis aqüíferos.
Velocidade da Água Subterrânea
A velocidade de movimento da água subterrânea é importante em muitos
problemas, particularmente naqueles relacionados à poluição. Por exemplo, se uma
substância danosa é introduzida em um aqüífero à montante de um poço de suprimento,
é urgente estimar quando tal substancia tingira o poço.
A velocidade de movimento da água subterrânea é grandemente superestimada
por muita gente, incluindo aqueles que pensam em termos de água subterrânea
movendo-se através de “veios” e rios subterrâneos a velocidade comumente observada
em correntes superficiais. Seria apropriado comparar a velocidade de movimento da
água subterrânea no movimento da água no meio de um lago muito grande sendo
drenado por um pequeno rio.
A equação da velocidade da água subterrânea pode ser derivada da combinação
da lei de Darcy e a equação da velocidade da hidráulica.
onde Q é a razão do fluxo ou volume por unidade de tempo, K é a condutividade
hidráulica, A é a área perpendicular à direção d fluxo, através da qual ocorre, dh/dl é o
gradiente hidráulico e v é a velocidade de Darcy, que é a velocidade média de toda área
por onde passa o fluxo. Combinado estas equações, obtém-se
Devido esta equação conter termos só para condutividade hidráulica e gradiente
ela não está completa como expressão da velocidade da água subterrânea. O termo
faltante é a porosidade (n) pois, como sabemos, a água move-se através de aberturas
numa rocha. Adicionando porosidade, obtemos
1. Aqüífero composto de areia grossa
2. Camada confinante composta de argila
As velocidades calculadas com a equação 1 são, no mínimo, valores médios.
Onde há poluição da água subterrânea as maiores velocidades de movimento podem ser
muitas vezes maior que a velocidade média. Também, as velocidades de movimento em
cavernas de calcário, tubos de lava e grandes fraturas em rocha podem aproximar
aquelas observadas em correntes superficiais.
Ainda mais, o movimento de aqüíferos não-confinados não está limitado à zona
abaixo da superfície freática ou à zona saturada. Água na franja capilar está sujeita ao
mesmo gradiente hidráulico que existe na superfície freática; água na franja capilar
move-se, assim, no mesmo sentido que a água subterrânea.
Como o esquema mostra, a velocidade do movimento lateral na franja capilar
decresce no sentido vertical ascendente e torna-se zero o topo da franja. Esta
consideração é importante onde aqüíferos não-confinados estão poluídos com gasolina e
outras substâncias menos densas que a água.
Transmissividade
A capacidade de um aqüífero em transmitir água com a viscosidade cinemática
predominante é referida como transmissividade. A transmissividade (T) de um aqüífero
é igual à condutividade hidráulica do aqüífero multiplicada pela espessura saturada do
aqüífero. Assim,
onde T é transmissividade, K é a condutividade hidráulica e b é a espessura do aqüífero.
Como no caso da condutividade hidráulica, a transmissividade é também
definida em termos de um gradiente hidráulico unitário.
Se a equação 1 é combinada com a lei de Darcy (veja “Condutividade
Hidráulica”), o resultado é uma equação que pode ser usada para calcular a quantidade
de água (q) movendo-se através de uma unidade de largura (w) de um aqüífero. A lei de
Darcy é
Expressando a área (A) como bw, obtemos
Após, expressando a transmissividade (T) como Kb, obtemos
Modificando a equação 2 para determinar a quantidade de água (Q) movendo-se através
de uma grande largura (W) de um aqüífero é
ou, se é reconhecido T, aplica-se a uma unidade de largura (w) de um aqüífero, a
equação pode ser posta mais simplesmente como
Se a equação 3 for aplicada ao esquema 1, a quantidade de água fluindo no lado
direito da figura pode ser calculada usando-se valores aí mostrados, como segue:
A equação 3 é também usada para calcular a transmissividade onde a quantidade
de água (Q) descarregando de uma certa largura de aqüífero pode ser determinada
como, por exemplo, com as medidas de vazão em rios. Rearranjando os termos obtemos
As unidades de transmissividade, como a equação precedente demonstra, são
O esquema 2 ilustra a situação hidrológica que permite calcular a
transmissividade através do suo da vazão do rio. O cálculo pode ser feito só durante a
estação seca (fluxo de base), quando toda a água do rio é derivada da descarga da água
subterrânea. Para o propósito deste exemplo, os seguintes valores são assumidos:
Média diária do fluxo na estação A: ................................................................. 2,485 m3/s
Média diária do fluxo na estação B: ................................................................. 3,355 m3/s
Aumento do fluxo devido descarga de água subterrânea: ................................ 0,130 m3/s
Descarga diária total ao rio: ........................................................................... 11.232 m3/d
Descarga da metade do aqüífero (um lado do rio): .......................................... 5.616 m3/d
Distância (x) entre estações A e B: ....................................................................... 5.000 m
Espessura média de aqüífero (b): .............................................................................. 50 m
Inclinaçao média da superfície freática (dh/dl) determinada a partir de medidas nos
poços de observação: ..................................................................................... 1 m/2.000 m
Pela equação 4,
A condutividade hidráulica é determinada a partir da equação 1 como segue:
Como a transmissividade depende tanto de K como de b, seu valor difere para
diferentes aqüíferos e de ponto a ponto no mesmo aqüífero. Valores estimados de
transmissividade para os principais aqüíferos em diferentes partes do país variam de 1
m2/d para algumas rochas ígneas e sedimentares fraturadas, até 100.000 m2/d para
carbonatos e corridas de lava.
Finalmente, transmissividade substitui o termo “coeficiente de transmissividade”
porque, por convenção um aqüífero é transmissivo e a água nele é transmissível.
Coeficiente de Armazenamento
As habilidades (capacidades) dos materiais recebedores de água em armazenar e
transmitir água são suas mais importantes propriedades hidráulicas. Dependendo do uso
pretendido da informação, estas propriedades são dadas tanto em termos de um cubo
unitário do material ou em termos de um prisma unitário do aqüífero.
Propriedade
Cubo unitário
Prisma unitário
Capacidade transmissiva
Condutividade hidráulica (K)
Transmissividade (T)
Armazenagem disponível
Produção especifica (Sy)
Coeficiente de armazenamento (S)
O coeficiente de armazenamento (S) é definido como o volume de água que um
aqüífero libera ou toma em armazenamento por unidade de área superficial do aqüífero
por unidade de variação em carga. O coeficiente de armazenamento é adimensional,
como a seguinte equação mostra, na qual as unidades do numerador e do denominador
cancelam-se:
O valor do coeficiente de armazenamento depende se o aqüífero é confinado ou
não (1). Se o aqüífero é confinado, a água liberada do armazenamento quando a carga
declina vem da expansão da água e da compressão do aqüífero. Em relação a um
aqüífero confinado, a expansão de um dado volume de água em resposta ao declínio da
pressão é muito pequeno. Num aqüífero confinado com porosidade de 0,2 e com água a
temperatura de cerca de 15 ºC, apenas a expansão da água libera cerca de 3 x 10
–7
m3
de água por metro cúbico de aqüífero por metro de declínio de carga. Para determinar o
coeficiente de armazenamento de um aqüífero em função da expansão da água, é
necessário multiplicar a espessura do aqüífero por 3 x 10
–7.
Assim, se apenas a
expansão da água é considerada, o coeficiente de armazenamento de um aqüífero de 100
m de espessura seria 3 x 10
–5
. O coeficiente de armazenamento da maioria dos
aqüíferos confinados varia entre 10
-5
a 10-3 (0,000.01 a 0,001). A diferença entre estes
valores e o valor devido à expansão da água é atribuída à compressão do aqüífero.
O esquema 2 ajudará no entendimento deste fenômeno. Mostra uma visão
microscópica do contato entre um aqüífero e a camada confinante sobreposta. A carga
total sobre o topo do aqüífero é suportada parcialmente pelo esqueleto sólido do
aqüífero e parte pela pressão hidráulica exercida pela água no aqüífero. Quando a
pressão da água diminui, mais carga tem que ser suportada pelo esqueleto sólido. Como
resultado, as partículas de rocha são deformadas e o espaço poroso é reduzido. A água
exprimida dos poros quando seus volumes são reduzidos representa a parte do
coeficiente de armazenamento devido a compressão do aqüífero.
Se o aqüífero é não-confinado, a origem predominante da água é a drenagem
gravitacional dos sedimentos através do que o declínio da superfície freática ocorre. Em
um aqüífero não-confinado o volume de água derivada da expansão da água e
compressão do aqüífero é negligível. Assim, em um tal aqüífero, o coeficiente de
armazenamento é virtualmente igual a produção especifica e varia de cerca de 0,1 a até
cerca de 0,3.
Devido a diferença em origem do armazenamento, o coeficiente de
armazenamento do aqüífero não-confinado é de 100 a 10.000 vezes o coeficiente de
armazenamento de aqüíferos confinados (1). Entretanto, se os níveis de água na área são
reduzidos ao ponto em que um aqüífero muda de condição confinada a não-confinada, o
coeficiente de armazenamento do aqüífero imediatamente aumenta desde aquele valor
do aqüífero confinado para o do aqüífero não-confinado.
Rebaixamentos de longo prazo de água em muitos aqüíferos confinados
resultaram em drenagem da água tanto das camadas de argila dentro do aqüífero como
das camadas confinantes adjacentes. Esta drenagem aumenta a carga no esqueleto sólido
e resulta na compressão do aqüífero e subsidência da superfície topográfica.
Subsidência da superfície topográfica causada por drenagem das camadas argilosas
ocorreu no Arizona, Califórnia, Texas e outras áreas.
As fontes potenciais de água em um sistema de água subterrânea a duas unidades
consiste de uma camada confinante e um aqüífero confinado, como mostrado no
esquema 3. O esquema é baseado na presunção que a água é removida em dois estágios
separados – o primeiro enquanto a superfície potenciométrica é rebaixada ao topo do
aqüífero e o segundo, pela dessaturação do aqüífero.
As diferenças em coeficientes de armazenamento de aqüíferos não-confinados e
confinados são de grande importância na determinação da resposta dos aqüíferos a
tensões tais como rebaixamentos através de poços (veja “Projeto de Campos de Poços”).
Cone de Depressão
Tanto poços com nascentes servem como fontes de suprimento de água
subterrânea. Entretanto, a maioria das nascentes que tenham vazões suficientemente
grandes para satisfazer necessidades municipais, industriais ou grandes demandas
agrícolas e comerciais somente ocorrem em áreas de ocorrência de calcários cavernosos
e corridas de lava. Entretanto, a maioria das demandas em água subterrânea são
satisfeitas se retiradas a partir de poços.
A resposta de aqüíferos às retiradas dos poços é um tópico importante em
hidrologia das águas subterrâneas. Quando extrações começam, o nível da água começa
a descer a medida que a água é removida do armazenamento através do poço. A carga
no poço cai abaixo do nível daquele aqüífero. Como resultado, a água começa a moverse do aqüífero ao poço. Com a continuidade do bombeamento, o nível da água no poço
continua a cair e a velocidade do fluxo ao poço do aqüífero continua a aumentar até que
a vazão de entrada iguala a descarga.
O movimento da água do aqüífero ao poço resulta na formação de um cone de
depressão (1) (2). Como a água deve convergir ao poço de todas as direções e como a
área através da qual o fluxo ocorre decresce na direção do poço, o gradiente hidráulico
deve tornar-se mais intenso na direção do poço.
Muitas diferenças importantes existem entre os cones de depressão em aqüíferos
não-confinados e confinados. Rebaixamentos em aqüíferos não-confinados resulta na
drenagem da água das rochas através do que a superfície freática decresce enquanto o
cone de depressão se forma (1). Como o coeficiente de armazenamento de um aqüífero
não-confinado iguala a produção especifica do material aqüífero, o cone de depressão
expande-se muito lentamente. Por outro lado, a dessaturação do aqüífero resulta em um
decréscimo na transmissividade, o que causa, por sua vez, um aumento no rebaixamento
tanto no poço como no aqüífero.
Retiradas em um aqüífero confinado causam uma diminuição na pressão
artesiana, mas não (normalmente) causam dessaturação do aqüífero (2). A retirada de
água de um aqüífero confinado é derivada da expansão da água e compressão do
esqueleto da rocha do aqüífero (veja “Coeficiente de Armazenamento”). O coeficiente
de armazenamento muito pequeno de aqüíferos confinados resulta numa muito rápida
expansão do cone de depressão. Consequentemente a interferência mútua dos cones em
expansão em torno de poços adjacentes ocorre mais rapidamente em aqüíferos
confinados do que em não-confinados.
Cones de depressão causados por grandes retiradas de aqüíferos confinados
extensos podem afetar áreas muito grandes. O esquema 3 mostra cones de depressão
superpostos que existiam em 1981 em um aqüífero confinado extenso composto de
areias inconsolidadas, argila e silte intercamadados de idade Cretácea na parte central da
Atlatic Coastal Plain. Os cones de depressão são causados por retiradas de cerca de
277.000 m3/d de campos de poços em Virginia e North Carolina (veja “Fonte de Água
dos Poços”).
Fonte de Água dos Poços
Tanto em desenvolvimento econômico como o efetivo manejo de qualquer
sistema de água subterrânea requerem um entendimento da resposta do sistema de
retirada de poços. A primeira descrição concisa dos princípios hidrológicos envolvidos
nesta resposta foi apresentada por C.V. Theis em um artigo publicado em 1940.
Theis assinalou que a resposta de um aqüífero a retiradas dos poços depende:
1) Da velocidade de expansão do cone de depressão causada pelas retiradas, que
depende da transmissividade e do coeficiente de armazenamento do aqüífero.
2) Da distância a áreas em que a taxa de descarga do aqüífero pode ser reduzida.
3) Da distância a áreas de recarga em que a taxa de recarga pode ser aumentada.
Em um período suficientemente longo sob condições naturais – ou seja, antes do
começo das retiradas – a descarga de cada sistema de água subterrânea iguala a recarga
(1). Em outras palavras,
descarga natural (D) = recarga natural (R)
No leste dos Estados Unidos e em regiões mais úmidas do oeste, a quantidade e
distribuição da precipitação são tais que o período de tempo através do qual a descarga e
recarga balançam-se pode ser menos que um ano ou, ao máximo, uns poucos anos. Nas
regiões mais secas do país – ou seja, em áreas que geralmente recebem menos que cerca
de 500 mm de precipitação anualmente – o período através do qual a descarga e recarga
balançam-se pode ser de vários anos ou mesmo séculos. Em períodos mais curtos,
diferenças entre descarga e recarga envolve mudança em armazenamento de água
subterrânea. Em outras palavras, quando descarga excede recarga o armazenamento de
água subterrânea (S) é reduzido por uma quantia∆S igual a diferença entre descarga e
recarga. Assim,
D = R + ∆S
Inversamente, quando recarga excede descarga o armazenamento de água subterrânea é
aumentado. Assim,
D = R - ∆S
Quando a retirada através de um poço começa, a água é removida do
armazenamento na vizinhança enquanto o cone de depressão desenvolve-se (2). Assim,
a retirada (Q) é balanceada pela redução do armazenamento de água subterrânea. Em
outras palavras,
Q = ∆S
A medida que o cone de depressão expande-se centrifugamente a partir do poço
bombeado, pode atingir uma área onde a água está descarregando de um aqüífero. O
gradiente hidráulico será reduzido em direção a área de descarga e a velocidade de
descarga natural decrescerá (3). Até quando o decréscimo de descarga natural compensa
o bombeamento, a taxa com que a água esta sendo removida do armazenamento
também irá decrescer. Se e quando a redução da descarga natural iguala a taxa retirada
(Q), um novo balanço será estabelecido no aqüífero. Este balanço em forma simbólica é
(D - ∆D) + Q = R
Inversamente, se o cone de depressão expande-se na área de recarga ao invés de
na descarga, o gradiente hidráulico entre a área de recarga e o poço em bombeamento
será aumentado. Se, sob condições naturais mais água está disponível na área de recarga
do que o aqüífero pode aceitar (a condição que Theis referiu-se como recarga rejeitada),
o aumento no gradiente afastando-se da área de recarga permitirá ocorrer mais recarga e
a velocidade de crescimento do cone de depressão irá aumentar. Se e quando o aumento
em recarga (∆R) iguala a taxa de retirada (Q) um novo balanço será estabelecido no
aqüífero e a expansão do cone de depressão cessará. O novo balanço é simbolicamente
D + Q = R + ∆R
No leste dos Estados Unidos rios alimentados por aqüíferos são comuns e áreas
em que a descarga ocorre são relativamente sem importância. Nesta região, o
crescimento de cones de depressão primeiro causa comumente uma redução da descarga
natural. Se os poços de bombeamento estão próximos a um rio ou se as retiradas são
continuadas por longos períodos, a descarga de água subterrânea ao rio pode ser
interrompida inteiramente na vizinhança dos poços e água pode ser induzida a mover-se
do rio para o aqüífero (4). Em outras palavras, a tendência nesta região é para retiradas
modificarem as áreas de descarga em áreas de recarga. Esta consideração é importante
onde os rios contêm águas poluídas ou onde o fluxo está comprometido ou é necessário
a outros propósitos.
Para sumariar, a retirada de água subterrânea através de poço reduz água do
armazenamento no aqüífero fonte durante o crescimento do cone de depressão. Quando
e se o cone de depressão cessa de expandir-se, a taxa de retirada está sendo balanceada
por uma redução na taxa de descarga natural e (ou) por um aumento na taxa de recarga
natural. Sob tal condição,
Q = ∆D + ∆R
Teste de Aqüífero
A determinação da produção de sistemas de água subterrânea e a avaliação do
movimento e do destino de poluente em água subterrânea requerem, dentre outras
informações, o conhecimento de:
1) Posição e espessura dos aqüíferos confinantes.
2) Transmissividade de coeficiente de armazenamento de aqüíferos.
3) Características hidráulicas das confinantes.
4) Posição e natureza dos limites do aqüífero.
5) Locais e quantidade das retiradas do aqüífero.
6) Locais, tipo e quantidade de poluente e praticas poluidoras.
A aquisição de conhecimento sobre estes fatores requer investigações tanto
geológicas como hidrológicas. Um dos mais importantes estudos hidrológicos envolve a
análise da mudança no tempo, nos níveis de água (ou cargas totais) em um aqüífero
causados pelas retiradas através dos poços. Este tipo de estudo é referido como um teste
de aqüífero e, na maioria dos casos, inclui bombear um poço a vazão constante por um
período variando de algumas horas a alguns dias e medir a mudança de nível de água
em poços de observação locados a diferentes distâncias do poço de bombeamento (1).
Testes de aqüífero satisfatórios requerem, entre outras coisas:
1) Determinação da tendência do nível da água pré-bombeamento (ou seja, a
tendência regional).
2) Manutenção cuidadosa da vazão de bombeamento constante.
3) Acuradas medições de nível de água feitas em tempos precisamente conhecidos
durante os períodos de rebaixamento e recuperação.
Rebaixamento é a diferença entre o nível de água a qualquer tempo durante o
teste e a posição na qual o nível de água estaria se as retiradas não houvessem
começado. À medida que o bombeamento continua e o cone de depressão expande-se a
velocidade de rebaixamento decresce (2).
A recuperação do nível da água sob condições ideais é a imagem do
rebaixamento. A variação no nível da água durante o período de recuperação é o mesmo
que se as retiradas houvessem continuado na mesma vazão no poço bombeado mas, no
momento do desligamento da bomba, um poço de recarga começasse a recarregar água
no mesmo ponto e com a mesma vazão. Assim, a recuperação do nível da água é a
diferença entre o nível real medido e o projetado por bombeamento (2).
Em adição ao teste a vazão constante mencionado acima, métodos analíticos têm
sido desenvolvidos para muitos outros tipos de testes de aqüífero. Estes métodos
incluem testes em que a vazão de retirada é variada e testes que envolvem vazamento de
água através das camadas confinantes aos aqüíferos confinados. Os métodos analíticos
disponíveis também permitem análise de testes conduzidos tanto em poços verticais
como horizontais ou drenos.
O mais comumente usado método de análise de dados de teste de aqüífero – o
para um poço vertical bombeado a vazão constante em um aqüífero não afetado por
vazamento vertical e limites laterais – será coberto na discussão da “Análise de Dados
dos Testes de Aqüífero”. O método de analise requer o uso de uma curva-padrão
baseada em valores de W(u) e 1/u listados na tabela que segue. Preparação e uso da
curva-padrão são cobertos na seguinte discussão.
VALORES SELECIONADOS DE W(u) PARA VALORES DE 1/u
1/u
10
7,69
5,88
5,00
4,00
3,33
2,86
2,5
2,22
2,00
1,67
1,43
1,25
1,11
10-1
0,219
0,135
0,075
0,049
0,025
0,013
0,007
0,004
0,002
0,001
0,000
0,000
0,000
0,000
1
1,82
1,59
1,36
1,22
1,04
0,91
0,79
0,70
0,63
0,56
0,45
0,37
0,31
0,26
10
4,04
3,78
3,51
3,35
3,14
2,96
2,81
2,68
2,57
2,47
2,30
2,15
2,03
1,92
2
6,33
6,07
5,80
5,64
5,42
5,23
5,08
4,95
4,83
4,73
4,54
4,39
4,26
4,14
103
10
8,63
8,37
8,10
7,94
7,72
7,53
7,38
7,25
7,13
7,02
6,84
6,69
6,55
6,44
10
4
10,94
10,67
10,41
10,24
10,02
9,84
9,68
9,55
9,43
9,33
9,14
8,99
8,86
8,74
10
5
13,24
12,98
12,71
12,55
12,32
12,14
11,99
11,85
11,73
11,63
11,45
11,29
11,16
11,04
106
15,54
15,28
15,01
14,85
14,62
14,44
14,29
14,15
14,04
13,93
13,75
13,60
13,46
13,34
107
17,84
17,58
17,31
17,15
16,93
16,74
16,59
16,46
16,34
16,23
16,05
15,90
15,76
15,65
10
8
20,15
19,88
19,62
19,45
19,23
19,05
18,89
18,76
18,64
18,54
18,35
18,20
18,07
17,95
10
9
22,45
22,19
21,92
21,76
21,53
21,35
21,20
21,06
20,94
20,84
20,66
20,50
20,37
20,25
10
10
24,75
24,49
24,22
24,06
23,83
23,65
23,50
23,36
23,25
23,14
22,96
22,81
22,67
22,55
1011
27,05
26,79
26,52
26,36
26,14
25,96
25,80
25,67
25,55
25,44
25,26
25,11
24,97
24,86
1012
29,36
20,09
28,83
28,66
28,44
28,26
28,10
27,97
27,85
27,75
27,56
27,41
27,28
27,16
10
13
31,66
31,40
31,13
30,97
30,74
30,56
30,41
30,27
30,15
30,05
29,87
29,71
29,58
29,46
10
14
33,96
33,70
33,43
33,27
33,05
32,86
32,71
32,58
32,46
32,35
32,17
32,02
31,88
31,76
-1
-2
Exemplos: Quando 1/u = 10 x 10 , W(u) = 0,219; quando 1/u = 3,33 x 10 , W(u) = 5,23
Análise de dados de Teste de Aqüífero
Em 1935, C.V.Theis, do New México Water Resources District do U.S.
Geological Survey, desenvolveu a primeira equação para incluir o tempo de
bombeamneto como um fator que poderia ser utilizado para analisar o efeito das
retiradas de um poço. Assim, a Equação de Theis permitiu, pela primeira vez, a
determinação das características hidráulicas de um aqüífero antes do desenvolvimento
das condições de fluxo estacionário resultantes do bombeamento. A importância desta
capacidade pode ser concretizada pelo fato que, sob a maioria das condições, uma nova
condição de estacionariedade não pode se desenvolver ou, se puder, muitos meses ou
anos poderão ser necessários.
Theis assumiu no desenvolvimento da equação que:
1) A transmissividade do aqüífero captado pelo poço em bombeamento é constante
durante o teste até o limite do cone de depressão.
2) A água retirada do aqüífero é derivada inteiramente do armazenamento e é
descarregada instantaneamente com o declínio em carga.
3) O poço bombeado penetra toda a espessura do aqüífero e seu diâmetro é
pequeno em comparação com a vazão de bombeamento, de modo que o
armazenamento no poço é negligível.
Estas hipóteses são muito aproximadamente satisfeitas por aqüíferos confinados
em locais remotos em relação as suas fronteiras. Entretanto, se certas precauções são
observadas, a equação pode também ser usada para analisar testes em aqüíferos nãoconfinados.
As formas da equação de Theis usadas para determinar a transmissividade e
coeficiente de armazenamento são
onde T é a transmissividade, S é o coeficiente de armazenamento, Q é a vazão de
bombeamento, s é o rebaixamento, t é tempo, r é a distância do poço bombeado ao poço
de observação, W(u) é a função de poço de u, que é igual
A forma da equação de Theis é tal que não pode ser resolvida diretamente. Para
sobrepassar tal problema Theis gerou um conveniente método gráfico de solução que
envolve o uso de uma curva padrão (1). Para aplicar este método uma graficação dos
dados de rebaixamento verso tempo (ou rebaixamento verso t/r2) é comparada com a
curva padrão de W(u) verso 1/u (2). Em algum ponto conveniente da porção sobreposta
das folhas contendo os dados graficados e a curva padrão, valores de s, t (ou t/r2), W(u)
e 1/u são anotados (2). Estes valores são então substituídos nas equações 1 e 2, que são
resolvidas para T e S respectivamente.
Uma curva padrão de Theis de W(u) verso 1/u pode ser preparada a partir dos
valores dados na tabela contida na seção precedente, “Testes de Aqüífero”. Os pontos
dos dados são graficados em papel logarítmico – ou seja, papel gráfico tendo divisões
logarítmicas em ambas as direções x e y.
As unidades dimensionais de transmissividade (T) são L2t-1, onde L é o
comprimento e t é o tempo em dias. Então, se Q na equação é em metros cúbicos por dia
e s é em metros, T será em metros quadrados por dia. Similarmente, se, na equação 2, T
é em metros quadrados por dia, t é em dias e r é em metros, S será adimensional.
A análise de teste de aqüífero usando a equação de Theis envolve graficação
tanto da curva padrão como a dos dados em papel logarítmico. Se o aqüífero e as
condições do teste satisfazem as hipóteses de Theis, a curva tipo tem a mesma forma
que o cone de depressão ao longo de qualquer linha radial a partir do poço em
bombeamento e o gráfico de rebaixamento em qualquer ponto do cone de depressão.
O uso da equação de Theis para aqüíferos não-confinados envolve duas
considerações. Primeiro, se o aqüífero é a grão fino, a água é liberada lentamente
através de um período de horas ou dias e não instantaneamente com o declínio em
carga. Entretanto, o valor de S determinado para um teste período de curto pode ser
muito pequeno.
Segundo, se a vazão de bombeamento é grande e o poço de observação está
próximo do poço em bombeamento, a dessaturação do aqüífero pode ser significante e a
hipótese de que a transmissividade do aqüífero é constante não é satisfeita. O efeito da
dessaturação do aqüífero pode ser eliminado com a seguinte equação:
onde s é o rebaixamento observado no aqüífero não-confinado, b é a espessura do
aqüífero e s’ é o rebaixamento que teria ocorrido se o aqüífero fosse confinado (ou seja,
se não tivesse havido dessaturação).
Para determinar a transmissividade e o coeficiente de armazenamento de um
aqüífero não-confinado, a graficação dos dados consistindo de s’ verso t (ou t/r2) é
sobreposta com a curva padrão de W(u) verso 1/u. Tanto s como b na equação 3 devem
ter as mesmas unidades.
Como notado acima, Theis assumiu no desenvolvimento desta equação, que o
poço em bombeamento penetra a total espessura do aqüífero. Entretanto, devido não ser
sempre possível, ou necessariamente desejável, de projetar um poço que penetre
totalmente o aqüífero, a maioria dos poços em bombeamento são abertos em apenas
parte do aqüífero dos quais bombeiam. Tal penetração parcial cria um fluxo vertical na
vizinhança do poço em bombeamento que pode afetar rebaixamentos nos poços de
observação locados relativamente próximos ao poço em bombeamento. Rebaixamentos
em poços de observação que são abertos na mesma zona do poço em bombeamento
serão maiores do que os rebaixamentos nos poços a mesma distância do poço em
bombeamento mas abertos em outra s zonas. O possível efeito da penetração parcial
sobre rebaixamentos deve ser considerado nas análises dos dados dos testes de aqüífero.
Se a fronteira do aqüífero e outras condições permitem, o problema pode ser evitado ao
locar-se poços de observação além da zona na qual o fluxo vertical ocorre.
Análise Tempo-Rebaixamento
A equação de Theis é apenas um dos muitos métodos que têm sido
desenvolvidos para análise de dados de testes de aqüífero (veja “Análise de Dados de
Teste de Aqüífero”). Outro método, algo mais conveniente para usar, foi desenvolvido
por C. E. Jacob a partir da equação de Theis. A maior conveniência do método de Jacob
parcialmente deriva de seu uso de gráfico semilogarítmico em vez de logarítmico, como
no método de Theis, e do fato que, sob condições ideais, os dados graficam-se segundo
uma linha reta, ao invés de uma curva.
Entretanto, é essencial notar que, enquanto a equação de Theis aplica-se sempre
(se as hipóteses são satisfeitas), o método de Jacob aplica-se somente sob certas
condições adicionais. Estas condições devem ser também satisfeitas em ordem de obterse respostas confiáveis.
Para entender as limitações do método de Jacob, devemos considerar que
mudanças ocorrem no cone de depressão durante o teste de aqüífero. As mudanças a
considerar envolvem tanto a forma do cone como a velocidade de rebaixamento. Como
o cone de depressão migra centrifugamente a partir do poço em bombeamento, sua
forma (e, pois, o gradiente hidráulico em diferentes partes do cone) muda. Podemos
referi-nos a esta condição como forma não-estacionária. No começo dos rebaixamentos,
o cone todo tem forma não-estacionária (1). Após o desenvolvimento do teste por algum
tempo, o cone de depressão começa relativamente a assumir uma forma permanente,
primeiro ao redor do poço em bombeamento e após gradualmente a maiores distâncias
(2). Se rebaixamentos continuam por tempos grandes o suficiente tais que aumentos na
recarga e (ou) reduções na descarga balançam a vazão de retirada, o rebaixamento cessa
e o cone de depressão é dito estar em estado estacionário (3).
O método de Jacob é aplicável somente na zona em que condições de forma
estacionária prevalecem ou o cone inteiro somente após as condições de fluxo
estacionário estejam desenvolvidas. Para propósitos práticos, esta condição é atingida
quando u = (r2S) / (4tT) é igual ou menor que cerca de 0,05. Substituindo este valor na
equação para u e resolvendo para t, podemos determinar o tempo em que se
desenvolvem as condições de forma estacionária no poço de observação mais distante.
Assim,
onde tc é o tempo em que as condições de forma estacionária desenvolvem-se, r é a
distancia a partir do poço em bombeamento, S é o coeficiente de armazenamento
estimado e T é a transmissividade, em unidades coerentes.
Após o desenvolvimento das condições de forma estacionária, os rebaixamentos
no poço de observação começam a cair segundo uma linha no gráfico semilogarítmico,
como o esquema 4 mostra. Antes deste tempo os rebaixamentos locam-se abaixo da
extensão da linha reta no gráfico. Quando o gráfico tempo-distância é preparado,
rebaixamentos são graficados no eixo vertical (aritmético) e tempos no eixo horizontal
(logarítmico).
A inclinação da linha reta é proporcional à vazão de bombeamento e à
transmissividade. Jacob derivou as seguintes equações para determinação da
transmissividade e coeficiente de armazenamento a partir dos gráficos tempo-distância:
onde Q é a vazão de bombeamento,
∆s é o rebaixamento através de um ciclo
logarítmico, t0 é o tempo em que o ponto onde a linha reta intersecta a linha de
rebaixamento zero e r é a distância do poço em bombeamento ao poço de observação.
Equações 2 e 3 em unidades consistente. Então, se Q está em metros cúbicos por
dia e s em metros, T é em metros quadrados por dia. S é adimensional, assim, na
equação 3, se T está me metros quadrados por dia, então r deve estar em metros e t0
deve estar em dias.
Análise Distância-Rebaixamento
È desejável em teste de aqüífero ter ao menos três poços de observação locados
a diferentes distâncias a partir do poço em bombeamento (1). Rebaixamentos medidos
ao mesmo tempo nestes poços podem ser analisados com a equação de Theis e a curvapadrão para determinar a transmissividade do aqüífero e o coeficiente de
armazenamento.
Após o teste desenvolvido por tempo suficientemente grande, rebaixamentos nos
poços podem também ser analisados pelo método de Jacob, tanto através do uso do
gráfico tempo-distância, usando dados de poços individuais ou através do uso do gráfico
rebaixamento-distância com medições “simultâneas” em todos os poços. Para
determinar quanto tempo suficiente elapsou, veja “Análise Tempo-Rebaixamento”.
No método distância-rebaixamento de Jacob, rebaixamentos são graficados no
eixo vertical (aritmético) verso distância no eixo horizontal (logarítmico) (2). Se o
aqüífero e as condições do teste satisfazem as hipóteses de Theis e a limitação do
método de Jacob, os rebaixamentos medidos ao mesmo tempo em diferentes poços
devem graficar-se segundo uma linha reta (2).
A inclinação da linha reta é proporcional à vazão de bombeamento e à
transmissividade. Jacob derivou as seguintes equações para determinação da
transmissividade e coeficiente de armazenamento a partir de gráficos distânciarebaixamento:
onde Q è a vazão de bombeamento,
∆s é o rebaixamento através de um ciclo
logarítmico, t é o tempo em que os rebaixamentos foram medidos e r0 é a distância do
poço em bombeamento ao ponto em que a linha reta intersecta a linha de rebaixamento
zero.
A distância r0 não indica o limite externo do cone de depressão. Devido existir
condições não estacionárias na parte externa do cone, antes do desenvolvimento das
condições estacionárias, o método de Jacob não se aplica a esta parte. Se a equação de
Theis fosse usada para calcular rebaixamentos na porção externa do cone, eles locar-seiam abaixo da linha reta. Em outras palavras, o limite mensurável do cone de depressão
está alem da distância r0.
Se a linha reta do gráfico distância-rebaixamento é estendida até a distância do
raio do poço, o rebaixamento indicado neste ponto é o rebaixamento no aqüífero,
externo ao poço. Se o rebaixamento dentro do poço é maior que o rebaixamento fora, a
diferença é atribuída a perdas de poço (veja “Teste em Poço Único”).
Como notado na seção sobre “Condutividade Hidráulica”, as condutividades
hidráulicas e, consequentemente, as transmissividadse dos aqüíferos podem ser
diferentes em diferentes direções. Estas diferenças podem causar rebaixamentos
diferentes se medidos ao mesmo tempo nos poços de observação locados às mesmas
distâncias mas em diferentes direções a partir de um poço. Onde tal condição existe, o
método distância-rebaixamento pode produzir resultados satisfatórios só onde três ou
mais poços de observação estão locados na mesma direção mas em diferentes distâncias
de um poço em bombeamento.
Testes em Poço Único
Os mais úteis testes de aqüíferos soa aqueles que incluem medições de nível de
água em poços de observação. Tais testes são comumente referidos como testes a poços
múltiplos. É também possível obter dados úteis a partir de poços em produção mesmo
quando poços de observação não estão disponíveis. Tais testes são referidos como testes
a poço único e consistem em bombear um poço a uma única e constante vazão, ou a
duas ou mais diferentes mas constantes vazões (veja “ Testes de Aceite de Poço e de
Eficiência de Poço”) ou, se o poço não é equipado com uma bomba, por
“instantaneamente” introduzir um volume conhecido de água no poço. Esta discussão
será limitada a testes envolvendo uma só constante de vazão.
Para analisar os dados é necessário entender a natureza do rebaixamento num
poço em bombeamento. O rebaixamento total (st), na maioria dos poços em
bombeamento, se não em todos, consiste em duas componentes (1). Uma é o
rebaixamento (sa) no aqüífero e a outra é o rebaixamento (sw) que ocorre na água que se
move do aqüífero ao poço e poço acima à tomada de bomba. Então, o rebaixamento na
maioria dos poços em bombeamento é maior que o rebaixamento no aqüífero na parede
do poço.
O rebaixamento total (st) no poço em bombeamento pode ser expresso na forma
das seguintes equações:
St = S a + S w
St = BQ + CQ2
(1)
onde Sa é o rebaixamento no aqüífero no raio efetivo do poço em bombeamento, Sw é
perda de poço, Q é a vazão de bombeamento, B é um fator relacionado às características
hidráulicas do aqüífero e a duração do período de bombeamento e C é um fator
relacionado às características do poço.
O fator C na equação 1 é normalmente considerado como constante, assim, num
teste a vazão constante, CQ2 é também constante. Como resultado, a perda de poço (Sw)
aumenta o rebaixamento total no poço em bombeamento mas não afeta a velocidade de
mudança do rebaixamento com o tempo. È, pois, possível analisar rebaixamento no
poço em bombeamento com o método rebaixamento-distância de Jacob usando papel
semilog (veja “Análise Rebaixamento-Tempo”). Rebaixamentos são graficados em
escala aritmética verso tempo na escala logarítmica (2) e transmissividade é
determinada a partir da inclinaçao da linha reta através do uso de seguinte equação:
Onde perda em poço está presente no poço em bombeamento, o coeficiente de
armazenamento não pode ser determinado estendendo a linha reta à linha de
rebaixamento nulo. Mesmo onde perda em poço não está presente, a determinação do
coeficiente de armazenamento a partir dos rebaixamentos em um poço em
bombeamento da mesma forma estará sujeita a grande erro pois o raio efetivo do poço
pode diferir significativamente do raio “nominal”.
Na equação 1, o rebaixamento no poço bombeado é proporcional a vazão de
bombeamento. O fator B no termo de perda de aqüífero (BQ) aumenta com o tempo de
bombeamento, a medida que a água está sendo retirada do armazenamento do aqüífero.
O fator C no termo de perda de aqüífero (CQ2) é constante se as características do poço
permanecem imutáveis, mas devido ser ao quadrado da vazão de bombeamento no
termo das perdas de poço, o rebaixamento devido as perdas de poço aumentam
rapidamente a medida que a vazão de bombeamento aumenta. A relação entre vazão de
bombeamento e rebaixamento em poço em bombeamento, se o poço foi bombeado pelo
mesmo período de tempo para cada vazão, é mostrada no esquema 3. O efeito da perda
de poço sobre o rebaixamento no poço em bombeamento é importante tanto na análise
dos dados de poços em bombeamento quanto no projeto de poços de suprimento.
O poço em bombeamento causou um rebaixamento no nível da água subterrânea
na área em torno. O rebaixamento no nível da água forma uma depressão cônica na
superfície freática ou potenciométrica, que é referido como cone de depressão (veja
“Cone de Depressão”). Similarmente, um poço através do qual a água é injetada em um
aqüífero (ou seja, um poço de injeção ou recarga) causa uma subida no nível da água
subterrânea na forma de uma elevação cônica.
O rebaixamento (s) em um aqüífero causado em qualquer ponte é diretamente
proporcional à vazão de bombeamento (Q) e ao período de tempo (t) que o
bombeamento ocorre e é inversamente proporcional à transmissividade (T), ao
coeficiente de armazenamento (S) e ao quadrado da distância (r2) entre o poço em
bombeamento e o ponto. Em outras palavras,
Onde poços de bombeamento estão espaçados relativamente próximos, bombear
um causará rebaixamento nos outros. Rebaixamentos são adicionados, assim se o
rebaixamento total em um poço em bombeamento é igual ao seu próprio rebaixamento
mais os rebaixamentos causados ali pelos outros poços em bombeamento (1) (2). Os
rebaixamentos em poços, causados por rebaixamentos de outros poços em
bombeamento, são referidos como interferência. Como mostra o esquema 2, um divisor
forma-se na superfície potenciométrica (ou superfície freática, no caso de um aqüífero
não-confinado) entre os poços em bombeamento.
Em um ponto qualquer em um aqüífero afetado por um poço em bombeamento e
um poço de recarga, a mudança de nível da água é igual a diferença entre o
rebaixamento e a subida da água. Se as vazões de recarga e descarga são as mesmas e se
os poços estão operando no mesmo esquema, o rebaixamento e a subida cancelam-se no
ponto médio entre os poços e o nível da água neste ponto permanecerá imutável, sendo
o mesmo que o nível estático (3) (veja “Fronteiras do Aqüífero”).
Vemos na equação funcional acima que, na ausência de interferência de poço,
rebaixamento no aqüífero no raio efetivo de um poço em bombeamento é diretamente
proporcional a vazão de bombeamento. Também, a vazão máxima de bombeamento é
diretamente proporcional ao rebaixamento disponível. Para aqüíferos confinados o
rebaixamento disponível é normalmente considerado ser a distância entre o nível da
água pré-bombeamento e o topo do aqüífero. Para aqüíferos não-confinados o
rebaixamento é normalmente considerado ser cerca de 60% da espessura saturada do
aqüífero.
Onde a vazão de bombeamento de um poço é tal que só parte do rebaixamento
disponível é utilizado, o único efeito da interferência de poço é abaixar o nível de
bombeamento e, pois, aumentar os custos de bombeamento. No projeto de um campo de
poços, o aumento de custo de bombeamento deve ser avaliado junto com o custo das
redes de distribuição de água e de eletricidade que devem ser instaladas e com o custo
do espaçamento entre os poços, feito para reduzir tal interferência (veja “Projeto de
Campo de Poços”).
Devido a interferência de poços reduzir o rebaixamento disponível, ela também
reduz a máxima produção de um poço. Interferência de poços é, pois, um importante
assunto no projeto de campos de poços onde seja desejado para cada poço ser bombeado
a maior vazão possível. Podemos ver da equação 1 que, para um grupo de poços
bombeados a mesma vazão e no mesmo esquema, a interferência de poço causada por
um poço qualquer em outro poço no grupo é inversamente proporcional ao quadrado da
distância entre dois poços (r2). Assim, interferência de poço excessiva é evitada pelo
aumento de espaçamento entre poços e pela locação de poços segundo uma linha antes
que em um circulo ou rede.
Fronteiras do Aqüífero
Uma das hipóteses inerentes à equação de Theis (e em muitas outras equações de
fluxo de água subterrânea) é a de que o aqüífero em que ela esta sendo aplicada é de
extensão infinita. Obviamente, não existe tal aqüífero na Terra. Entretanto, muitos
aqüíferos são relativamente extensos e, devido ao fato que o bombeamento não afetará
significativamente a recarga e a descarga por muitos anos, a maioria da água bombeada
é do armazenamento de água subterrânea; como conseqüência, os níveis de água devem
declinar por muitos anos. Um excelente exemplo de tal aqüífero é o que sotopõe os
High Plains do Texas ao South Dakota.
Uma fronteira impermeável é uma fronteira que linhas de fluxo não a
atravessam. Tais fronteiras existem onde aqüíferos terminam “contra” material
impermeável. Exemplos incluem o contato entre um aqüífero composto de areias e uma
camada adjacente lateral composta de argila.
Todos aqüíferos são limitados tanto na direção vertical como na horizontal. Por
exemplo, limites verticais podem incluir o nível da água, o plano de contato entre cada
aqüífero e cada camada confinante e o plano que marca o limite inferior da zona de
interconexão dos poros – em outras palavras, a base do sistema de água subterrânea.
Hidraulicamente fronteiras de aqüíferos são de dois tipos: fronteiras de recarga e
fronteiras impermeáveis. Uma fronteira de recarga é uma fronteira ao longo da qual
linhas de fluxo originam-se. Em outras palavras, tal fronteira servirá, sob certas
circunstâncias, como fonte de recarga ao aqüífero. Exemplos de fronteiras de recarga
incluem zonas de contato entre um aqüífero e uma corrente perene que completamente
penetra o aqüífero ou o oceano.
A posição e natureza das fronteiras aqüíferas são de importância crítica em
muitos problemas de água subterrânea, incluindo o movimento e o destino de poluente e
a resposta de aqüíferos de rebaixamentos. Dependendo da direção do gradiente
hidráulico, um rio, por exemplo, pode ser ou a fonte ou o exutório do poluente.
Limites laterais dentro do cone de depressão têm um profundo efeito na resposta
de um aqüífero a rebaixamentos. Para analisar, ou predizer, o efeito de uma fronteira
lateral é necessário “fazer” o aqüífero parecer infinito em extensão. Tal feito é
conseguido através do uso de poços imaginários e a teoria das imagens. Os esquemas 1
e 2 mostram, tanto em plano como em perfil, como poços imagem soa usados para
compensar, hidraulicamente, para os efeitos de fronteiras impermeáveis ou
recarregantes (veja “Interferência de Poço”).
A feição principal de uma fronteira de recarga é a de que rebaixamentos no
aqüífero não produzam rebaixamentos através da fronteira. Uma corrente perene em
contato íntimo com o aqüífero representa uma fronteira de recarga, pois bombeando-se
o aqüífero irá induzir recarga de corrente. O efeito hidráulico de uma fronteira de
recarga pode ser duplicado assumindo-se que o poço imagem de recarga está presente
no lado da fronteira oposta ao poço real em descarga. A água é injetada no poço
imagem na mesma vazão e no mesmo tempo que a água é retirada do poço real em
bombeamento. Na vista em planta no esquema 1, linhas de fluxo originam-se na
fronteira e linhas equipotenciais são paralelas à fronteira no ponto mais próximo ao
poço (real) em bombeamento.
A feição principal de uma fronteira impermeável é a de que nenhuma água a
atravessa. Tal fronteira, por vezes chamada “fronteira sem fluxo”, assemelha-se a um
divisor em aqüífero freático ou a superfície potenciométrica de um aqüífero confinado.
O efeito de uma fronteira impermeável pode ser duplicado assumindo-se que um poço
imagem em descarga está presente no lado da fronteira oposto ao poço real em
descarga. O poço imagem retira água na mesma vazão e ao mesmo tempo que o poço
real. Linhas de fluxo tendem a ser paralelas a uma barreira impermeável e linhas
equipotenciais intersectam elas a ângulos retos.
A teoria do poço imagem é uma ferramenta essencial no projeto de campos de
poços cerca de fronteiras aqüíferas. Assim, com base na minimização do rebaixamento
dos níveis de água, as seguintes condições aplicam-se:
1) Poços em bombeamento devem ser locados paralelos e o mais próximo
possível de fronteiras de recarga.
2) Poços em bombeamento devem ser locados perpendiculares e tão longe
quanto possível de fronteiras impermeáveis.
Os esquemas 1 e 2 ilustram o efeito de barreira simples e mostram como seu
efeito hidráulico é compensado pelo uso de simples poços de imagem. É assumido
nestes esquemas que outras fronteiras estão tão remotas que elas têm efeito negligível
nas áreas descritas. Em muitos locais, entretanto, poços em bombeamento são afetados
por duas ou mais fronteiras. Um exemplo é um aqüífero aluvial composto de areia e
cascalho, limitado em um lado por uma corrente perene (uma fronteira de recarga) e no
outro por um embasamento impermeável (uma fronteira impermeável).
Contrário a primeira impressão, estas condições de fronteiras não podem ser
satisfeitas com um só poço imagem de recarga e um poço imagem de descarga. Poços
imagem adicionais são requeridos, como mostra o esquema 3, para compensar para o
efeito dos poços imagem adicionados ao arranjo afetem a fronteira oposta, é necessário
continuar adicionando poços imagem até que sua distância das fronteiras sejam tão
grandes que seus efeitos tornem-se negligíveis.
Testes Afetados por Fronteiras Laterais
Quando um teste de aqüífero é conduzido próximo de uma fronteira lateral de
um aqüífero, os dados de rebaixamento afastam-se da curva padrão de Theis e de uma
linha reta inicial produzida pelo método de Jacob. O efeito hidráulico das fronteiras
laterais é assumido, por conveniência analítica, ser devido a presença de outros poços
(veja “Fronteiras do Aqüífero”). Assim, uma fronteira de recarga tem o mesmo efeito
sobre os rebaixamentos que um poço imagem de recarga locado através da fronteira e a
mesma distância da fronteira que o poço real. O poço imagem é assumido operar no
mesmo esquema e na mesma vazão que o poço real. Similarmente, uma fronteira
impermeável tem o mesmo efeito sobre os rebaixamentos que uma imagem em
descarga.
Para analisar os dados de teste de aqüífero afetado tanto por uma fronteira de
recarga ou uma fronteira impermeável, os dados de rebaixamento iniciais nos poços de
observação próximos ao poço em bombeamento devem não ser afetados pela fronteira.
Estes dados, então, mostram só o efeito do poço real e podem ser usados para
determinar a transmissividade (T) e o coeficiente de armazenamento (S) do aqüífero
(veja “Análise de Dados de Testes de Aqüífero”). No método de Theis, a curva padrão é
sobreposta pelos dados iniciais e um “ponto de sobreposição” é selecionado para uso no
cálculo dos valores de T e S. A curva padrão é traçada até a região onde os
rebaixamentos afastam-se da curva padrão, como nas graficações (1) e (3). O traço da
curva padrão mostra onde os rebaixamentos deveriam ser graficados se não houvesse os
efeitos da fronteira. As diferenças em rebaixamento entre os dados graficados e o traço
da curva padrão mostram o efeito de uma fronteira em um aqüífero. A direção na qual
os rebaixamentos afastam-se da curva padrão – ou seja, na direção de tanto maiores
rebaixamentos como menores rebaixamentos – mostram o tipo de fronteira.
Rebaixamentos maiores que aqueles definidos pelo traço da curva padrão
indicam a presença de uma fronteira impermeável pois, como notado acima, o efeito de
tais fronteiras podem ser duplicados com um poço imagem em bombeamento (1).
Inversamente, uma fronteira de recarga causa rebaixamentos menores do que aqueles
definidos pelo traço da curva padrão.
No método de Jacob rebaixamentos começam graficar segundo uma linha reta
após o teste ter começado por algum tempo (2) (4). O tempo no qual a graficação em
linha reta começa depende dos valores de T e S do aqüífero e do quadrado da distância
entre o poço de observação e o poço em bombeamento (veja “Análise TempoRebaixamento”.). Valores de T e S são determinados a partir do primeiro segmento de
linha reta definidos pelos rebaixamentos após o começo de teste de aqüífero. A
inclinação desta linha reta depende da transmissividade (T) e da vazão de bombeamento
(Q). Se uma fronteira está presente, os rebaixamentos irão afastar-se do primeiro
segmento de linha reta e começar a cair ao longo de outra linha reta (2) (4).
De acordo com a teoria do poço-imagem o efeito da fronteira de recarga pode
ser duplicado assumindo-se que a água é injetada no aqüífero através de um poço
imagem de recarga a mesma vazão que a água está sendo retirada do poço real. Segue,
pois, que, quando o efeito total da fronteira de recarga é sentido em um poço de
observação, não haverá redução de rebaixamento e o nível da água no poço estabilizará.
Neste ponto, tanto em Theis com em Jacob, os rebaixamentos graficam-se segundo uma
linha reta tendo um rebaixamento constante (3) (4). Inversamente, uma fronteira
impermeável causa aumento da velocidade de rebaixamento. No método de Jacob,
como resultado, os rebaixamentos graficam-se segundo uma nova linha reta tendo
inclinaçao dupla se comparada àquela obtida antes que os efeitos da fronteira fossem
sentidos.
Uma palavra de alerta deve ser injetada aqui em relação ao uso do método de
Jacob quando se suspeita que um teste de aqüífero possa ser afetado por fronteiras. Em
muito casos, a fronteira começa a afetar os rebaixamentos antes do método ser
aplicável, como resultado os valores de T e S determinados de tais dados são errôneos e
o efeito da fronteira não é identificado. Quando se suspeita que um teste de aqüífero
possa ser afetado por condições de fronteira, os dados devem, ao menos inicialmente,
ser analisados com o método de Theis.
A posição e a natureza de muitas fronteiras são óbvias. Por exemplo, a fronteira
mais comum de recarga são os riso e lagos; possivelmente, a fronteira mais comum
impermeável são as paredes de embasamento dos vales aluviais. A distância hidráulica
destas fronteiras, entretanto, pode não ser óbvia. Um rio ou lago pode penetrar só uma
pequena distância em um aqüífero e seus fundos podem conter material a grão fino que
dificulta o movimento da água no aqüífero. Hidraulicamente, as fronteiras formadas por
estes corpos de água de superfície aparecerão como distantes do poço em bombeamento
do que a paria próxima. Semelhante, se uma pequena quantidade de água move-se
através da parede do embasamento, de um vale, a distância hidráulica à fronteira
impermeável será maior que a parede do vale.
Afortunadamente, as distâncias hidráulicas a fronteiras podem ser determinadas
da análise de dados de testes de aqüífero. De acordo com a equação de Theis, se
tratarmos com rebaixamentos iguais causados pelo poço real e o poço imagem (em
outras palavras, se sr = si) então:
onde rr é a distância do poço de observação ao poço real, ri é a distância do poço de
observação ao poço imagem, tr é o tempo em que um rebaixamento sr é causado pelo
poço real no poço de observação e tié o tempo em que um rebaixamento si é causado
pelo poço imagem no poço de observação.
Resolvendo a equação 1 para a distância ao poço imagem a partir do poço de
observação, obtemos
O poço imagem está locado no mesmo ponto em um círculo tendo raio ri
centrado no poço de observação (5). Devido ao poço imagem estar a mesma distância
da fronteira que o poço rela, sabemos que a fronteira está a meio caminho entre o poço
imagem e o poço em bombeamento (5).
Se a fronteira é um rio ou parede de vale ou feição, cuja posição física é óbvia,
sua “posição hidráulica” pode ser determinada usando os dados de um único poço de
observação. Se, por outro lado, a fronteira é uma parede de um vale coberto ou outra
feição não óbvia a partir da superfície topográfica, distâncias ao poço imagem destes
três poços de observação podem ser necessários para identificar a posição da fronteira.
Testes Afetados por camadas Confinantes Gotejantes
No desenvolvimento da equação de Theis para análise de dados de tese de
aqüífero foi assumido que toda água retirada do poço em bombeamento foi derivada
instantaneamente do armazenamento do aqüífero (veja “Análise de Dados de Testes de
Aqüífero”). Assim, no caso de aqüífero confinado, ao menos durante o período do teste,
o movimento da água ao aqüífero através de suas camadas confinantes superiores e
inferiores é negligível. Esta hipótese é satisfeita por muitos aqüíferos confinados.
Muitos outros aqüíferos, entretanto são limitados por camadas confinantes gotejantes
que transmitem água ao aqüífero em resposta às retiradas e causam rebaixamentos que
diferem daqueles que seriam previstos pela equação de Theis. A análise de testes de
aqüífero conduzida nestes aqüíferos requer o uso de métodos que foram desenvolvidos
para aqüíferos semiconfinados (também referidos na literatura de água subterrânea
como “aqüíferos gotejantes”).
Os esquemas 1 a 3 ilustram três diferentes condições comumente encontradas no
campo. O esquema 1 mostra um aqüífero confinado limitado por camadas confinantes
impermeáveis espessas. A água inicialmente bombeada de um tal aqüífero é a do
armazenamento e os dados de teste de aqüífero podem ser analisados usando a equação
de Theis. O esquema 2 mostra um aqüífero com uma camada sobreposta confinante
gotejante e espessa que, durante um teste de aqüífero, produz água significativamente de
seu armazenamento. O aqüífero neste caso pode propriamente ser referido como
semiconfinado e a liberação de água do armazenamento na camada confinante afeta a
análise dos dados do teste de aqüífero. O esquema 3 mostra um aqüífero sobreposto por
uma camada confinante fina que não libera água significativamente do armazenamento
mas é suficientemente permeável para transmitir água do aqüífero não-confinado
superior ao aqüífero semiconfinado. Métodos têm sido imaginados, principalmente por
Madhi Hantush e C. E. Jacob para uso na análise de condições de gotejamento
ilustradas nos esquemas 2 e 3.
O uso destes métodos envolve sobreposição de dados graficados com as curvas
padrão, como no método de Theis. A diferença maior é a de que, enquanto o método de
Theis envolve o uso de um só tipo de curva, os métodos aplicáveis aos aqüíferos
semiconfinados envolvem “famílias” de curvas padrão, cada curva refletindo diferentes
combinações de características hidráulicas do aqüífero e camadas confinantes.
Graficação de s verso t em papel logarítmico para testes de aqüífero afetados por
liberação de água do armazenamento de camadas confinadas são sobrepostas à família
de curvas padrão ilustradas no esquema 4. Por conveniência, estas curvas soa referidas
como curvas de Hantush. Quatro pontos de coincidência de coordenadas são
selecionados e substituídos nas seguintes equações para determinar os valores de T e S:
Graficações de s verso t em papel logarítmico para testes de aqüífero afetados
por gotejamento de água através de camadas confinantes são sobrepostos a família de
curvas padrão mostradas no esquema 5. Estas curvas são baseadas nas equações
desenvolvidas por Hantush e Jacob e, por conveniência, serão referidas como curvas de
Hantush-Jacob. As quatro coordenadas do ponto de sobreposição são substituídas nas
equações seguintes para determinar T e S:
No planejamento e condução de testes de aqüífero, hidrólogos devem ter
consideração cuidadosa às características hidráulicas do aqüífero e ao tipo de condições
de fronteira (tanto em recarga como impermeável) que podem existir na vizinhança do
local de teste. Após o término do teste, o próximo problema é o de selecionar o método
de análise que mais aproximadamente representa as condições geológicas e hidrológicas
na área afetada pelo teste. Quando estas condições não são bem conhecidas, a prática
comum é a de preparar uma graficação de s verso t num papel logarítmico e sobrepô-la
a uma curva padrão de Theis. Se os dados seguem a curva padrão, os valores de T e S
determinados pelo uso da equação de Theis devem ser confiáveis. Afastamentos
significativos dos dados e curva padrão geralmente refletem a presença de fronteiras
laterais ou camadas confinantes gotejantes. Tanto a geologia da área como a forma dos
dados graficados podem prover indicações para qual destas condições seja a realidade.
È importante notar, entretanto, que algumas graficações para testes afetados por
fronteiras impermeáveis são semelhantes em forma às curvas de Hantush.
Métodos de Construção de Poços
Sete diferentes métodos de construção de poço comumente praticados estão na
tabela. Os primeiros quatro métodos estão limitados a pequenas profundidades e são
mais comumente empregados na construção de poços domésticos. Dos três últimos
métodos um é usualmente empregado na construção de poços municipais e industriais
em rochas consolidadas.
Os objetivos da construção de poços são escavar um furo, usualmente de
pequeno diâmetro em comparação com a profundidade, em um aqüífero e prover meios
para que a água entre no furo enquanto o material rochoso é excluído. O meio de
execução do furo é diferente para diferentes métodos.
ADAPTABILIDADE DE DIFERENTES MÉTODOS DE CONSTRUÇÃO DE POÇOS ÀS
CONDIÇÕES GEOLÓGICAS
[Modificado a partir da U.S. Environmental Protection Agency 1974, tabela 3]
Características
Escavado
Tradeado
Ponteira
Jateado
Perfurado
Percussão
(cabo)
Rotativo
Hidráulico
Ar
Profundidade
prática máxima (m)
15
30
15
30
300
300
250
1–6
5 – 75
3–6
5 – 30
10 – 46
10 – 61
10 – 25
Silte
X
X
X
X
X
X
Areia
X
X
X
X
X
X
Cascalho
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
Arenito
X
X
X
Carbonato
X
X
X
Folhelho
X
X
X
X
X
X
Variação em
diâmetro (cm)
Material não
consolidado
Concha e
carbonato
X
Material
consolidado
Cascalho
cimentado
X
Rochas ígneas e
metamórficas
Poços escavados construídos com pá e picareta eram relativamente comuns em
áreas rurais do centro e leste dos Estados Unidos antes de 1940. Tais poços são
razoavelmente efetivos em materiais a grão fino, tais como til glacial, e
interacamadamento de areia e argila em camadas pouco espessas. As grandes lagoas de
irrigação que se estendem abaixo da superfície freática, feitas com escavadeiras, são
versões modernas do poço escavado.
Poços tradeados são construídos com trados tanto manuais como mecânicos e
são os equivalentes modernos dos poços “furados a mão”. Poços tradeados são
relativamente efetivos em materiais de baixa condutividade hidráulica e em áreas de
camadas superficiais finas de areias argilosas e siltosas.
Poços ponteira são construídos introduzindo-se uma tubulação equipada com um
filtro e uma ponteira. Devido ao diâmetro pequeno relativamente, estes poços são
recomendados só para aqüíferos superficiais relativamente permeáveis. Eles são
largamente usados como fontes de suprimentos domésticos e em fazendas nas áreas de
areias permeáveis, nas planícies costeiras (Pacific e Atlantic).
Poços jateados são construídos pela escavação de um furo com um jato de água
a alta pressão. Em argilas densas, camadas de conchas e camadas parcialmente
cimentadas pode ser necessário adicionar um cinzel à coluna de jateamento e
alternativamente subir e descer os canos para cortar um furo.
O método de perfuração a percussão consiste em alternadamente subir e baixar
um martelo pesado e cinzelado. A rocha no fim do tubo é assim esmigalhada e, junto
com a água, forma uma pasta que é removida com uma caçamba. Em material
inconsolidado o revestimento é introduzido uns poucos decímetros a cada vez no
avanço da perfuração. Após, a perfuração à profundidade máxima a ser atingida pelo
poço, um filtro é “telescopado” por dentro do revestimento e mantido no local enquanto
o revestimento é puxado para cima para expor o filtro (1). O topo do filtro é selado
junto ao revestimento por um anel expansivo. Em poços em rocha consolidada, a prática
normal é a de acomodar o revestimento firmemente no topo da rocha e perfurar até a
profundidade requerida para obter a produção necessária (2).
O método rotativo hidráulico escava um furo pela rotação de um eixo de
perfuração ao qual uma ou mais brocas estão conectadas. Água contendo argila é feita
circular abaixo no eixo de perfuração no método “rotativo normal” e acima no espaço
anular, tanto para resfriar a broca como para remover os pedaços de rocha triturada. No
método “rotativo reverso” o fluido de perfuração é feito circular abaixo pelo espaço
anular e acima pelo eixo de perfuração. Argila no fluido de perfuração adere à parede do
furo e, junto com a pressão exercida no furo pelo fluido de perfuração, previne a erosão
da formação geológica. Assim, no método hidráulico rotativo não é necessário instalar
um revestimento permanente durante o processo de perfuração. Quando o furo atinge a
profundidade desejada, uma tubulação contendo seções de filtro nos intervalos
desejados é baixada no poço. O método rotativo hidráulico é o mais comumente
empregado na perfuração de poço para grandes produções em áreas de espessas
seqüências de depósitos inconsolidados, tais como os do Atlantic e Gulf Coastal Pains.
Onde aqüíferos consistem de finas camadas alternadas de areia e argila, a prática
comum é a de instalar um envelope de cascalho em torno dos filtros. Tais poços são
referidos como encascalhados (3).
O método rotativo a ar é semelhante ao rotativo hidráulico exceto que o fluido
de perfuração é ar em vez de lama. O método rotativo a ar é recomendado só para
perfurara em rochas consolidadas. A maioria das perfuradoras a ar estão também
equipadas com bombas de lama, que permitem serem usadas no modo rotativo
hidráulico para perfuração através de rochas inconsolidadas saturadas. Este método é
largamente usado na construção de poços em embasamento fraturado.
Quando a fase de construção foi completada é necessário começar a fase referida
como desenvolvimento do poço. O objetivo desta fase é o de remover argila, silte e areia
fina da área adjacente ao filtro ou a parte não revestida de modo que o poço produza
água livre de sedimento. O método mais simples de desenvolvimento é o de bombear
água do poço a vazões gradualmente maiores, a final sendo maior que a planejada em
operação. Entretanto, este método não é normalmente satisfatório em poços com filtro e
encascalhados perfurados pelo método hidráulico rotativo. Para estes poços é necessário
o uso de um bloco de sucção ou outro meio para alternadamente forçar a água para
dentro e para fora da formação. Um dos mais efetivos métodos é bombear água sob alta
pressão através dos orifícios por dentro do filtro. As partículas mais grossas trazidas ao
poço durante o desenvolvimento tendem a depositar-se no fundo do poço e devem ser
removidas com uma caçamba ou bomba. Substâncias químicas que dispersam argila e
outras partículas finas são também usadas como ajuda no desenvolvimento do poço.
Gráficos de Perfilagem
Uma parte importante da construção de poço é a determinação do caráter e da
espessura das diferentes camadas de material penetrado pelo poço e a qualidade da água
nas zonas permeáveis. Esta informação é essencial para a instalação do revestimento e
para a locação apropriada dos filtros. Informação sobre os materiais penetrados é
registrada na forma de “perfis”. Os perfis mais comumente preparados para poço de
abastecimento são os perfis do sondador e os perfis geofísicos (elétricos). Cópias de
perfis devem ser cuidadosamente preservadas pelo proprietário do poço como parte do
arquivo sobre cada poço.
Perfis de sondador consistem em descrições escritas do material penetrado pelos
poços. Estas descrições estão baseadas tanto nas amostras dos detritos de rocha trazidos
à superfície durante as operações de perfuração como nas mudanças na velocidade de
penetração da broca e na vibração da torre. O perfurador de poço pode também coletar
amostras de detritos de rocha para estudo por geólogos tanto da firma como de órgãos
do Estado. Descrições destas amostras feitas com o uso do microscópio e outros meios
são comumente referidas como perfil geológico para diferenciar daquele sondador. Se o
poço terá filtro, o perfurador reterá amostras do material das principais zonas portadoras
de água para uso na seleção das aberturas das malhas dos filtros.
Perfis geofísicos provêm informação indireta sobre o caráter das camadas
rochosas. O tipo mais comum de perfil geofísico, o tipo normalmente referido como
perfil elétrico, consiste de um registro dos potenciais elétricos espontâneos gerados no
furo e da resistividade elétrica aparente das unidades de rocha. Muitos tipos de aparelho
estão disponíveis, mas quase todos fornecem gráficos contínuos de potencial espontâneo
e resistividade quando o sensor é baixado e após alçado no furo. Perfis elétricos podem
ser feitos só nas porções não revestidas dos furos. A parte do furo a ser perfilada deve
também conter fluido de perfuração ou água.
O perfil potencial espontâneo (que é usualmente referido como SP) é um
registro das diferenças em voltagem de um eletrodo na superfície e um eletrodo no furo.
Variações na voltagem ocorrem como resultado de efeitos eletroquímicos e eletricidade
espontânea. O gráfico SP é relativamente sem reação em poços rasos que penetram só a
zona de água doce. O limite direito de um perfil SP geralmente indica camadas
impermeáveis tais como argila, folheto e embasamento. O limite esquerdo geralmente
indica areia, calcário cavernoso e outras camadas permeáveis.
O perfil de resistividade é um registro da resistência ao fluxo de uma corrente
elétrica alternada, oferecido pelas camadas de rocha e seus fluidos e o fluido do furo.
Muitos arranjos diferentes de eletrodos são usados para medir a resistividade de
diferentes volumes de material, mas o arranjo mais comum usado pela indústria de
poços é referido como eletrodo de ponto único. A resistividade do material contenedor
depende primariamente do conteúdo de sal da água e da porosidade do material.
Camadas de argila normalmente têm baixa resistividade devido a sua grande porosidade
e a água que contêm tende a ser altamente mineralizada. Em contraste, camadas de areia
saturadas com água doce tendem a ter alta resistividade. Camadas de areia contendo
água salgada, por outro lado, tendem a ter uma baixa resistividade lembrando aquela das
camadas de argila. Tais camadas tendem a ter um potencial espontâneo fortemente
negativo que, visto junto com a resistividade, ajuda na identificação das camadas.
Muitos outros tipos de perfis geofísicos estão disponíveis, incluindo os perfis de
raio gama que registram a velocidade de emissão de raios gama por diferentes camadas
de rochas. De fato, perfilagem geofísica é um tópico complexo, que tem sido
desenvolvido largamente pela indústria do óleo, em um campo técnico avançado. A
perfilagem tem sido usada cada vez mais pela indústria de poços de água, especialmente
na construção de poços de grande produção pelo método rotativo hidráulico.
É também importante, tanto durante a construção do poço como na perfilagem
geofísica sucessiva, coletar, para análises químicas, amostras de água das zonas
permeáveis que podem suprir água ao poço completado. As análises químicas feitas
nestas amostras podem incluir a concentração de quaisquer constituintes que são
conhecidos como sendo problema em outros poços de abastecimento no mesmo
aqüífero. Estes constituintes devem incluir ferro, magnésio, cloreto, sulfato, nitrato,
sólidos dissolvidos totais e outros (veja “Qualidade de Água Subterrânea”).
Projeto de Poço para Água
Projeto de poço para água é o primeiro passo na construção de poços de grande
produção, tais como aqueles requeridos pelas municipalidades e indústrias. Antes do
projeto inicial ser iniciado é necessário conhecer a produção esperada do poço, a
profundidade aos aqüíferos sotopostos na área, a composição e as características
hidráulicas de tais aqüíferos e a qualidade de água nos aqüíferos. Se a informação sobre
um aqüífero não está disponível ainda dos outros poços na área, será necessário
construir um poço de teste antes de completar o projeto. O projeto completo deve
especificar o diâmetro, a profundidade total do poço e a posição do filtro ou seções
abertas do poço, o método de construção, os materiais a serem usados na construção e,
se o encascalhamento é requerido, sua espessura e composição (1).
O diâmetro do poço é determinado primariamente por dois fatores – a produção
desejada e a profundidade ao aqüífero fonte. O diâmetro tem um efeito relativamente
insignificante na produção (2). Por exemplo, se duplicar o diâmetro de 15 para 30
centímetros resulta só em 10 por cento de aumento de vazão.
O efeito primário do diâmetro do poço na produção está relacionado ao tamanho
da bomba que pode ser instalada, que, por sua vez, determina a vazão de bombeamento.
Dados sobre a vazão de bombeamento, tamanho da bomba e diâmetro do poço são
dados na tabela 1. Em alguns projetos a parte superior do poço é feita maior do que o
resto do poço para poder acomodar a bomba.
Tabela 1. Dados sobre vazão, tamanho da bomba e diâmetro do poço
[DI: diâmetro interno; DE: diâmetro externo]
Vazão prevista
Tamanho nominal das hélices da bomba
Ótimo diâmetro do
poço
3
m /min
(pol.)
(pol.)
< 0,38
4
6 DI
0,28 – 0,66
5
8 DI
0,57 – 1,52
6
10 DI
1,33 – 2,46
8
12 DI
2,27 – 3,41
10
14 DI
3,22 – 4,93
12
16 DI
4,55 – 6,82
14
20 DI
6,06 – 11,37
16
24 DI
A abertura, o diâmetro e o comprimento do filtro e a vazão de bombeamento
determinam a velocidade a qual a água passa através do filtro (ou seja, a assim chamada
“velocidade de entrada”). A velocidade de entrada não deve normalmente exceder a
cerca de 1,8 m/min. Se a vazão prevista em m3/min é dividida por 1,8 m/min, o
resultado é a área aberta mínima do filtro, necessária, em metros quadrados1. Devido as
aberturas do filtro estarem parcialmente bloqueadas pelo aqüífero ou pelo material do
encascalhamento, alguns perfuradores aumentam a área em 50 a 100 por cento para
assegurar que as velocidades de entrada não sejam excessivas.
A quantidade de área aberta por unidade de comprimento de filtro depende do
diâmetro, da abertura e do tipo de filtro. A tabela 2 mostra, por exemplo, a área aberta
de filtros manufaturados pela Edward E, Johnson Co 2. Se a área aberta necessária em
metros quadrados é dividida pela metragem linear, o resultado é o comprimento do
filtro, em metros, requerido para prover a vazão sem exceder a velocidade de entrada
recomendada.
1
Devido às dimensões dos filtros manufaturados nos Estados Unidos serem ainda expresso em polegadas,
estas unidades serão usadas nesta discussão. Unidades do SI serão adicionadas só onde seja útil.
2
O uso do nome da companhia é para propósito de identificação somente e não implica em apoio pelo
U.S.Geological Survey.
A profundidade ao aqüífero também afeta o diâmetro do poço no sentido de
poços previstos a atingir aqüíferos a mais de poucas dezenas de metros sob a superfície
topográfica, devendo ser largos o suficiente para aceitar maiores equipamentos de
perfuração requeridos para atingir estas profundidades.
A profundidade total de um poço depende da profundidade abaixo da superfície
topográfica até a mais inferior zona produtora de água a ser captada.
Tabela 2. Áreas abertas dos filtros da Johnson.
Dn Área aberta por metro linear do filtro para a malha nº. n [cm2]
pol.
10
20
40
60
80
100
150
4
518
915
1434
1827
2073
1952
2316
6
518
974
1614
2103
2470
2805
2956
8
669
1250
2103
2743
3199
3629
3901
10
853
1555
2651
2927
3504
3963
4875
12
794
1526
2651
3445
4177
4724
5761
14
915
1706
2927
3842
4662
5305
6430
16
1037
1952
3383
4419
5335
6033
7375
n denota a largura da abertura do filtro em milésimos de polegadas (1/1.000). Por exemplo, abertura nº. 10
indica uma abertura de 0,01 por outro lado, D = diâmetro
A posição do filtro depende da espessura e da composição do aqüífero em
explotação e se o poço está sendo projetado para obter o máximo de vazão possível.
Como os rebaixamentos em um aqüífero não-confinado resultam em dessaturação do
aqüífero, os poços nestes aqüíferos são normalmente providos de filtro só na parte mais
profunda do poço para obter-se o máximo de rebaixamento possível. Em aqüíferos
confinados os filtros são posicionados tanto na parte mais permeável do aqüífero ou,
onde são insignificantes as diferenças verticais da condutividade hidráulica, no meio do
aqüífero.
O comprimento do filtro especificado no projeto de poço depende da espessura
do aqüífero, da vazão desejada e se o aqüífero é confinado ou não e de considerações
econômicas. Quando se tenta obter a vazão máxima disponível, os filtros são
normalmente instalados nos 30 a 40 por cento da porção inferior de aqüíferos nãoconfinados e no meio dos confinados, cobrindo 70 a 80 por cento.
Testes de Aceite de Poço e Eficiência do Poço
Muitos contratos para a construção de poços requerem uma produção
“garantida” e alguns estipulam que o poço atinja certo nível de “eficiência”. A maioria
dos contratos também especifica a duração do “teste de rebaixamento” que deva ser
conduzido para demonstrar que a produção requerida é satisfeita. Por exemplo, muitos
Estados requerem que testes de poços para abastecimento público sejam de ao menos 24
horas. Testes da maioria dos poços industriais e de irrigação provavelmente não
excedem de cerca de 8 horas.
Testes de aceite de poços, se propriamente conduzidos, não só podem confirmar
a vazão do poço e o tamanho da bomba de produção que é necessário mas pode também
prover informação de grande valor na operação e na manutenção do poço. Tais testes
devem, entretanto, ser conduzidos com o mesmo cuidado que testes de aqüífero, feitos
para determinar as características hidráulicas dos aqüíferos. Um teste propriamente
conduzido incluirá:
1) Determinação da interferência dos poços próximos, baseada em medições exatas
de nível de água feitas antes do teste de rebaixamento.
2) Uma taxa de bombeamento que é tanto mantida constante durante o teste todo
(1) ou aumentada em degraus de igual duração (2). A vazão de bombeamento
durante cada degrau deve ser mantida constante e a duração de cada degrau deve
ser ao menos 2 horas.
Destes requerimentos, o da vazão (ou vazões) constante e cuidadosamente
regulada é o mais importante. Quando o teste de aceite a vazão constante foi terminado,
os dados de rebaixamento podem ser analisados para determinar a transmissividade do
aqüífero (veja “Testes em Poço Único”.).
Muitos testes de aceitação feitos com instalações temporárias de bombeamento,
usualmente movidas a motores a gasolina ou diesel. Em vez de manter uma vazão
constante durante o teste, o motor é frequentemente parado para adicionar combustível
ou para verificar o nível do óleo ou por numerosas outras razões. A vazão pode também
ser aumentada ou diminuída de uma forma regular e não-planejada ou, mais
comumente, reduzida gradualmente durante o teste em um esforço para manter o nível
de bombeamento acima da tomada da bomba. Em tais testes, a “vazão” do poço é
normalmente reportada como sendo a final.
A determinação da vazão de longo prazo de um poço a partir de dados coletados
durante um pequeno teste de aceite de período curto é um problema pratico e importante
em hidrologia das águas subterrâneas. Dois dos mais importantes fatores que devem ser
considerados são a extensão na qual a produção decrescerá se o poço é bombeado
constantemente por períodos mais longos que o teste e o efeito, sobre a produção, de
mudanças no nível da água estático (regional) em relação ao existente ao tempo do
teste.
Quando estão disponíveis só dados do poço de produção e quando a vazão de
bombeamento não foi mantida constante durante o teste de aceite, a estimativa de
produção de longo termo deve ser usualmente baseada na análise dos dados de
capacidade específica. Capacidade específica é a produção por unidade de
rebaixamento e é determinada pela divisão da vazão de bombeamento a qualquer tempo
durante o teste pelo rebaixamento no mesmo tempo. Assim,
Antes do desenvolvimento das condições de fluxo permanente a água então
bombeada do aqüífero é derivada do armazenamento. O tempo requerido para as
condições de fluxo permanente desenvolverem-se depende largamente da distância e
das características das áreas de recarga e descarga do aqüífero. O tempo requerido para
atingir o fluxo permanente é independente da vazão de bombeamento. Em alguns
aqüíferos a condição de fluxo permanente será atingida em muitos dias, enquanto que
em outros, seis meses a um ano podem ser requeridos; em algumas áreas áridas, a
condição de fluxo permanente poderá nunca ser atingida. Dependendo da duração do
teste de aceite e do período para atingir a condição de permanência, poderá ser
apropriado, na estimativa da produção de longo termo de um poço, usar uma capacidade
especifica menor do que a recomendada durante o teste.
O esquema 3 mostra o declínio na capacidade específica com o tempo quando
um poço é bombeado continuamente a vazão constante e toda a água é derivada do
armazenamento em um aqüífero homogêneo e isotrópico. Por conveniência na
preparação do esquema, um valor de 100 por cento foi designado como capacidade
específica 1 hora após a bomba ser acionada. A velocidade na qual a capacidade
específica decresce depende do declínio do nível da água devido a depleção do
armazenamento e das características hidráulicas do aqüífero. Diferenças na velocidade
para diferentes aqüíferos são indicadas pela largura da banda no esquema. Quando
rebaixamentos são derivados inteiramente do armazenamento, a capacidade especifica
decrescerá de 40 por cento durante o primeiro ano.
Na previsão da produção de longo termo de um poço é também necessário
considerar as mudanças no nível estático resultante de variações na recarga, sazonais e
de longo termo, e abaixamentos devidos a outras abstrações do aqüífero. A produção de
longo termo é igual a capacidade específica, determinada a partir do teste de aceite e
reduzida se necessário para compensar o declínio de longo prazo discutido no parágrafo
anterior, multiplicada pelo rebaixamento disponível.
O rebaixamento disponível ao tempo de teste aceite é igual a diferença entre o
nível estático neste tempo e o mais baixo nível obtido que pode se obtido por
bombeamento no poço. O nível mais baixo de bombeamento em um poço com filtro é
normalmente considerado como sendo um metro ou dois acima do topo do filtro. Em
um poço sem filtro (poço aberto) pode ser tanto a mais alta como a mais baixa abertura
de entrada de água que penetra no poço. A escolha da mais alta ou mais baixa abertura
depende da composição química da água e se a água que cascateia das aberturas sobre
nível de bombeamento resulta na precipitação de minerais na parede do poço e na
tomada da bomba. Se tal precipitação é esperada o nível máximo de bombeamento não
deve ser inferior a mais lata abertura. A produção de um poço não é aumentada pelo
bombeamento abaixo da mais inferior entrada de água e a produção máxima pode, de
fato, ser atingida em um nível mais acima.
Para predizer a produção máxima contínua de longo termo é necessário estimar
quanto o nível estático da água e, pois o rebaixamento disponível pode atingir a partir
da posição que ocupava durante o teste de aceite. Registros de flutuações de nível de
água no longo termo em poços de observação na área são úteis neste esforço.
Eficiência de poço é uma importante consideração tanto no projeto de poço
como na construção e no desenvolvimento. O objetivo, é claro, é evitar custos
excessivos de energia pelo projeto e construção de poços que produzirão a água
requerida com o mínimo de rebaixamento.
Eficiência de poço pode ser definida como a razão entre o rebaixamento (as) no
aqüífero na parede do poço e o rebaixamento (st) dentro do poço (veja “Teste em Poço
Único). Assim a equação
expressa a eficiência como percentagem.
Rebaixamentos em poços em bombeamentos são medidos durante os testes de
aceite. A determinação do rebaixamento no aqüífero é um problema muito mais difícil.
Isto pode ser calculado se as características hidráulicas do aqüífero, incluído o efeito das
condições nos limites, são conhecidas.
A diferença entre st e sa é atribuída a perdas de carga a medida de que a água
move-se do aqüífero até a boca do poço. Estas perdas de poço podem ser reduzidas pela
redução da velocidade de entrada da água, o que pode ser feito com a instalação da
quantidade máxima de filtro e com o bombeamento na vazão mínima aceitável. Testes
têm sido propostos para determinar as perdas em poços e os resultados podem ser
usados para determinar a eficiência do poço. Entretanto, estes testes são difíceis de
conduzir e não são largamente usados. Devido a dificuldades na determinação de sa, a
eficiência de poço é geralmente especificada em termos de um “ótimo” de capacidade
especifica, baseado em outros poços produtores na vizinhança.
Sob condições melhores possíveis, uma eficiência de cerca de 80 por cento é o
máximo que é normalmente atingível na maioria dos poços com filtro. Sob condições
menos ideais, uma eficiência de 60 por cento é provavelmente mais realístico.
Capacidade Específica e Transmissividade
A capacidade específica de um poço depende tanto das características
hidráulicas do aqüífero como da construção e outras feições do poço. Valores de
capacidade específica, obtidos em poços para os quais os dados dos testes de aqüífero
não estão disponíveis, são largamente utilizados por hidrólogos para estimar a
transmissibilidade. Tais estimativas são usadas para avaliar as diferenças regionais na
transmissividade e preparar mapas de transmissividade para uso em modelos de
sistemas de água subterrânea.
Os fatores que afetam a capacidade específica incluem:
1) A transmissividade da zona supridora de água ao poço que, dependendo do
comprimento do filtro ou do furo não revestido, pode ser consideravelmente
menor do que a transmissividade do aqüífero.
2) O coeficiente de armazenamento do aqüífero.
3) A duração do período de bombeamento.
4) O raio efetivo do poço, que pode ser significativamente maior que o raio
“nominal”.
5) A vazão de bombeamento.
A equação de Theis pode ser usada para avaliar o efeito dos quatro primeiros
fatores na capacidade específica. O último fator, vazão de bombeamento, afeta as perdas
no poço e pode ser determinado só a partir de um teste em degraus ou um teste de
aqüífero no qual rebaixamentos são medidos tanto no oco em bombeamento como em
poços de observação.
A equação de Theis, modificada para a determinação da transmissividade a
partir da capacidade específica, é
onde T é
a transmissividade, Q/s é a capacidade específica, Q é a vazão de
bombeamento e W(u) é a função de u, onde
onde r é o raio efetivo do poço, S é o coeficiente de armazenamento e t é a duração do
período de bombeamento que precede a determinação da capacidade específica.
Por conveniência, no uso da equação 1, é desejável expressar W(u)/4π como
constante. Para fazer isto é primeiro necessário determinar os valores de u e, usando a
tabela de valores de u (ou 1/u) e W(u), determinar os correspondentes valores para
W(u).
Valores de u são determinados substituindo na equação 2 os valores de T, S, r e t
que são representativos das condições na área. Para ilustrar, assuam, em uma área sob
investigação e para a qual grande quantidade de valores de capacidade específica está
disponível, que:
1. O principal aqüífero é confinado e testes de aqüífero indicam que o coeficiente
de armazenamento é cerca de 2 x 10-4 e a transmissividade cerca de 3.960
m2/dia.
2. A maioria dos poços supridores são de 8 pol. (20 cm) de diâmetro.
3. A maioria dos valores da capacidade específica são baseados em testes de aceite
de 12 horas.
A tabela de valores de W(u) para valores de 1/u está apresentada na seção
intitulada “Testes de Aqüífero”. Entretanto, o valor de u determinado acima deve ser
convertido para 1/u, que é 9,91 x 108, e este valor é usado para determinar o valor de
W(u). Valores de W(u) são dados para valores de 1/u de 7,69 x 108 e 10 x 108 mas não
para 9,91 x 108. Entretanto, o valor de 10 é próximo o suficiente de 9,91 para o
propósito de estimar a transmissividade a partir da capacidade específica. Da tabela
determinamos que, para um valor de 1/u de 10 x108, o valor de W(u) é de 20,15.
Substituindo este valor na equação 1, achamos a constante W(u)/ 4π como sendo 1,60.
Muitos leitores acharão útil agora substituir diferentes valores de T, S, r e t na
equação 2 para determinar como os diferentes valores afetam a constante na equação 1.
Ao usar a equação 1, modificada como necessário para satisfazer as condições em uma
área , é importante reconhecer suas limitações. Entre os mais importantes fatores que
afetam seu uso estão a exatidão com que a espessura da zona supridora de água ao poço
pode ser estimada, a magnitude das perdas no poço em comparação ao rebaixamento no
aqüífero e a diferença entre o raio “normal” do poço e seu raio efetivo.
Em relação a estes fatores a prática comum é a de assumir que o valor da
transmissividade estimada a partir da capacidade específica aplica-se só à zona com
filtro ou ao furo não revestido. Para aplicar este valor ao aqüífero inteiro, a
transmissividade é dividida pelo comprimento do filtro ou da parte não-revestida (para
determinar condutividade hidráulica por unidade de comprimento) e o resultado é
multiplicado pela espessura total do aqüífero. O valor da transmissividade determinado
por este método é muito maior se a zona supridora de água ao poço é mais espessa do
que o comprimento do filtro ou da parte não-revestida. Similarmente, se o raio efetivo
do poço é maior que o raio “nominal” (assumindo que o raio “nominal” é usado na
equação 2), a transmissividade baseada na capacidade especifica será de novo muito
grande.
Por outro lado, se uma parte significante do rebaixamento no poço em
bombeamento é devida a perdas no poço, a transmissividade baseada na capacidade
específica será menor que a real. Se o efeito de todos estes três fatores cancelam-se
dependerá das características tanto do aqüífero como do poço. Se um número suficiente
de testes de aqüífero foram realizados, poderá ser factível utilizar os resultados para
introduzir uma constante na equação 1 para tomar conta destes fatores.
Projeto de Campo-de-Poços
O desenvolvimento de suprimentos de água moderados a grande maioria dos
aqüíferos requer mais do que um poço; em outras palavras, requer o que é comumente
referido como um campo-de-poços. Conseqüentemente, o projeto de campo-de-poços é
um importante problema no aproveitamento de água subterrânea. O objetivo do projeto
de campo-de-poço é o de obter a requerida quantidade de água pelo menor custo,
incluindo o custo inicial de construção dos poços e das tubulações, o custo da operação
e da manutenção e o custo da reposição do poço.
O produto final de um projeto é o plano mostrando o arranjo e o espaçamento
dos poços e as especificações contendo detalhes sobre a construção e a completação,
incluindo informação sobre o diâmetro dos poços, das profundidades e da posição de
filtros ou partes não-revestidas, do tipo de revestimento e de filtros e do tipo, tamanho e
local das bombas.
Os elementos-chave do projeto de campo-de-poços são a quantidade total de
água a ser obtida do campo, a vazão a que cada poço pode ser bombeado (o que
determina o número de poços que será requerido) e o espaçamento entre os poços.
A vazão de bombeamento para cada poço pode ser estimada com as equações de
Jacob ou de Theis (veja “Análise Distância-Rebaixamento”). Isto depende da
transmissividade e do coeficiente de armazenamento do aqüífero, da distância e da
natureza dos limites laterais, das características hidráulicas das camadas confinantes, do
rebaixamento disponível e do período de bombeamento. Para o propósito desta
discussão, não consideraremos o efeito dos limites ou camadas confinantes (para a uma
discussão sobre o rebaixamento disponível veja “Interferência de Poço” e “Testes de
Aceite de Poço e Eficiência de Poço”). O período de bombeamento é normalmente
tomado como 1 ano. Para determinar a vazão de bombeamento as equações de Jacob
são resolvidas como segue:
onde r0 é a distância do poço de bombeamento, em metros, ao local de rebaixamento
zero em um gráfico semilogarítmico no qual o rebaixamento está em escala aritmética e
a distância em escala logarítmica , T é a transmissividade do aqüífero, em metros
quadrados por dia, t são 365 dias (1 ano), S é o coeficiente de armazenamento do
aqüífero (adimensional), ∆s é o rebaixamento, em metros, através de um ciclo
logarítmico segundo uma linha conectando o ponto r0 e um ponto do raio proposto do
poço em bombeamento em que o rebaixamento iguala aproximadamente a metade do
rebaixamento disponível 1 e Qe é a primeira estimativa da vazão de bombeamento em
metros cúbicos por dia.
A vazão de bombeamento estimada Qe é distribuída pela quantidade de água
total necessária obtida a partir do campo-de-poços a fim de determinar o número de
poços que serão necessários. O próximo passo é determinar o espaçamento entre os
poços ótimos. Esta determinação envolve considerações tanto hidrológicas como
econômicas. As considerações hidrológicas incluem os seguintes:
1) A distância mínima entre os poços em bombeamento deve ser ao menos duas
vezes a espessura do aqüífero se os poços estão abertos até menos da metade da
espessura do aqüífero.
2) Poços próximos a limites com recarga devem ser locados ao longo de uma linha
paralela ao limite e tão próximos ao limite quanto possíveis.
3) Poços próximos a limites impermeáveis devem ser lacrados ao longo de uma
linha perpendicular ao limite e tão distantes quanto possível do limite.
1
Neste ponto, usamos metade do rebaixamento disponível a fim de obter uma primeira estimativa de
perda no poço e interferência de poço. Se determinarmos que, para uma vazão de Qe, o rebaixamento no
aqüífero é menor que o rebaixamento disponível e o rebaixamento no poço está acima do topo do filtro,
podemos assumir um maior valor de s e recalcular Qe. É importante também notar que, na determinação
inicial do rebaixamento disponível, a flutuação sazonal do nível de água estático deve ser considerada.
As considerações econômicas primárias envolvidas em espaçamento de poços
incluem o custo dos poços e das bombas, o custo da energia e o custo de interconexão
de linhas de distribuição, canos e fios. Quão mais próximo os poços estão espaçados tão
menor a vazão a vazão de cada poço devido a interferência entre os poços. A menor
vazão de poços espaçados próximos significa que mais poços e bombas são requeridos e
o custo da energia será maior. O custo de poços adicionais e os custos maiores de
bombeamento devem ser avaliados em relação ao custo do menor sistema de
distribuição, de canos e de fios.
O esquema 1 mostra um gráfico distância-rebaixamento para um poço em
bombeamento ao fim de um período continuo de bombeamento de um ano para um
aqüífero tendo uma transmissividade (T) de 465 m2/d, um coeficiente de
armazenamento (S) de 5 x 10-4 e um rebaixamento disponível de 18 m. O raio assumido
do poço em bombeamento (rw) é de 0,20 m (8 pol). Quando a metade do rebaixamento
disponível é usada, junto com os outros valores como mostrado, a equação 2 resulta
numa vazão de bombeamento estimada (Qe) de 1.914 m3/d (0,022 m3/s).
Para ilustrar o uso do esquema 1 na análise do problema de espaçamento de
poços assumidos que a vazão de 5.700 m3/d (0,066 m3/s) é desejada. Esta vazão pode
ser obtida a partir de três poços produzindo 0,022 m3/s cada um. Assuma que os poços
estão locados em linha reta e são numerados 1, 2 e 3. O poço 2 estando no meio
obviamente terá maior interferência e, pois, maior rebaixamento. Quão mais próximo
pode ele estar de 1 e de 3 sem que seu rebaixamento exceda o rebaixamento disponível
de 18 m.
Quando o poço 2 é bombeado a vazão de 0,022 m3/s, o rebaixamento no
aqüífero no poço será metade do possível, ou 9 m. Os restantes 9 m de rebaixamento
disponível devem ser apropriados tanto à perda-de-poço no poço 2 como a interferência
proveniente dos poços 1 e 3. De acordo com o esquema 1, se o poço 2 fosse 100 por
cento eficiente, sua capacidade específica seria
[(0,022 m3/s) / (9 m)] = 0,0024 m2/s
Assumimos, entretanto, que o poço 2 será apenas 80 por cento eficiente. Se tal,
sua capacidade específica será
0,0024 m2/s x 0,80 = 0,0019 m2/s
e a vazão de 0,022 m3/s produzirá um rebaixamento no poço de cerca de 11 m
(0,022/0,0019). Subtraindo 11 de 18 m dá uma diferença de 7 m, a qual pode ser
assinalada à interferência dos poços 1 e 3. Desprezando-se a fração, a interferência de
cada poço é cerca de 3 m.
O esquema 2 mostra que um poço bombeando 0,022 m3/s do aqüífero produzirá
um rebaixamento de 3 m a uma distância de cerca de 385 m. Assim, o espaçamento
entre os poços 1 e 2 e entre 2 e 3 deveria ser de 385 m para que não seja excedido o
rebaixamento disponível no poço 2. Com este espaçamento os poços 1 e 3 estariam
distantes entre si de 770 m. O esquema 2 mostra que o rebaixamento a 770 m seria cerca
de 2,75 m. Consequentemente os rebaixamentos em ambos poços, 1 e 3, seriam de
16,75 m, ou cerca de 0,25 m menor que no poço 2.
Qualidade de Água Subterrânea
Água consiste em dois átomos de Hidrogênio e um de Oxigênio, os quais dão a
fórmula química H2O. Água frequentemente é referida como solvente universal porque
tem a capacidade de dissolver ao menos pequenas quantidades de quase todas as
substâncias com que entra em contato. Da água doméstica usada pelo homem, a água
subterrânea usualmente contém as maiores quantidades de sólidos dissolvidos. A
composição e a concentração de substancias dissolvidas em água subterrânea não
poluída depende da composição química da precipitação, das reações biológicas e
químicas ocorrentes na superfície da terra e na zona do solo e da composição mineral
dos aqüíferos e camadas confinantes através das quais a água se move.
As concentrações de substâncias dissolvidas na água são comumente relatadas
em unidades de peso por volume. No Sistema Internacional (SI), as unidades mais
comumente usadas são miligramas por litro. Uma miligrama equivale a 1/1.000 (0,001)
do grama e um litro equivale a 1/1.000 do metro cúbico, assim, 1 mg/l equivale a 1
g/m3. Concentrações de substâncias na água foram relatadas por muitos anos em
unidades de peso por peso. Devido a concentração da maioria das substâncias
dissolvidas em água ser relativamente pequena, a unidade de peso por peso comumente
usada era parte por milhão (ppm).
A qualidade da água subterrânea depende tanto das substâncias dissolvidas na
água como de certas propriedades e características que estas substâncias dão a água. A
tabela 1 contém informação sobre substâncias inorgânicas dissolvidas que normalmente
ocorrem em maiores concentrações e são as que tendem a afetar o uso da água. A tabela
2 lista outras características da água que são comumente relatadas nas análises de água e
podem afetar o uso da água. Constituintes dissolvidos para os quais os limites de
concentração têm sido estabelecidos para água potável são discutidos em “Poluição da
Água Subterrânea”.
Tabela 1. CONSTITUINTES ORGÂNICOS NATURAIS COMUMENTE
ENCONTRADOS NA ÁGUA QUE PROVAVELMENTE MAIS AFETAM SEU USO
Concentrações de
Substância
Fontes naturais maiores
Efeito do uso na água
significância
(mg/l)
Bicarbonato (HCO3)
Produtos da solução de rochas carbonáticas,
Controlam a capacidade da água neutralizar
e Carbonato (CO3)
principalmente calcário (CaCO3) e dolomito
ácidos fortes. Bicarbonatos de cálcio e magnésio
(CaMgCO3) por água contendo dióxido de
decompõem-se em caldeiras e aquecedores para
carbono.
formar depósitos e liberam gás carbônico
corrosivo.
Em
combinação
com
cálcio
150 - 200
e
magnésio causam dureza carbônica
Cálcio (Ca) e
Solos e rochas contendo calcário, dolomita
Principal causa de dureza e de depósitos em
Magnésio (Mg)
e gipsita (CaSO4). Pequenas porções de
caldeiras e aquecedores.
25 - 50
rochas ígneas e metamórficas.
Cloreto (Cl)
Em terras continentais, primariamente a
Em
grandes
quantidades,
aumenta
a
partir da água do mar aprisionada em
corrosividade da água e, em combinação com
sedimentos ao tempo da deposição: em
sódio, dá a água um gosto salgado.
250
áreas costeiras, da água do mar em contato
com água doce em aqüíferos produtivos.
Floreto (F)
Tanto rochas sedimentares como ígneas.
Até certas concentrações reduz a cárie; a maiores,
0,7 – 1,23
Sem ocorrência largamente distribuída.
causa manchas no esmalte dos dentes.
Ferro (Fe) e
Ferro é presente na maioria dos solos e
Mancha as roupas na lavagem e não são
Fe > 0,3; Mg >
Manganês (Mn)
rochas; manganês é menos largamente
recomendados em processamento alimentar, em
0,05
distribuído.
tingimento, fabricação de gelo, de cerveja e
outros processos industriais.
Sódio (Na)
Como o cloreto. Em algumas rochas
Veja cloreto. Em grandes concentrações pode
sedimentares uma s poucas miligramas por
afetar
litro podem ocorrer em água doce como
hipertensão
resultado da troca de cálcio dissolvido e
concentrações de cálcio e de magnésio também
magnésio por sódio nos materiais aqüíferos.
presentes na água, o sódio pode ser nocivo a
pessoas
e
com
dificuldades
outros.
cardíacas,
Dependendo
69 (irrigação)
20,170 (saúde)3
das
certos cultivares.
Sulfato (SO4)
Gipsita, pirita (FeS) e outras rochas
Em certas concentrações, dá à água um gosto
300 – 400 (gosto)
contendo compostos de enxofre (S).
amargo e, a maiores concentrações, tem efeito
6000 – 1000
laxativo. Em combinação com cálcio forma um
(laxativo)
deposito duro de carbonato em caldeiras.
1 Um intervalo de concentração que pretende indicar o nível geral no qual o efeito sobre o uso da água pode tornar-se significante.
2 Intervalo ótimo determinado pelo U.S. Public Health Service dependendo da ingestão de água.
3 Concentrações mais baixas aplicam-se a água potável para pessoas em dieta estrita: maiores concentrações é para aqueles em dieta moderada.
Tabela 2. CARACTERÍSTICAS DA ÁGUA QUE AFETAM A QUALIDADE
Características
Dureza
Causa Principal
Significado
Observações
Cálcio e magnésio dissolvidos
Cálcio e magnésio combinam-se com sabão
(mg/l de CaCO):
na água
para formar um precipitado insolúvel e
0 – 60: Mole.
assim dificultam a formação de espuma.
61 – 120: Moderadamente dura
Dureza também afeta a adequabilidade da
121 – 180: Dura
água para uso nas indústrias têxtil e de
> 181 Muito dura
papel e outras e em caldeiras. USGS
classificação de dureza.
pH (atividade do íon
Dissociação das moléculas de
O pH da água é a medida de sua
Valor de pH:
hidrogênio)
água e de ácidos e base
característica reativa. Baixos valores de pH,
menor que 7, a água é ácida;
dissolvidos em água.
particularmente abaixo de 4 indicam uma
Valor 7 é neutra;
água corrosiva que tenderá a dissolver
Mais que 7 é básica.
metais e outras substâncias que entrarem em
contato.
Altos
valores
de
pH,
particularmente acima de 8,5 indicam uma
água
alcalina,
que,
sob
aquecimento,
tenderá a formar depósitos. O pH afeta
significativamente o tratamento e o uso da
água.
Condutância elétrica
Substâncias que forma os íons
A maioria das substâncias dissolvida em
Valores de condutância indicam
específica
quando dissolvidos em água.
água dissocia-se em íons que podem
a condutividade elétrica, em
conduzir corrente elétrica.
micromhos, de 1 cm3 de água a
Conseqüentemente a condutância elétrica
temperatura de 25º C.
especifica é um valioso indicador da
quantidade de material dissolvido em água.
Quanto maior a condutância, mais
mineralizada é a água.
Sólidos dissolvidos totais
Substâncias minerais
Sólidos dissolvidos totais é a medida da
USGS: classificação da água
dissolvidas na água.
quantidade total de minerais dissolvidos em
baseada nos sólidos dissolvidos
água e é, um parâmetro muito útil na
totais (mg/l):
avaliação da qualidade. Água contendo
Menos que 1.000: Doce
menos que 500 mg/l é preferida para uso
1.000 a 3.000: Salina leve
doméstico e para muitos processos
3.000 a 10.000: Salina moderada
industriais.
10.000 a 35.000: Muito salina
Mais que 35.000: Salmoura
Poluição da Água Subterrânea
A poluição da água subterrânea está recebendo aumento de atenção das agências
reguladoras tanto Federais como Estaduais e dos usuários. Como resultado, a poluição
tem sido encontrada mais espalhada que se supunha há apenas uns anos atrás. Esta
atenção tem também resultado em largo reconhecimento os fatos que poluem a água
subterrânea podem gerar uma séria ameaças à saúde que seguidamente não está aparente
àqueles que serão afetados e que a purificação dos sistemas de água subterrânea
poluídos pode requerer séculos ou o gasto de altas somas de dinheiro. Estes fatos por si
só tornam imperativo que a poluição de água subterrânea por substâncias danosas seja
evitada ao máximo de nossas capacidades.
Poluição de água subterrânea, como usada nesta discussão, refere-se a qualquer
deterioração na qualidade da água resultante de atividades humanas. Esta definição
inclui a intrusão de água do mar em água doce dos aqüíferos, resultante de
rebaixamento artificial dos níveis de água subterrânea. Este tópico, entretanto, está
coberto numa discussão separada (veja “Intrusão Salina”).
A maioria da poluição de água subterrânea resulta da disposição de resíduos na
superfície da terra, em escavações rasas, incluindo fossas sépticas, ou através de poços
profundos e minas; o uso de fertilizantes e outros químicos agrícolas; vazamentos em
esgotos, tanques de armazenamento e dutos e em confinamentos de animais. A
magnitude de qualquer problema de poluição depende do tamanho da área afetada e da
quantidade de poluente envolvida, da solubilidade, toxicidade e densidade do poluente,
da composição mineral e das características hidráulicas de solos e rochas através dos
quais o poluente se move e do efeito potencial sobre o uso da água subterrânea.
Áreas afetadas em tamanhos desde pontuais, tais como fossas sépticas, até
grandes áreas urbanas possuindo vazamento na rede de esgotamento e numerosos locais
de depósitos de lixo municipal ou industrial. Quase todas as substâncias são solúveis em
água e muitos rejeitos líquidos são altamente tóxicos mesmo em mínimas
concentrações. Por exemplo, a tabela 1 lista as concentrações máximas de sustâncias
inorgânicas permitidas para suprimento de água potável. Limites têm sido também
estabelecidos pela Agência de proteção Ambiental para substâncias radioativas e
orgânicas.
A densidade de uma substância líquida – isto é, o peso por unidade de volume de
substancia em relação ao da água – afeta seu movimento subterrânea. Densidades
variam desde a dos derivados do petróleo que são menos densos que a água a das
salmouras e outras substâncias que são mais densas que a água. Substâncias menos
densas que a água tendem a acumular-se no topo da zona saturada: se, como petróleo,
elas são imiscíveis, elas tenderão a espalharem-se em todas as direções como uma fina
partícula. Substâncias mais densas que a água tendem a moverem-se para baixo através
da zona saturada até a primeira camada confinante extensa.
A composição mineral e as características físicas dos solos e rochas através das
quais os poluentes movem-se podem afetar os poluentes em diferentes modos. Se o
poluente entra no solo em um “ponto”, ele será dispersado longitudinal e lateralmente
em materiais granulares de tal modo que sua concentração será reduzida na direção do
movimento (veja “Fluxo saturado e Dispersão”). Substâncias orgânicas e outros
materiais biodegradáveis tendem a ser quebrados tanto por oxidação como por ação
bacteriológica na zona não-saturada. Certos materiais terrosos, especialmente argilas e
matéria orgânica, podem também absorver metais-traço e certos poluentes orgânicos
complexos e reduzir sua concentração a medida que se movem através do ambiente
subterrâneo.
As características hidráulicas de solos e rochas determinam no caminho tomado
e a velocidade do movimento dos poluentes. Substâncias dissolvidas na água movem-se
com a água a não ser se são retidas ou retardadas por adsorção. Assim, o movimento de
poluentes tende a ser através das zonas mais permeáveis; quão mais distante do ponto
de origem à área de descarga, mais penetram no sistema de água subterrânea e maior
área será no final afetada.
Os fatores relacionados ao movimento de poluentes discutidos nos parágrafos
precedentes devem ser cuidadosamente considerados na seleção de locais de deposição
de rejeitos, confinamento de animais e locais para outras operações que podem causar
poluição de água subterrânea. Com estes fatores em mente é óbvio que a poluição
significativa da água subterrânea pode ser evitada se locais de disposição de rejeitos são
selecionados de tal modo que:
1) Espessuras significativas de material não-saturado contendo argila e (ou) matéria
orgânica estão presentes.
2) Áreas tão próximas quanto possíveis a locais de descarga de água subterrânea.
3) Escorrimento superficial é excluído e infiltração é mantida ao mínimo possível.
Tabela 1. CONCENTRAÇÕES MÁXIMAS DE CONSTITUINTES INORGÂNICOS
PERMITIDOS EM ÁGUA POTÁVEL
[Dados de U.S. Environmental Protection Agency (1971)]
Constituintes
Concentração
(mg/l)
Arsênico
0,05
Bário
1,0
Cádmio
0,010
Chumbo
0,05
Cromo
0,05
Mercúrio
0,002
Nitrato (como N)
10,0
Prata
0,05
Selênio
0,01
Intrusão Salina
Em áreas costeiras a água subterrânea derivada da precipitação sobre a terra
entra em contato com o mar e nele descarga ou em estuários contendo água salobra. A
relação entre água doce e a água salgada, ou salobra, é controlada primariamente por
diferenças em suas densidades.
A densidade de uma substância expressa a quantidade de massa contida no
volume unitário; assim, a densidade da água é afetada pela quantidade de minerais, tais
como sal, (NaCl), que a água contém em solução. Em unidades métricas, a densidade da
água doce é de cerca de 1 g/m3 e a densidade da água do mar é de cerca de 1,025 g/m3.
Assim, a água doce sendo menos densa que a salgada tende a flutuar sobre esta.
Em ilhas, tais como os Bancos Externos da Carolina do Norte, a precipitação
forma uma lente de água doce que “flutua” sobre a água salgada sotoposta (1). Quão
mais alta a superfície freática em relação ao nível do mar, mais espessa a lente de água
doce. Esta relação entre a altura da superfície freática e a espessura da lente de água
doce foi descoberta, independentemente, pelo holandês Badon Ghyben e o alemão B.
Herzberg e é referida como a relação de Ghyben-Herzberg. Esta relação expressa como
equação é:
onde hs é a profundidade da água doce sob o nível do mar, ρf é a densidade da água
doce, ρs é a densidade da água salgada e hf é altura da superfície freática acima do nível
do mar.
Com base na equação 1 e as diferenças entre as densidades das águas doce e
salgada, a zona de água doce deve estender-se até uma profundidade abaixo do nível do
mar (hs) igual a 40 vezes a altura da superfície freática acima do nível do mar (hf). A
relação de Ghyben-Herzberg aplica-se estritamente, entretanto, só para aqüíferos
homogêneos e isótropos nos quais a água doce está estática e em contato com um corpo
de água salina sem marés.
Marés fazem a água salina alternativamente invadir e receber a zona de água
doce, o resultado é uma zona de difusão através da qual a salinidade muda de doce a
marinha (1). Uma parte da água do mar que invade a zona de água doce, é mantida na
zona de água doce e é descarregada de volta ao mar pela água doce a medida que esta se
move ao mar.
Devido ao fato que ambas, água doce e água salgada estão em movimento (não
estáticas), a espessura da zona de água doce num aqüífero homogêneo e isótropo é
maior que a prevista pela equação de Ghyben-Herzberg. Por outro lado, em um aqüífero
estratificado (e quase todos os aqüíferos são), a espessura das lentes de água doce é
menor do que a prevista devido a perda de carga ocorrida quando a água doce se move
através das camadas menos permeáveis.
Quando níveis de água doce são diluídos por retiradas através de poços, o
contato das águas doce-salgada migra em direção ao ponto de retirada até que um novo
balanço seja estabelecido (2). O movimento de água salgada a zonas previamente
ocupadas por água doce é referido como intrusão salina.
Intrusão marinha é um problema sério em algumas áreas costeiras. A intrusão
vertical sob poços em bombeamento é o problema mais iminente que a intrusão lateral
em muitas áreas. Uma razão é que a intrusão lateral deve deslocar um volume de água
doce muito maior que aquele deslocado pela vertical. Outra razão é que
aproximadamente dois-terços dos Estados Unidos está sotoposto por aqüíferos que
produzem água contendo mais que 1.000 mg/l de sólidos dissolvidos totais (3) (veja a
tabela 2 em “Qualidade de Água Subterrânea”). Na maioria dos lugares, estes aqüíferos
estão sobrepostos por outros aqüíferos que contêm água doce e que servem de fontes de
abastecimento de água. Entretanto, onde os poços de abastecimento foram perfurados
muito profundamente ou estão bombeando a altas vazões, a intrusão vertical de água
mineralizada (salobra) pode ocorrer.
No projeto de poços de abastecimento em áreas contendo adjacentes a águas
salgadas, deve ser dada consideração à possibilidade de intrusão salina. Esta
consideração pode envolver a seleção de aqüíferos rasos ou de pequenas vazões de
bombeamento para evitar intrusão vertical ou causar o deslocamento de poços para
áreas mais adentradas no continente para evitar a intrusão.
Temperatura da água Subterrânea
A temperatura da água subterrânea é uma de suas mais úteis características. A
água subterrânea tem sido usada por muitos anos em Long Island, N.Y; e outros lugares,
como meio trocador de calor para sistemas de ar-condicionado. Como resultado de
recentes aumentos nos custos de energia, a água subterrânea está também tornado-se
mais importante como fonte de calor para “bombas de calor”.
A temperatura da água subterrânea responde a variações sazonais ao calor
recebido pela superfície da Terra do Sol e por fluxo de calor proveniente do interior da
Terra. O movimento sazonal de calor entrando e saindo das camadas mais superficiais
da crosta da Terra causa uma flutuação sazonal nas temperaturas da água subterrânea
até uma profundidade de 10 a 25 m (1). A flutuação é maior próximo da superfície,
chegando a 5 ºC até 10 ºC até profundidades de muitos metros. Na zona afetada por
flutuações sazonais, a temperatura média anual da água subterrânea é de 1ºC a 2ºC
maior que a média do ar (1). Consequentemente, um mapa mostrando a temperatura
média anual da água subterrânea mais superficial pode ser preparado com base na
temperatura média anual do ar (esquema 2, baseado em um mapa mostrando a
temperatura média anual do ar, preparado pelo National Weather Service).
O movimento do calor do interior da Terra faz as temperaturas da água
subterrânea aumentar com a profundidade (1). Este aumento é referido como gradiente
geotérmico e varia de cerca de 1,8 ºC por 100 m em áreas onde ocorrem espessas
camadas de rochas sedimentares até 3,6 ºC por 100 m em área de atividade vulcânica
recente. O efeito do gradiente geotérmico não é logo aparente na zona afetada pelas
flutuações sazonais de temperatura.
O movimento da água subterrânea causa uma distorção nas isotermas (linhas
mostrando igual temperatura). Este efeito é mais notável onde rebaixamentos de água
subterrânea induzem o movimento de água de uma corrente ao aqüífero. A distorção na
temperatura da água subterrânea é mais pronunciada na zona mais permeável do
aqüífero.
Medições de Níveis de Água e Vazões de Bombeamento
Cada poço de abastecimento independe se é usado para fins domésticos, de
irrigação industrial ou público, deve ser provido com meios para medir a posição do
nível da água no poço. Poços de abastecimento público ou poços industriais devem
também serem providos com meios para a medição de vazão. O uso de medições de
nível e de vazão é discutido em “Problemas de Poços de abastecimento – Queda de
Vazão”.
O primeiro passo ao medir-se a posição do nível da água é identificar (e
descrever) um ponto fixo – ou seja, um ponto de medição – ao qual todas as medições
serão referidas. Este ponto é usualmente o topo do revestimento, a tampa do poço ou o
porto de acesso. Os três métodos mais comuns usados na medição da profundidade da
água em poços são a fita molhada, a fita elétrica e a coluna de ar.
O método da fita molhada é provavelmente o mais comum e o mais preciso dos
três (1). Este método usa uma fita de aço graduada comum peso na ponta. As
graduações no final da fita (cerca de um metro) são cobertas com giz e a fita é baixada
no poço até que sua parte inferior fique submersa e uma marca de medição coincida
com o ponto de medição superior. A fita então é rapidamente retirada e anotados os
valores do ponto de medição e do quanto submerso. O quanto foi submergido é óbvio,
pois há mudança de tom entre o giz submerso e o não. A profundidade ao nível da água
abaixo do ponto de medição é determinada pela subtração do comprimento de fita
molhada do total baixado no poço.
O método da fita elétrica envolve um ohmímetro conectado através de um par de
fios isolados aos terminais em um eletrodo e contendo no circuito uma fonte tal como
uma pilha (2). Quando o eletrodo contacta com a água, uma corrente flui através do
circuito e é indicada pela deflexão da agulha do ohmímetro. Os fios isolados são
marcados ao metro. A unha do dedo polegar é posta no fio isolado no ponto de medição
quando o ohmímetro indica que o circuito foi fechado. Uma fita métrica é usada para
medir a distância do ponto indicado pela posição da unha à mais próxima marcação de
metro a maior. Esta distância é subtraída do valor da marca para determinar a
profundidade da água. Uma diferença entre os métodos da fita molhada e o elétrico é a
de que, no primeiro, a subtração envolve o comprimento da fita molhada, enquanto que
no elétrico a subtração envolve a distância entre o ponto de medição e a maior marca de
metro mais próxima.
O método da coluna de ar é geralmente usado só em poços nos quais há bomba
instalada. Este método envolve a instalação de um tubo de pequeno diâmetro (o tubo de
ar) a partir do topo do poço a um ponto cerca de 3 m abaixo da mais baixa possível
posição do nível de água durante bombeamentos por extensos períodos (3). O nível da
água neste tubo é o mesmo que no poço. Para determinar profundidade do nível da
água, uma bomba de ar e um medidor de pressão são colocados no topo da coluna de ar.
Ar é bombeado ao tubo para forçar a água para fora deste até a parte mais inferior. A
medida que o nível de água no tubo de ar é deprimido, a pressão indicada pelo medidor
aumenta. Quando toda água foi forçada para fora do tubo de ar, o medidor de pressão
estabiliza e indica o comprimento da coluna de água originalmente no tubo. Se a leitura
do medidor de pressão é subtraída do comprimento do tubo abaixo do ponto de
medição, que foi cuidadosamente determinado quando o tubo de ar foi instalado, o
restante é a profundidade do nível da água a partir do ponto de medição.
A discussão precedente cobriu a medição dos níveis de água em poços nãojorrantes – ou seja, em poços em que o nível de água está abaixo do ponto de medição.
Em muitas áreas costeiras e vales com aqüíferos confinados, os níveis de água em poços
ficarão acima da superfície topográfica. Estas áreas são referidas como áreas de fluxo
artesiano e a mediação dos níveis de água nos poços, onde o revestimento não estendese acima do nível estático, pode ser problemático. Se o poço está equipado com uma
válvula e uma rosca a altura do nível da água pode ser determinado enroscando a
conexão apropriada e um medidor de pressão ou tubo de plástico transparente.
A medição do nível de água em poços jorrantes não equipados com uma válvula
ou rosca requer o uso de algum mecanismo de controle de fluxo. A posição do nível de
água estática acima do ponto de medição é determinada tanto com um medidor de
pressão ou com um tubo plástico (4).
A medição de vazões de poços de abastecimento requer a instalação de um
medidor de fluxo na tubulação de descarga. Podem ser usados dois tipos de medidores
de vazão, dependendo da vazão bombeada. Até uma vazão cerca de 1 m3/min, um
“elemento ativo” pode ser usado. Estes medidores usam tanto uma hélice ou um disco
que é rotacionado pela água em movimento. Para maiores vazões, medidores que usam
uma constrição do tubo de descarga são comumente usados. Estes incluem medidores
Venturi, diafragmas e orifícios.
Medidores de vazão têm mostradores que mostram tanto o total de água que
passou pelo medidor como a vazão que está passando. Com o primeiro (o totalizador), a
vazão de descarga é determinada usando um cronômetro e medindo o tempo que leva
para passar um certo volume de água.
Proteção de Poços de Abastecimento
A maioria, se não todos, os Estados
1
têm leis relacionadas à locação e
construção de poços de abastecimento. Estas leis e as regras e regulamentações
desenvolvidas para sua administração e aplicação concernem, entre outras coisas, com a
proteção de poços de abastecimento contra a poluição. Poluição do ambiente resulta de
atividades humanas e, consequentemente, exceto onde poços profundos ou minas são
usados para deposição de rejeitos, ela afeta primariamente a superfície da terra, a zona
do solo e a parte superior da zona saturada (da água subterrânea). Assim, a proteção de
poços de abastecimento inclui evitar áreas que estão presentemente poluídas e o
selamento de poços de modo a prevenir a poluição futura.
Afortunadamente a maioria da poluição da água subterrânea atualmente afeta só
áreas relativamente pequenas que podem ser prontamente evitadas na seleção de locais
para poços. Entre as áreas nas quais ao menos há expectativa de poluição na água
subterrânea rasa são:
1
Dos Estados Unidos da América (N. do T.).
1. Distritos industriais que incluem indústrias químicas, metalúrgicas, refino de
petróleo e outras que envolvem outros fluidos que água de resfriamento.
2. Áreas residenciais em que rejeitos domésticos são dispensados através de fossas
sépticas.
3. Áreas de confinamento animal e outras em que grande número de animais são
mantidos juntos.
4. Áreas de deposição de rejeitos sólidos e líquidos, incluindo aterros sanitários,
“lagoas de evaporação” e áreas usadas para a deposição de efluente e rejeitos
sólidos de plantas de tratamento de esgoto.
5. Depósitos de substâncias químicas, principalmente as solúveis em água.
Na seleção de uma locação para poço, as áreas que devem ser evitadas incluem
não só aquelas listadas acima, mas também as zonas em torno delas que podem ser
poluídas pelo movimento de rejeitos em resposta tanto ao gradiente hidráulico natural
como ao artificial, desenvolvido pelo poço de abastecimento.
Regras e regulamentos objetivando prevenir futura poluição incluem a provisão
de zonas de “exclusão” em torno de poços de abastecimento, diretrizes para o
revestimento e o selamento do espaço anular e o selamento da parte superior dos poços.
Muitas regulações estaduais requerem que os poços de abastecimento sejam
locados ao menos 30 m distantes de fontes ou fontes potenciais de poluição. No caso de
poços de abastecimento público, o proprietário deve tanto possuir ou controlar a terra
em torno de 30 m do poço. Em alguns Estados, um poço de abastecimento público pode
estar localizado tão próximo quanto 15 m de um esgoto se as juntas da canalização
atingem padrões da canalização da água.
Algumas regulações estaduais requerem que o revestimento de todos os poços de
abastecimento terminem acima da superfície da terra e que tal superfície no local
tenham inclinação centrífuga ao poço. Muitos estados também requerem que poços de
abastecimento público tenham plataforma de concreto contínua de ao menos 10 cm de
espessura e estendendo-se ao menos 1 m horizontalmente ao redor do poço, em contato
com seu revestimento. O topo do revestimento deve projetar-se não menos que 15 cm
acima da plataforma de concreto. O topo do revestimento deve também projetar-se ao
menos 2,5 cm acima do pedestal da bomba. O topo do revestimento deve ser selado
exceto por um tubo que tem uma abertura telada e também com seladura centrifuga.
As regulamentações citadas antes provêm, no máximo, proteção mínima para
poços de abastecimento. Há numerosas situações em que tanto o tamanho da zona de
exclusão como a profundidade do revestimento são inadequados. Em relação ao raio da
zona de exclusão, não há limites arbitrários, exceto os limites físicos do aqüífero, além
dos quais a água subterrânea não pode se mover. Em relação ao revestimento mínimo
requerido não há limites verticais, exceto a base impermeável do sistema de água
subterrânea, além da qual a água poluída não pode se mover.
Por outro lado, há situações geológicas e hidrológicas nas quais estas regulações
podem vir a ser excessivamente restritivas. Um exemplo é a poluição em um aqüífero
não-confinado a jusante de um poço de abastecimento retirando água de um aqüífero
confinado profundo sobreposto por uma camada confinante impermeável.
Devido a estes fatores é essencial que aqueles envolvidos na regulamentação da
locação e da construção de poços de abastecimento sejam adequadamente treinados nos
campos da hidrologia e da geologia da água subterrânea, de modo que possam proteger
a saúde pública com base no conhecimento científico e no julgamento técnico ao invés
do que a cega aplicação de regulações arbitrárias.
Problemas em Poços de Abastecimento – Queda de Vazão
A vazão de qualquer poço de abastecimento depende de três elementos: o
aqüífero, o poço e a bomba. A queda de vazão é devida a uma mudança em um destes
elementos e a correção do problema depende da identificação do elemento que está
envolvido. Esta identificação em muitos casos pode só ser feita se estão disponíveis
dados sobre a profundidade do nível da água no poço e a vazão de bombeamento.
Inabilidade de identificar razões para uma queda de vazão frequentemente resulta em
interromper o uso da água subterrânea e o desenvolvimento de suprimentos de água
mais caros, superficiais.
A profundidade de nível da água em um poço equipado com uma bomba pode
ser determinada usando uma fita metálica, uma fita elétrica ou uma coluna de ar e um
medidor de pressão. A vazão de bombeamento de um poço de abastecimento pode ser
determinada por qualquer dos diferentes tipos de medidores (1) (veja “Medidores de
Níveis de Água e Vazões”).
A vazão de um poço depende do rebaixamento e da capacidade específica. A
capacidade específica é a vazão por unidade de rebaixamento e, em quase todos poços
em bombeamento, ela varia com a vazão de bombeamento. Assim, uma discussão do
declínio em vazão tem significado só em termos de vazão máxima. A vazão máxima de
um poço é controlada pelo rebaixamento disponível e a capacidade específica quando o
rebaixamento no poço iguala o rebaixamento disponível. (veja “Testes de Aceitação de
poços e Eficiência de Poço”).
O rebaixamento disponível é determinado no momento da construção do poço de
abastecimento e consiste da diferença entre o nível da água estático (sem bombeamento)
e o nível de bombeamento prático mais baixo. O nível de bombeamento prático mais
baixo depende do tipo de poço. Em poços com filtro está no topo do mais alto filtro. Em
poços sem revestimento abertos em rochas fraturadas é a posição da mais inferior
entrada de água ou mais inferior nível em que a tomada da bomba pode ser locada.
A capacidade específica e a “vazão” de um poço de abastecimento são
determinadas no momento da construção do poço. Se o nível de bombeamento durante
o teste de aceite do poço está relativamente próximo (uns poucos metros) ao nível
prático mais baixo, a capacidade específica determinada durante o teste pode ser usada
para precisamente estimar a vazão máxima. Entretanto, é importante notar que quedas
aparentes de vazão após os poços serem postos em produção refletem, em muitos casos,
uma superestimativa das vazões ao tempo da construção.
Quedas reais de vazão de poços após a entrada em operação resultam da
deterioração de bombas, declínios no nível estático da água ou da capacidade específica,
ou de combinações dos três.
A vazão de um campo de poços é a soma das vazões dos poços individuais.
Operação exitosa, pois, requer medições periódicas tanto da capacidade específica como
do rebaixamento disponível para cada poço. Mudanças nestes valores são usadas para
predizer a vazão do campo a diferentes tempos no futuro e, quando elas são usadas em
conjunto com predições de necessidades, para planejar a reabilitação de poços existentes
ou construção de novos poços.
Medições da capacidade específica e do rebaixamento disponível, não são nem
difíceis nem demoradas. A determinação de ambos requer só três medições listadas
abaixo:
1. Nível de água (NA) estático (sem bombeamento) medido semanalmente próximo
ao fim do período de não-bombeamento mais longo que, na maioria dos sistemas
com grande uso industrial, é próximo do fim do fim-de-semana.
2. Nível de água máximo em bombeamento, medido semanalmente próximo ao fim
do período maior de uso contínuo que, na maioria dos sistemas, é próximo do
fim da semana de trabalho.
3. Vazão de bombeamento, medida ao mesmo tempo em que o nível de água
máximo em bombeamento.
Estes três itens são analisados como segue para determinar a vazão máxima de
um poço.
Capacidade específica
Rebaixamento disponível (m)
= (nível de água estático, em m) – (nível de água prático mais baixo, em m)
Vazão máxima
= (capacidade específica) x (rebaixamento disponível)
Determinações da capacidade específica e do rebaixamento disponível devem
ser cuidadosamente preservados como parte do arquivo permanente de cada poço (veja
“Arquivos de Registros de Poços”). Elas devem ser analisadas ao menos uma vez no
quadrimestre para determinar se mudanças estão ocorrendo. Estas análises podem ser
feitas mais convenientemente se os valores são graficados no tempo (2). Mudanças no
rebaixamento disponível e (ou) na capacidade específica e causas possíveis e as ações
corretivas estão listadas na tabela a seguir.
ANÁLISE DO DECLÍNIO DE VAZÃO DO POÇO
Critérios identificadores
Causas
Ação corretiva
Declínio no rebaixamento
O aqüífero em função de um declínio
Aumento no espaçamento de novos
disponível, sem mudança na
no nível da água subterrânea resultante
poços de abastecimento. Instituir
capacidade específica.
da depleção do armazenamento causada
medidas para recarga oficial.
pelo declínio na recarga ou pela
retirada excessiva.
Sem mudança no rebaixamento
O poço em função do aumento das
Redensenvolver o poço através do
disponível, declínio na
perdas de poço resultantes de bloqueio
uso de pistoneamento ou outro
capacidade específica.
do filtro por partículas de rocha ou por
meio. Uso de ácido para dissolver
deposição de carbonato ou compostos
incustações.
de ferro; ou redução em comprimento
do furo não-revestido pelo movimento
de sedimento ao poço.
Sem mudança no rebaixamento
A bomba, em função do desgaste Recondicionar ou repor o motor,
disponível, sem mudança na
dos propelentes e outras partes
capacidade específica.
móveis ou perda de potência do
motor.
ou içar a bomba e repor as partes
gastas ou estragadas.
Problemas em Poços de Abastecimento – Mudanças na Qualidade da Água
Os problemas mais freqüentes encontrados na operação dos poços de
abastecimento relacionam-se tanto com quedas de vazão como com deterioração da
qualidade da água. Quedas de vazão foram discutidas em “Problemas de Poços de
Abastecimento – Queda de Vazão”.
A deterioração da qualidade da água pode resultar tanto de mudanças na
qualidade da água no aqüífero como mudanças no poço. Estas mudanças podem afetar a
qualidade biológica, a qualidade química ou a qualidade física. Deterioração nas
qualidades biológica e química geralmente resulta de condições no aqüífero, enquanto
que mudança na qualidade física resulta de mudanças no poço.
Tanto a qualidade biológica como a química da água de um poço de
abastecimento novo devem ser analisadas antes de poços serem liberados ao uso, para
determinar se a água atinge padrões de água potável e, caso não, que tratamento é
requerido. Regulações para água potável da U.S. Environmental Agency também
requerem que análises de qualidade biológica sejam feitas mensalmente e que análises
de qualidade inorgânica sejam feitas ao menos a cada 3 anos para todos os sistemas
comunitários supridos inteiramente por água subterrânea. É uma boa prática determinar
periodicamente as qualidades química e biológica da água de todos os poços,
especialmente daqueles que suprem necessidades domésticas, a fim de determinar se há
mudanças na qualidade.
A deterioração da qualidade biológica refere-se ao aparecimento na água de
bactérias e (ou) vírus associados a restos humanos ou animais. Tal deterioração é
referida geralmente como poluição e indica, em quase todos os casos, a conexão entre
zona superficial ou próxima dela uma seção aberta do poço. A conexão mais
freqüentemente existe no espaço anular entre o revestimento e o aqüífero. Para evitar a
poluição de poços, muitas regulações construtivas requerem que o espaço anular seja
completamente preenchido com cimento desde a superfície topográfica até uma
profundidade de ao menos 6 m.
Deterioração na qualidade química refere-se à chegada ao poço de
abastecimento de água contendo substâncias químicas dissolvidas em concentração
indesejadamente alta. Retiradas de água de um poço causam a água convergir ao poço
de diferentes direções. Se esta convergência envolve água contendo grande
concentração de qualquer substância, tal concentração, após algum período de tempo,
começa a aumentar. Os aumentos mais comumente observados de concentração
envolvem NaCl (cloreto de sódio ou sal comum) e NO3 (nitrato), mas, se o poço está
próximo a um aterro sanitário ou outro local de rejeito, o aumento pode envolver
qualquer substância comumente usada pelo homem.
Nitrato é um importante constituinte de fertilizantes e está presente em
concentrações relativamente altas nos excrementos humanos e animais. Assim,
concentrações de nitrato em excesso de uns poucos miligramas por litro quase que
invariavelmente indicam que a água está chegando ao poço através de um aqüífero raso
que está poluído por tanques sépticos ou por excesso de nitrato usado nas operações
agrícolas.
Cloreto de sódio é o principal constituinte da água do mar e está também
presente em concentrações significantes nos excrementos humanos e animais e alguns
rejeitos industrializados. Um aumento no conteúdo de cloreto na água do poço indica
mais comumente um movimento ascendente de água de uma zona subjacente com água
salgada. Outros aumentos são devidos à poluição por fontes na ou próximas à superfície
da terra, tais como operações de degelo em ruas e estradas no norte dos Estados Unidos.
Embora aumentos em concentração de cloreto e de nitrato sejam as mudanças as
mudanças mais comuns na qualidade química da água subterrânea, mudanças podem
envolver quase qualquer substância solúvel em água. Assim, é importante estar atento a
liberações acidentais ou intencionais de potenciais poluentes dentro da área de
influência de todos os poços de abastecimento. Substâncias que são de preocupação
particular nesse sentido, incluem herbicidas, pesticidas e outros compostos orgânicos
complexos, produtos de petróleo e aquelas sustâncias que contêm concentrações traço
de metais. No planejamento de um programa de amostragem, para estas substâncias ou
quaisquer outras, é importante considerar o lento movimento no qual a maioria das
águas subterrâneas movem-se.
Deterioração da qualidade física envolve mudanças na aparência, gosto e
temperatura. Mais comumente, uma mudança na aparência ou cor envolve tanto o
aparecimento gradual ou abrupto de partículas de rocha na água. Estas partículas podem
variar em tamanho desde argila, que dá à água uma aparência túrbida ou “azulada”, até
areia. O tamanho das partículas é indicado pela velocidade com que as partículas
assentam. Se as partículas assentam muito lentamente, ou nem assentam, elas são de
tamanho argila. Se elas assentam imediatamente, são do tamanho areia.
O aparecimento gradual de partículas indica que o material mais fino não foi
adequadamente removido da zona adjacente ao poço durante o desenvolvimento do
poço (veja “Métodos de Construção de Poços”). Durante o uso do poço estas partículas
lentamente migram ao poço. O aparecimento abrupto de partículas – ou seja, quando a
concentração de partículas é grande (é óbvio) desde o início – geralmente indica o
colapso do filtro ou uma ruptura do revestimento.
Mudanças na qualidade da água produzida por um poço, prováveis causas da
mudança e sugestões de ações corretivas estão listadas na tabela seguinte.
ANÁLISE DE MUDANÇAS NA QUALIDADE DA ÁGUA
Alteração da
Causa
Ação corretiva
qualidade
Biológica
Movimento de água poluída de
Vedar o espaço anular com cimento ou
camadas da superfície ou próximas
outro material impermeável e fazer um
dela através do espaço anular.
montículo ao redor do poço para defletir o
escorrimento superficial.
Química
Movimento de água poluída ao poço
Selar o espaço anular. Se o selo não
de superfície da terra ou de aqüíferos
elimina a poluição, estender o
rasos.
revestimento a nível mais profundo
(telescopando ou cimentando o
revestimento do diâmetro menor dentro
do revestimento original).
Física
Movimento ascendente de água de
Reduzir a vazão do bombeamento e (ou)
zonas de água salgada.
selar a parte inferior do poço.
Migração de partículas de rocha ao
Remover a bomba e redesenvolver o
poço através do filtro ou das fraturas
poço.
penetradas pelo poço não-revestido.
Colapso do filtro ou ruptura do
Remover o filtro, se possível, e instalar
revestimento
um novo; instalar um revestimento de
menor diâmetro dentro do original.
Arquivos de Registros de Poços
A coleção e a preservação de registros sobre a construção, operação, manutenção
e o abandone de poços de abastecimento são essenciais mas são atividades grandemente
negligenciadas. Esta responsabilidade é basicamente do proprietário ou do operador do
poço. A conseqüência desta negligência é a impossibilidade de identificar e corrigir
economicamente os problemas de queda de vazão ou deterioração da qualidade da água
e o projeto de novos poços não pode incorporar experiência passada.
Um arquivo deve ser estabelecido para cada poço de abastecimento quando os
planos para sua construção são iniciados. Desde o plano inicial ao abandono final do
poço os seguintes registros devem ser gerados e cuidadosamente preservados no
arquivo:
1. Projeto inicial, incluindo o desenho ou especificações escritas sobre diâmetro,
profundidade total proposta, posição dos filtros ou não-revestimento, método de
construção e materiais a serem usados na construção (veja “Projeto de Poço de
Água”).
2. Registro construcional, incluindo o método de construção e os perfis geológico
e geofísico dos materiais atravessados durante a construção, o diâmetro do
revestimento e filtros, o tamanho da abertura e a composição metálica dos
filtros, as profundidades dos revestimentos e filtros, a profundidade total do
poço e o peso do revestimento (veja “Métodos de Construção de Poços” e
“Perfis de Poço”). Registro e perfis devem também ser retidos para todos os
poços-teste, incluídos aqueles que não foram sucesso devido a pequena vazão.
3. Teste de aceite de poço, incluindo uma cópia das medições de nível da água
feita antes, durante e depois do teste de rebaixamento (bombeamento), um
registro das vazões, cópias de quaisquer gráficos dos dados e uma cópia do
relatório do hidrólogo sobre a interpretação dos resultados do teste (veja “Testes
de Aceite de Poço e Eficiência de Poço”).
4. Dados da instalação da bomba, incluindo o tipo de bomba, a potência do
motor, a profundidade da tomada da bomba, uma cópia dos dados do fabricante
sobre a operação e a eficiência da bomba e dados sobre o comprimento do tubo
de ar ou uma descrição das instalações para medição de nível de água, incluindo
a descrição do local de medição (veja “Medições de Nível de Água e Vazões de
Bombeamento”).
5. Registro de operação, incluindo dados sobre o tipo de medidor usado para
vazão, leituras semanais do medidor de vazão, medições semanais dos níveis de
água estática e em bombeamento e análises periódicas da qualidade da água
(veja “Problemas de Poços de Abastecimento – Queda de Vazão”).
6. Registro de manutenção de poço, incluindo as datas e as atividades realizadas
para aumentar a vazão ou a qualidade da água e dados mostrando os resultados
atingidos (veja “Problemas de Poços de Abastecimento – Mudanças na
Qualidade da Água”).
7. Registro de abandono de poço, incluindo os dados que o uso do poço foi
interrompido e a descrição dos métodos e materiais usados para selar ou
tamponar o poço.
O tipo de formulário usado para os registros descritos antes não é de importância
critica. É mais importante que os registros sejam coletados, independentemente do tipo
de formulário que é usado. É importante, entretanto, que os dados e o tempo da
observação sejam anotados a cada medição de vazão de bombeamento e profundidade
da água e em cada amostra de água coletada para análise de qualidade.
Referências
Um grande número de publicações sobre hidrologia de água subterrânea foi
consultado na preparação deste relatório. Uma citação é mostrada no texto só onde a
publicação foi usada como fonte específica de dados tabulares.
A seguinte lista de referências principais consultadas está incluída para
identificar fontes de informação específica e para beneficio daqueles que desejam obter
mais informação.
Referências Gerais
Bouwer, Herman, 1978, Groundwater hydrology: New York, McGraw-Hill, 480 p.
Fetter, C. W., Jr ., 1980, Applied hydrogeology : Columbus, Charles E. Merrill, 488 p.
Freeze, R. C., and Trainer, F.W., 1981, Introduction to ground-water hydrology:
Worthington, Ohio, Water-Well Journal Publishing Co., 285 p.
Todd, D. K., 1980, Groundwater hydrology, 2d ed . : New York, John Wiley, 535 p.
Walton, W. C., 1970, Groundwater resource evaluation: New York, McGraw-Hill,
664p.
Referências das Seções
Umas poucas publicações foram consultadas na preparação de duas ou mais
seções. Para poupar espaço, a citação completa da publicação é mostrada só na primeira
vez que é mencionada.
Hidrologia de Água Subterrânea
L'vovich, M. L, 1979, World water resources and their future (English translation,
edited by R. L. Nace): Washington, D.C., American Geophysical Union, 415 p.
Água do Subsolo
Meinzer, O. E., 1923, The occurrence of ground water in the United States, with a
discussion of principles: U.S . Geological Survey Water-Supply Paper 489, 321 p.
Ciclo Hidrológico
L'vovich (1979)
Porosidade
Meinzer (1923)
Produção específica e retenção específica
Meinzer (1923)
Condutividade hidráulica
Lohman, S. W., and others, 1972, Definitions of selected groundwater terms-Revisions
and conceptual refinements: U .S. Geological Survey Water-Supply Paper 1988, 21 p.
Estratificação e fluxo não-saturado
Palmquist, W. N., Jr., and Johnson, A.I., 1962, Vadose flow in layered and nonlayered
materials, in Short papers in geology and hydrology: U.S. Geological Survey
Professional Paper 450-C, 146 p.
Fluxo Saturado e dispersão
Danel, Pierre, 1953, The measurement of ground-water flow, in Ankara Symposium on
Arid Zone Hydrology, Paris 1953, Proceedings: UNESCO, p. 99-107.
Fonte da água subtraída de poços
Theis, C. V., 1940, The source of water derived from wells, essential factors controlling
the response of an aquifer to development: Civil Engineering, v. 10, no. 5, p. 277-280.
Testes de aqüífero
Stallman, R. W., 1971, Aquifer-test design, observations, and data analysis: U .S.
Geological Survey Techniques of Water-Resources Investigations, Book 3, Chapter Bl,
26 p.
Análise de dados de testes de aqüífero
Jacob, C. E., 1963, Determining the permeability of water-table aquifers: U.S.
Geological Survey Water-Supply Paper 1536-I, p. 1245-1271.
Lohman, S. W., 1972, Ground-water hydraulics: U.S. Geological Survey Professional
Paper 708, 70 p.
Theis, C. V., 1935, The relation between the lowering of the piezometric surface and the
rate and duration of discharge of a well using ground-water storage: Transactions of
the American Geophysical Union, v. 16, p. 519-524.
Análise tempo-rebaixamento
Jacob, C. E., 1950, Flow of ground water, in Rouse, Hunter, Engineering hydraulics:
New York, John Wiley, chapter 5, p. 321-386.
Análise distância-rebaixamento
Jacob (1950)
Limites de aqüífero
Ferris, J. G., Knowles, D. B., Brown, R. H., and Stallman, R. W., 1962, Theory of
aquifer tests: U .S . Geological Survey Water-Supply Paper 1536-E, p. E69-El 74.
Testes afetados por limites laterais
Moulder, E. A., 1963, Locus circles as an aid in the location of a hydrogeologic
boundary, in Bentall, Ray, comp., Shortcuts and special problems in aquifer tests: U.S.
Geological Survey Water- Supply Paper 1545-C, p. C710-C115.
Testes afetados por camadas gotejantes
Hantush, M. S., 1960, Modification of the theory of leaky aquifers: Journal of
Geophysical Research, v. 65, no. 11, p. 3713-3725.
Hantush, M. S., and Jacob, C. E., 1955, Non-steady radial flow in an infinite leaky
aquifer: Transactions of the American Geophysical Union, v. 36, no. 1, p. 95-100.
Jacob, C. E., 1946, Radial flow in a leaky artesian aquifer: Transactions of the
American Geophysical Union, v. 27, no. 2, p. 198-205.
Métodos de construções de poços
Campbell, M. C., and Lehr, J. H., 1973, Water well technology: New York, McGrawHill, 681 p.
U.S. Environmental Protection Agency, 1974, Manual of individual water-supply
systems: EPA-430/9-74-007, 155 p.
Perfilagem de Poços
Edward E. Johnson, Inc., 1966, Ground water and wells, 1st ed .: Saint Paul, Minn .,
440 p.
Projeto de construção de poços
U .S. Bureau of Reclamation, 1977, Ground-water manual: Washington, D.C., U.S.
Government Printing Office, 480 p.
Transmissividade e capacidade específica
McClymonds, N. E., and Franke, O. L., 1972, Water-transmitting properties of aquifers
on Long Island, New York: U.S. Geological Survey Professional Paper 627-E, 24 p.
Qualidade da água subterrânea
Hem, J. D., 1970, Study and interpretation of the chemical characteristics of natural
water: U .S. Geological Survey Water-Supply Paper 1473, 363 p.
U.S. Environmental Protection Agency, 1977, National interim primary drinking water
regulations: EPA-570/9-76-003, 159 p.
Poluição da água subterrânea
U.S. Environmental Protection Agency (1977)
Intrusão de água do mar
Feth, J. H., and others, 1965, Preliminary map of the conterminous United States
showing depth to and quality of shallowest ground water containing more than 1,000
parts per million dissolved solids: U .S . Geological Survey Hydrologic Investigations
Atlas 199, scale 1:3,168,000, two sheets, accompanied by 31-p. text.
Números, Equações e Conversões
As discussões precedentes sobre hidrologia básica de água subterrânea envolvem
o uso de equações e unidades físicas com as quais alguns leitores podem não ter
familiaridade. Esta discussão de números, equações e conversão de unidades de um
sistema de medida a outro está incluída para beneficiar àqueles leitores que necessitam
refrescar a memória.
Expressando Grandes Números
1.000 = 10 x 10x 10 = 1 x 103
1.000,000 = 10 x 10 x 10 x 10 x 10 x 10 = 1 x 106
Os números 3 e 6 são chamados expoentes e indicam o numero de vezes que o 10 deve
ser multiplicado por si mesmo para obter o numero inicial.
Expressando Números Pequenos
Os expoentes no denominador assumem sinal negativo quando eles são movidos ao
numerador.
Simplificando Equações
Símbolos em equações têm valores numéricos e, na maioria dos casos, unidades de
medida, tais como metros, nas quais os valores são expressos. Por exemplo, a lei de
Darcy, uma das equações usadas em hidrologia básica de água subterrânea é:
Em unidades métricas, a condutividade hidráulica (K) é em metros por dia, a área é em
metros quadrados e o gradiente hidráulico (dh/dl) é em metro por metro. Substituindo
estas unidades na lei de Darcy, obtém-se:
As características dos expoentes são as mesmas, tanto que são usados como números ou
como unidades de medida. Expoentes em unidades de medida são entendidos como
aplicados ao valor que a unidade de medida tem no problema especifico.
Conversão de Unidades
A maioria das conversões envolve o princípio fundamental que o numerador e o
denominador de uma fração podem ser multiplicados pelo mesmo número (na essência
multiplicando a fração por 1) sem mudar o valor da fração. Por exemplo, se tanto
numerador como denominador da fração ¼ são multiplicados por 2, o valor da fração
não muda. Assim,
Similarmente, para converter galões por minuto para obter unidades de medida, tais
como pés cúbicos por dia, devemos primeiro identificar as frações que contêm tanto
unidades de tempo (minutos e dias) e unidades de volume (galões e pés cúbicos) e que,
quando são usadas como multiplicadores, não mudem o valor numérico. Em relação ao
tempo, há 1.440 minutos em um dia. Assim, se um número qualquer é multiplicado por
1.440 min/d o resultado será em unidades diferentes, mas o valor numérico
permanecerá. Em relação ao volume há 7,48 galões em um pé cúbico. Assim, para
converter galões por minuto a pé cúbico por dia, multiplicamos por estes frações
“unitárias”, cancelamos as unidades de medida que aparecem tanto no numerador como
no denominador e juntamos as unidades que restam. Em outras palavras, para converter
galões por minuto a pés cúbicos por dia, temos:
e, cancelando galões e minutos nos numeradores e denominadores, obtemos:
que diz-nos que 1 gal/min igual a 192,5 pés3/d.
O procedimento seguinte converte unidades inglesas métricas. Por exemplo, para
converter pé quadrado por dia a metro quadrado por dia, procedemos como segue:
Relações de Unidades de Condutividade Hidráulica, Transmissividade,
Intensidade de Recarga e Vazões
Condutividade Hidráulica (K)
Metros por dia
(m / d)
1
8,64 x 102
3,05 x 10-1
4,1 x 10-2
Centímetros por segundo
(cm / s)
1,16 x 10-3
1
3,53 x 10-4
4,73 x 10-5
Pés por dia
(pé / d)
3,28
2,83 x 103
1
1,34 x 10-1
Galões por dia por pé quadrado
(gal / d/ pé2)
2,45 x 10-1
2,12 x 104
7,48
1
Transmissividade (T)
Metros quadrados por dia
Pés quadrados por dia
Galões por dia por pé
(m2 / d)
(pé2 / d)
(gal / d / pé)
1
10,76
80,5
0,029.9
1
7,48
0,012.4
0,134
1
Intensidade de Recarga
Altura unitária
Volume
3
(m / d)
(pé3 d / mi2)
(gal / d / mi2)
(em milímetros)
2,7
251
1.874
(em polegadas)
70
6.365
74.748
Por ano
Vazões
(m3 / s)
(m3 / min)
(pé3 / s)
(pé3 / min)
(gal / min)
1
60
35,3
2.120
15.800
0,016.7
1
0,588
35.3
264
0,028.3
1,70
1
60
449
0,000.472
0,028.3
0,016.7
1
7,48
0,000.063
0,003.79
0,002.3
0,134
1
Unidades e Conversões
Métricas para inglesas
Comprimento
1 milímetro (mm) = 0,001 m = 0,03937 pol
1 centímetro (cm) = 0,01 m = 0,328 pé
Metro (m) = 39,37 pol = 3,28 pés = 1,09 jd
1 quilômetro (km) = 1.000 m = 0,62 mi
Área
1 cm2 = 0,155 pol2
1 m2 = 10,758 pés2 = 1,296 jd2
1 litro (l) = 1.000 cm3 = 0,264 U.S. gal
Volume
1 cm3 = 0,006.1 pol3
1 m3 = 1.000 l = 264 U.S. gal = 35,314 pé3
1 litro (l) = 1.000 cm3 = 0,264 U.S. gal
Massa
1 micrograma (mg) = 0,000001 g
1 miligrama (mg) = 0,001 g
1 grama = 0,003.527 on = 0,002205 lb
1 quilograma (kg) = 1.000 g = 2,205 lb
Inglesas para métricas
Comprimento
1 polegada (pol) = 25,4 mm = 2,54 cm = 0,0254 m
1 pé (pé) = 12 pol = 30,48 cm = 0,3048 m
1 jarda (jd) = 3 pés = 0,9144 m = 0,0009144 km
1 milha (mi) = 5.280 pés = 1.609 m = 1,609 km
Área
1 pol2 = 6,4516 cm 2
1 pé2 = 929 cm2 = 0,0929 m2
1 mi2 = 2,59 km2
Volume
1 pol3 = 0,00058 pé3 = 16,39 cm3
1 pé3 = 1.728 pol3 = 0,02832 m3
1 galão (gal) = 231 pol3 = 0,13368 pé3 = 0,00379
Massa
1 onça (on) = 0,0625 lb = 28,35g
1 libra (lb) = 16 on = 0,4536 kg