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PROPRIEDADES FÍSICAS DO SOLO

O solo consiste de um conjunto de partículas sólidas entre as quais existem

espaços que podem estar total ou parcialmente preenchidos com água.

Desta forma, o solo é um sistema formado por três fases: a sólida, a líquida

e a gasosa.

Como vemos, o volume de vazios (Vv) de divide em uma parte de ar (Var) e

uma parte de água (Va).

O volume total (Vt) é composto do volume de sólidos e do volume de vazios.

Um dos parâmetros do solo, o índice de vazios (e) é definido por S

v

VV

=e

1. POROSIDADE DO SOLO

Porosidade total (n)

A porosidade, expressa em porcentagem, é dada por: t

v

VV

n =

A porosidade se relaciona com o índice de vazios através de

e1e

/VV/VV/VV

VVV

VVn

SvSS

Sv

vS

v

t

v

+=

+=

+==

O grau de saturação de um solo é dado por:

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v

a

VV

S =

O conteúdo volumétrico da água é definido por:

t

a

VVθ =

Portanto, quando o solo está saturado (S =100%)

va VV = e nθ =

Assim, o grau de saturação pode também ser dado por:

nθ

/VV/VV

VVS

tv

ta

v

a ===

Porosidade eficaz (ne)

É a razão, expressa em porcentagem, entre o volume da água gravitacional

(Va), e o volume total do solo (Vt).

É a parte da porosidade que pode ser traduzida em fornecimento d´água.

Capacidade específica

Expressa a quantidade de água que é possível de ser utilizada.

Onde:

Vd = volume de água drenada

Vt = volume total da amostra

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Retenção específica

Expressa a quantidade de água que ficou retida na rocha após ser drenada por

gravidade ou quantidade d´água que fica bloqueada no aqüífero. Ela não drena

mais pela ação da gravidade.

2. PRINCIPAIS SOLOS E ROCHAS POROSOS

2.1. Areias

As areias são geralmente silicosas, resultado da alteração das rochas

ígneas. A concentração da areia detrítica é feita sob a ação de diversos agentes

geológicos, envolvendo fatores meteorológicos, transporte, ações mecânicas, etc.

Condições excepcionais dão origem a areias vulcânicas e calcáreos coralinos.

Os grãos de areia são mais ou menos arredondados de acordo com os

esforços a que foram submetidos e à distância pela qual foram transportados. O

arredondamento está, em geral associado em uma relação direta às mais altas

porosidades, embora tenha-se que levar em conta o índice de compacidade ou da

compactação desta rocha. A compactação, ou redução de volume de uma rocha

devido à carga, é até certo ponto facilitada pela presença de água.

A heterogeneidade dos grãos possui, por sua vez, uma importância

considerável na porosidade. Os grãos menores tendem a se concentrar nos

espaços intersticiais deixados pelos grãos maiores, diminuindo o índice de vazios.

A porosidade das areias varia muito e os seguintes exemplos são dados

como ilustração, não como uma regra geral:

- areias de aluviões fluviais: 29 a 39 %;

- areias marinhas: 20 a 41 %;

- areias de dunas: 34 a 39 %;

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Na prática, a porosidade das areias não ultrapassa 40 %.

2.2. Arenitos e quartzitos

A estrutura destas rochas varia de acordo com a sua origem. A modificação

de aluviões resulta em arenitos com grãos espaçados, preenchidos totalmente por

cimentos; a porosidade destas rochas é aquela do cimento, em geral, bastante

fraca. Estes sedimentos que constituem a rocha mãe do arenito podem apresentar

grãos justapostos que se tocam por pontos. Se a cimentação foi completa, a

porosidade está sob a dominância da porosidade do cimento; no caso contrário,

em que não há cimentação total, a porosidade daquela é bastante pronunciada,

podendo aproximar-se daquela de areias não cimentadas.

Os quartzitos são formados por grãos onde o tipo de contato é total (tipo

côncavo-convexo ou saturado). Deve-se esperar, então, porosidades fracas e

correspondentes a poros pequenos.

Valores para porosidade eficaz segundo Schoeller:

Arenitos porosidade máxima = 37 %

porosidade média = 37 %

porosidade mínima = 0,7 %

(79 amostras)

Quartzitos 0,8 % a 0,21 % (duas amostras)

2.3. Argilas e margas

Os minerais argilosos apresentam dimensões muito reduzidas, cuja ordem

de grandeza é micrométrica. A caolinita, por exemplo, apresenta um diâmetro

máximo variando entre 0,3 e 4,0 microns, com uma espessura em torno de 0,05 a

2,00 microns. A montmorilonita forma massas de 1 micron, que representam

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lamelas extremamente finas; a ilita forma lamelas comumente hexagonais de 0,1 a

1 micron de diâmetro e 0,003 microns de espessura. A estes minerais deve-se

acrescentar os colóides que sempre estão associados às argilas. Os poros são

invisíveis mesmo ao microscópio e representam, sem dúvida, espaços lamelados

ou lamerares, cujas dimensões são vizinhas daquelas dos minerais.

A porosidade deve estar em torno de 25 a 40 %, entretanto, a abundância

de colóides, a possibilidade da água se estabelecer no espaço intermelar e a

importância da água de retenção, fazem com que a porosidade total ultrapasse os

100 %.

Nas argilas sedimentares antigas, em razão da compressão exercida pela

sedimentação posterior àquela das argilas, a porosidade pode variar entre 25 e 50

%.

A porosidade das margas é mal conhecida. A sua composição mineralógica

é bastante diferente daquela das argilas (a marga é uma rocha constituída de

proporções aproximadamente equivalentes de argila e de calcáreo). A porosidade

das margas, provavelmente, também é bastante elevada.

2.4. Calcáreos

Os calcáreos são rochas às vezes compactas (ou cristalinas), outras vezes

são formadas por fragmentos cimentados, podendo assim apresentar diversos

tipos de porosidade:

a - porosidade intersticial

b - porosidade de fissuramento

c - porosidade de canal (dissolução)

d - porosidade vacuolar

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Os calcáreos com textura equigranular ou granular cristalina (ex: calcáreo

litográfico) possuem, em geral, uma porosidade fraca, que resulta de uma

microporosidade em cristais de calcita que apresentam-se fraturados. Os

mármores, por exemplo, possuem uma porosidade em torno de 1 %. Calcáreos

granulares compactos podem, igualmente, apresentar uma fraca microporosidade.

Coquinas, tufos, calcáreos fossilíferos com foraminíferos, etc., podem

apresentar uma porosidade capilar importante associada a uma macroporosidade

elevada (que atinge 66 % no caso de calcáreos lacustres recentes). Deve-se ter

em mente a possibilidade de dissolução dos fósseis, que tenderia a aumentar a

macroporosidade. O gesso possui uma microporosidade que pode atingir até 50 %

do volume da rocha.

A porosidade de fissuramento não é muito elevada; as diaclases são

geralmente apartadas entre si, sendo bastante raras em calcáreos de hábito

maciço.

Calcáreos estratificados podem apresentar uma porosidade elevada - as

juntas podem dividir certas camadas em pequenos paralelepípedos, tornando-o

praticamente fragmentário.

Segundo Schoeller, temos:

Calcáreos diversos máximo = 36,47 %

mínimo = 0,26 %

médio = 6,94 %

(40 amostras)

Tufos de 9,0 a 66 % para 22 análises

Mármores de 0,11 a 0,60 %

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Uma apreciação quantitativa em rochas calcáreas sob técnicas de

microscopia, realizada nos Estados Unidos, revelou a existência constante de

poros em diversos tipos de calcáreos. A proporção de vazios assim medida

revelou que a porosidade variava de até 30 % para certos calcáreos fossilíferos

recentes da Flórida até perto de zero para calcáreos litográficos. Valores

intermediários forma encontrados para calcáreos coralinos do Siluriano e diversos

tipos de dolomitas.

2.5. Xistos e Ardósias

A porosidade é muito fraca nestas rochas, usualmente na ordem de alguns

por cento. Esta porosidade está ligada à circulação através de juntas e fissuras e a

uma microporosidade intersticial.

2.6. Granitos e outras rochas intrusivas

Nestas rochas, nenhuma porosidade pode ser vista, mesmo com o auxílio

de microscópicos. Entretanto, existe uma microporosidade entre os cristais, o que

é demonstrado pelo fato de que os minerais, biotita e feldspatos, por exemplo, no

caso do granito, podem se alterar ao longo de sua superfície. É mesmo possível a

existência de uma porosidade reticular. Os valores são fracos, indicando

porosidades usualmente inferiores a 0,5 %.

A porosidade de fissuramento, que não é negligível acrescenta-se a esta

porosidade intersticial.

Schoeller, dá os seguintes valores:

Granito mínimo = 0,05 %

máximo = 9,32 %

médio = 1,14 %

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(28 amostras)

Gabros 0,84 %

Diabásio 1,01 %

Sienito 0,55 %

Diorito 0,25 %

Quartzo - diorito 0,6 %

2.7. Rochas extrusivas

A porosidade destas rochas é pequena, mas sem dúvida ultrapassa àquela

das rochas ígneas de profundidade.

Existe, nesse caso, uma microporosidade semelhante à existente no caso

das rochas graníticas. Além disso, como ocorre no caso dos basaltos, há uma

porosidade de fissuramento e uma porosidade vacuolar, que são bastante

importantes. Schoeller cita valores de 4,0 a 5,0 % para os basaltos. Valores

notavelmente superiores são encontrados em rochas vulcânicas menos comuns,

como é o caso das rochas piroclásticas. No Rio Grande do Sul, as rochas

piroclásticas do Membro Acampamentovelho e Membro Cerro dos Martins (Eo-

Paleozóico) possuem além do fissuramento tectônico normal das rochas do

Escudo Sulriograndense, grande quantidade de fraturas côncavas e convexas,

provavelmente oriundas de resfriamento; a porosidade total é extremamente

desenvolvida.

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2.8. Variações de porosidades representativas para materiais sedimentares

Material Porosidade (%)

Solos 50 a 60

Argila 45 a 55

Silte 40 a 50

Mistura de areia média a grossa 35 a 40

Areia uniforme 30 a 40

Mistura de areia fina a média 30 a 35

Pedregulho 30 a 40

Pedregulho e areia 20 a 35

Arenito 10 a 20

Folhelho 1 a 10

Calcáreo 1 a 10

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3. DISTRIBUIÇÃO VERTICAL DA ÁGUA SUBTERRÂNEA

A ocorrência de água subterrânea pode ser dividida em uma zona de

aeração e outra de saturação.

Na zona de aeração, parte dos vazios do solo é preenchida com água e

parte com ar.

Na zona de saturação, todo o espaço vazio é preenchido com água, a qual

está submetida à pressões hidrostáticas. A água da zona de saturação é

comumente denominada de água subterrânea ou lençol freático.

A pressão da água em toda a zona de aeração é negativa em relação à

atmosférica. Esta pressão ou potencial de sucção do solo é medida através de

aparelhos chamados de tensiômetros. O conteúdo volumétrico diminui com o

aumento da pressão de sucção da água.

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tende a um valor constante à medida que p cresce (em módulo). θ

Este valor rθ é chamado de retenção especifica.

No estudo do fenômeno da irrigação, θ é conhecido como capacidade de

campo e definido como o mínimo conteúdo volumétrico de água resultante da

drenagem do solo por gravidade.

r

Em laboratório, o valor de para p = -1/3 bar (3,33 m de água) é

considerado a retenção especifica.

θ

O termo porosidade efetiva (Sy) é utilizado para definir a diferença entre

porosidade e a retenção especifica:

ry θ-nS =

e pode ser interpretada como o conteúdo volumétrico de água efetivamente

disponível para uso.

A zona de capilaridade se estende do nível da água suspensa devido ao

fenômeno da capilaridade.

Se os espaços vazios do solo podem representar tubos capilares, a altura

que a água sobe por capilaridade é aproximadamente dada por:

r0,15hc =

onde r é o tamanho médio das partículas do solo.

Um pouco acima do nível do lençol, quase todos os vazios do solo contem

água devido à capilaridade.

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A medida que nos distanciamos do nível do lençol, acontece um

decréscimo gradual do conteúdo de água até ele atingir o valor de θ : r

Definições: Capacidade de campo do solo - Será mantida a água no solo para manter a vida

vegetal acima do solo. É a quantidade de água presa ao solo (capacidade de

retenção) depois que o excesso de água gravitacional tenha sido drenado e

depois que a velocidade de movimento descendente da água tenha decrescido

apreciavelmente.

Zona de saturação – a água ocupa todos os vazios de um estrato geológico.

Zona não saturada – os vazios estão cheios de água e ar.

Toda água subterrânea se origina de água superficial (precipitação, cursos

d´água, lagos e reservatórios).

Água higroscópica – absorvida do ar – não absorvida pelas plantas.

Água capilar – película contínua em volta das partículas do solo (á disposição das

plantas).

Água gravitacional – água do solo que drena sob a influência da gravidade.

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Coeficiente higroscópico – é a umidade máxima que um solo inicialmente seco

pode absorver em contato com uma atmosfera de 50% de umidade relativa a 25 o

C.

Ponto de murchamento permanente – quantidade de água correspondente ao

limite inferior da água capilar absorvida pelas raízes.

Água útil – água disponível para as plantas = (capacidade de campo – ponto de

murchamento)

Referências Bibliográficas

• Curso de Hidrologia Subterrânea; Autor: José Martins; Editora: IPH -

UFRGS.

• Hidrologia de Águas Subterrâneas; Autor: David K. Todd; Editora: Edgar

Blüncher LTDA.

http://groups.msn.com/geografiaparatodos/porosidadedosolo.msnw EM 12 NOV

2003-11-12

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HIDROLOGIA DE ÁGUA SUBTERRÂNEA

Profa. CARISIA CARVALHO GOMES

2005