Ana Beatriz da Cunha Barreto

Avaliação de Recarga e de Sustentabilidade de Recursos

Hídricos Subterrâneos de uma Micro-bacia usando Modelagem Numérica

Tese de Doutorado

Tese apresentada ao Programa de Pós-graduação em Engenharia Civil da PUC-Rio como requisito parcial para obtenção do título de Doutor em Engenharia Civil.

Orientador: Eurípedes do Amaral Vargas Junior Co-orientador: John Edward Gale

Rio de Janeiro, maio de 2010

Ana Beatriz da Cunha Barreto

Avaliação de Recarga e de Sustentabilidade de Recursos Hídricos Subterrâneos de uma Micro-Bacia usando

Modelagem Numérica

Tese apresentada como requisito parcial para obtenção do título de Doutor pelo Programa de Pós-Graduação em Engenharia Civil da PUC-Rio. Aprovada pela Comissão abaixo assinada.

Prof.Eurípedes do Amaral Vargas Júnior

Orientador e Presidente Departamento de Engenharia Civil – PUC-Rio

Prof. José Tavares de Araruna Júnior Departamento de Engenharia Civil – PUC-Rio

Prof. George de Paula Bernardes UNESP-FEG

Prof. Nelson Ferreira Fernandes IG/UFRJ

Prof. Otto Corrêa Rotunno Filho COPPE/UFRJ

Prof. José Eugenio Leal Coordenador Setorial do Centro Técnico Científico – PUC-Rio

Rio de Janeiro, 21 de maio de 2010

Todos os direitos reservados. É proibida a reprodução total ou parcial do trabalho sem a autorização da universidade, da autora e do orientador.

Ana Beatriz da Cunha Barreto

Graduou-se em Geologia pela UFRJ em 1982 e obteve o título de Mestre em Engenharia Civil pela PUC-Rio. É professora da Faculdade de Geologia da UERJ e pesquisadora em geociências da CPRM/Serviço Geológico do Brasil, onde é responsável pela Divisão de Hidrogeologia e Exploração do Departamento de Hidrologia.

Ficha Catalográfica

CDD: 624

Barreto, Ana Beatriz da Cunha Avaliação de recarga e de sustentabilidade de recursos hídricos subterrâneos de uma micro-bacia cristalina através de modelagem numérica / Ana Beatriz da Cunha Barreto ; orientador: Eurípedes do Amaral Vargas Junior ; co-orientador: John Edward Gale. – 2010. 210 : il. (color.) ; 30 cm Tese (doutorado)–Pontifícia Universidade Católica do Rio de Janeiro, Departamento de Engenharia Civil, 2010. Inclui bibliografia 1. Engenharia civil – Teses. 2. Hidrogeologia. 2. Recarga. 3. Sustentabilidade. 4. Bacias cristalinas. 5. Modelagem numérica. I. Vargas Junior, Eurípedes do Amaral. II. Gale, John Edward. III. Pontifícia Universidade Católica do Rio de Janeiro. Departamento de Engenharia Civil. IV. Título.

Agradecimentos Aos meus pais pelo amor e por serem as pessoas mais generosas que eu conheço, tendo me proporcionado todas as oportunidades na vida. Ao Guilherme pelo riso e pela cumplicidade, pela paciência e amor e por tudo aquilo que faz a nossa convivência tão especial. Aos meus orientadores Eurípedes do Amaral Vargas Junior e John Edward Gale, pelo incentivo, apoio e pelo exemplo de vida. Às amigas Andrea, Jane, Raquel e Lígia pela ajuda e pelas idéias, que contribuíram tanto com essa Tese. À Genevieve Gale que me acolheu como membro de sua família e fez o inverno na Terra Nova não parecer tão difícil. À Rita de Cássia da civil, por sua bondade e atenção. À CAPES pelo auxílio que possibilitou a execução de parte importante desta Tese. À CPRM e à UERJ pelas licenças concedidas, sem as quais seria impossível a realização deste trabalho. A todos os meus amigos e familiares pela convivência e pelo incentivo.

Resumo

Barreto, Ana Beatriz da Cunha; Vargas Jr., Eurípedes do Amaral; Gale, John Edward. Avaliação da Recarga e de Sustentabilidade de Recursos

Hídricos Subterrâneos de uma Micro-Bacia usando Modelagem Numérica. Rio de Janeiro 210p. Tese de Doutorado – Departamento de Engenharia Civil da Pontifícia Universidade Católica do Rio de Janeiro.

A avaliação da recarga subterrânea e de sua variação temporal e espacial,

em bacias hidrográficas, é essencial para estudos de sustentabilidade de recursos

hídricos e requer, na maior parte das vezes, o uso de um modelo numérico de

fluxo 3D. Geralmente, dados como mapas geológicos e pedológicos estão

disponíveis, a localização e geometria das principais feições estruturais podem ser

identificadas a partir de imagens de satélite, em ambiente SIG, e dados de

hidrologia superficial e de elevação de terreno são fáceis de conseguir. No

entanto, para se utilizar um modelo numérico que forneça uma primeira avaliação

da sustentabilidade de uma explotação, é necessário alimentá-lo com dados de

propriedades hidráulicas consistentes com a faixa de valores representativos dos

tipos de rocha que compõe a bacia. Uma revisão de dados hidrogeológicos de uma

série de localidades mostra que, enquanto as propriedades hidráulicas das rochas

fraturadas apresentam uma grande variação em seus valores, quando analisadas de

forma indiscriminada, ao serem agrupadas por tipo litológico, apresentam uma

faixa de variação mais restrita (i.e. granito fraturado vs. gabro fraturado). Há um

grande volume de dados relativos a projetos de disposição de lixo radioativo,

mineração e engenharia civil, em diversos sítios ao redor do mundo, em que

foram feitas investigações detalhadas do meio fraturado. Dados de um

determinado maciço fraturado podem ser usados em outro, não investigado, como

uma primeira aproximação, desde que possuam o mesmo tipo litológico e

pertençam a ambientes tectônicos semelhantes. Este tratamento foi utilizado para

modelar a vazão sustentável de uma pequena bacia de drenagem no Noroeste

Fluminense. Dados relativos às estruturas dominantes e aos sistemas de fraturas

foram extraídos de imagens de satélite, fotos aéreas e de afloramentos, e tratados

em ambiente SIG. O modelo de fluxo subterrâneo foi construído com dados de

elevação do terreno, mapas geológicos, registros hidrológicos históricos bem

como mapas pedológicos e de uso da terra. O programa FEFLOW (Diersch, 1998)

foi usado para simular a distribuição espacial e temporal da recarga subterrânea na

bacia e diferentes cenários de explotação de água subterrânea. O modelo mostrou-

se capaz de fornecer uma primeira aproximação das reservas subterrâneas da bacia

e de avaliar a relação entre o fluxo subterrâneo e dos cursos d’água superficiais,

em condições naturais e nos cenários de explotação, sendo assim uma ferramenta

útil para análises de sustentabilidade de exploração destes recursos.

Palavras-chave

Hidrogeologia; recarga; sustentabilidade; bacias cristalinas; modelagem

numérica.

Abstract

Barreto, Ana Beatriz da Cunha; Vargas Jr., Eurípedes do Amaral (Advisor); Gale, John Edward (Co-advisor). Assessment of Groundwater Recharge

and Sustainable Resources in a Small Crystalline Fractured Rock Drainage Basin with Numerical Modeling. Rio de Janeiro, 2010. 210p. Dsc. Thesis - Departamento de Engenharia Civil da Pontifícia Universidade Católica do Rio de Janeiro.

The estimation of groundwater recharge and its spatial and temporal

variability in a drainage basin is essential for sustainability assessments and

requires, in most cases, the use of an appropriate 3D numerical flow and transport

model. For most drainage basins, the bedrock and overburden geology maps exist,

the location and geometry of major structural features can be identified using

available GIS databases, and surface water and terrain elevation data at an

appropriate scale are readily available. In order to use 3D models to provide an

initial assessment of the sustainability of the groundwater resource extraction of a

specific drainage basin, the 3D model has to be populated with hydraulic

properties that are consistent with the range of values that are representative of the

rock types that underlie the drainage basin. A review of hydrogeological data

from a number of sites shows that while there is a wide range in the hydraulic

properties of fractured rocks in general, the range for individual rock types is

more constrained, (i.e. fractured granite versus fractured gabbro). There is a great

amount of hydrogeological data from fractured rock masses that have been

investigated in detail as part of nuclear waste, mining and civil engineering

projects around the world. Data from a specific site can be used as a first approach

in another one, not investigated, once they have the same geologic characteristics

and tectonic environment. This approach was used to model the sustainable

groundwater yield of a small drainage basin in Southeast Brazil. Data on major

structures and fracture systems were extracted from satellite images, aerial photos

and outcrop expositions using GIS environment. The groundwater flow model

was constructed using terrain elevation data, geology maps, hydrological records,

as well as soil type and land use maps. FEFLOW (Diersch, 1988) was used to

simulate the spatial and temporal distribution of groundwater recharge in the

basin, using different pumping scenarios. The model was capable to yield a good

estimation of groundwater resources in the watershed, as a first approach, and to

assess groundwater and surface water relations in natural conditions and in stress

scenarios being a useful tool for sustainability analysis of groundwater

exploitation.

Keywords

Hydrogeology; recharge; sustainability; fractured rock watersheds;

numerical modeling

Sumário 1. Introdução 14 1.1. Apresentação do problema 14

1.2. Objetivos 17

1.3. Justificativas 17

1.4. Organização da Tese 18

2. Recarga Subterrânea e Sustentabilidade 19

2.1. Recarga subterrânea 19

2.2. Metodologias de avaliação de recarga subterrânea 22

2.2.1 Técnicas baseadas em dados de água superficial 25

2.2.1.1. Balanço hídrico de canal 26

2.2.1.2. Medidas de drenagem em leitos de corpos d’água superficiais 27

2.2.1.3 Fluxo de base através da separação da hidrógrafa 27

2.2.1.4. Traçadores 29

2.2.1.5. Modelagem Numérica 30

2.2.2 Técnicas baseadas em dados da zona não saturada 30

2.2.2.1 Lisímetros 31

2.2.2.2 Plano de fluxo zero 31

2.2.2.3 Lei de Darcy 32

2.2.2.4 Traçadores 33

2.2.2.5 Modelagem numérica 34

2.2.3 Técnicas baseadas em dados da zona saturada 35

2.2.3.1 Método da variação do nível freático 35

2.2.3.2 Lei de Darcy 36

2.2.3.3 Traçadores 36

2.2.3.4 Modelagem numérica 37

2.3. Relação entre recarga subterrânea e explotação de água

subterrânea 38

2.4. Alguns casos de modelagem numérica aplicada a estudos de

avaliação de recarga e sustentabilidade de recursos hídricos

subterrâneos 44

2.4.1 Aqüífero do Alto Vale de Santiago, Chile 44

2.4.2 Aqüífero da bacia do Rio Küçük Menderes, Turquia Ocidental 46

2. 4.3 Swidinica, Polônia 48

2.4.4 Baixada do Rio São Lourenço, Quebec, Canadá 49

2.4.5 Aqüífero Ogallala, em Kansas 51

3. O caso da Bacia Hidrográfica do Rio São Domingos, sub-bacia de

Barro Branco 53

3.1 Bacia Hidrográfica do Rio São Domingos 53

3.1.1 Localização 53

3.1.2 Clima 53

3.1.3 Geologia 55

3.1.3.1 Geologia Regional 55

3.1.3.2 Geologia Local 56

3.1.4 Geomorfologia 60

3.1.5 Solos 60

3.1.6 Uso e Ocupação da Terra 61

3.2 Micro-bacia de Barro Branco 67

3.2.1 Descrição da área 67

3.2.2 Geologia 67

3.2.3 Solos 77

3.2.2 Uso da Terra 77

4. Metodologia 80 4.1 Modelo Conceitual 82

4.2 Modelo Numérico 82

4.2.1 Malha de Elementos Finitos 83

4.2.2 Dados de Entrada 84

4.2.3 Base de Dados de Rochas Fraturadas 85

4.2.4 Dados Hidrológicos 86

4.2.5 Calibração 86

4.2.6 Análise de Sensibilidade 87

4.2.7 Simulação de Cenários de Bombeamento 87

5. Modelo conceitual de fluxo subterrâneo da micro-bacia de Barro

Branco 88

5.1 Descrição do Domínio 88

5.2 Condições de Contorno 91

5.3 Condições Iniciais 92

5.4 Parâmetros de fluxo 93

5.4.1 Condutividade Hidráulica 93

5.4.2 Coeficiente de Armazenamento 96

5.4.3 Coeficiente de Transferência ou de Drenança 96

5.4.4 Parâmetros de fluxo não saturado 97

5.5 Recarga 100

6. Modelo numérico de fluxo subterrâneo de Barro Branco 110

6.1. Equações de Fluxo 111

6.2. Malha de Elementos Finitos 112

6.3. Dados de Entrada 114

6.3.1 Condições Iniciais 114

6.3.2 Condições de contorno 115

6.3.3 Parâmetros de Fluxo 116

6.3.4 Recarga 117

6.4. Calibração 117

6.5 Verificação da calibração 128

6.6 Análise de sensibilidade 132

6.6.1 Recarga 134

6.6.2 Condutividade Hidráulica 138

6.6.3 Carga hidráulica de referência dos rios 140

6.7 Apresentação e análise dos resultados 143

6.7.1 Distribuição da carga hidráulica e posição do nível freático 143

6.7.2 Estimativas de recarga e balanço de massa 160

6.7.3 Estimativas de vazão 163

6.8 Vazões efluentes e vazão sustentável 164

7. Cenários simulados de bombeamento 166

7.1 Cenário 1 167

7.2 Cenário 2 171

7.3 Cenário 3 174

7.4 Cenário 4 178

7.5 Cenário 5 181

7.6 Cenário 6 185

7.7 Análise dos Resultados 189

8. Conclusões e Considerações Finais 197

Olha, que chuva boa, prazenteira

que vem molhar minha roseira,

chuva boa, criadeira,

que molha a terra,

que enche o rio, que limpa o céu,

que traz o azul

...

Olha, o jasmineiro está florido

e o riachinho de água esperta

se lança embaixo do rio de águas calmas

...

Tom Jobim, Chovendo na Roseira

1

Introdução

1.1

Apresentação do problema

A avaliação de recursos hídricos subterrâneos em bacias hidrográficas,

sustentadas por rochas fraturadas é usualmente feita através de métodos indiretos,

sendo calculada a partir de balanços hídricos que geralmente utilizam dados de

hidrologia de superfície. Embora estes cálculos possam representar boas

aproximações das vazões subterrâneas totais que circulam numa determinada bacia

hidrográfica, eles não expressam as variações espaciais e temporais da recarga

subterrânea, importantes para estudos de sustentabilidade destes recursos.

No caso de bacias compostas por rochas fraturadas, a quantificação de reservas

subterrâneas depende da avaliação de propriedades hidráulicas das principais feições

estruturais presentes, e de suas relações de escala dentro da bacia. As investigações

necessárias para uma caracterização adequada de aqüíferos fraturados incluem a

execução de testes hidráulicos em sondagens e poços profundos e o emprego de

técnicas geofísicas, resultando em custos muito acima da realidade dos orçamentos

normalmente disponíveis para projetos de avaliação de recursos hídricos. Modelagens

numéricas de fluxo aplicadas a estudos de recursos hídricos subterrâneos, neste tipo

de bacia, ficam, portanto, limitadas pela falta de dados de qualidade que alimentem o

modelo. Além do problema dos altos custos envolvidos, existe uma grande incerteza

quanto aos valores obtidos, devido à grande heterogeneidade do meio fraturado e a

dificuldade de se generalizar os resultados para áreas mais extensas (Neuman, 2005)

como, por exemplo, uma bacia hidrográfica.

15

Uma revisão de dados hidrogeológicos de diversos sítios demonstrou que

enquanto a faixa de variação de valores das propriedades hidráulicas de rochas

fraturadas, de forma genérica, é muito grande, a variação para tipos litológicos

individuais é mais restrita (i.e. granitos fraturados versus gabros fraturados). O

ambiente tectônico gerador do fraturamento e a profundidade de ocorrência das

estruturas são também importantes condicionantes da permeabilidade de meios

fraturados (Gale, 1982; Nelson, 1985; Ericsson & Ronge, 1986; Raven, 1986).

Como parte da presente Tese, foi realizada uma compilação de dados

hidrogeológicos de maciços fraturados, investigados em detalhe no âmbito de

projetos de disposição de rejeitos radioativos, mineração e engenharia civil. Dentre os

projetos pesquisados mereceram destaque o Nuclear Fuel Waste Management

Program, executado pela AECL (Atomic Energy Canadá Limited) no Escudo

Canadense, e o Swedish Nuclear Program, no Escudo Báltico, por terem sido projetos

de investigação sistemática do meio fraturado. Os maciços investigados pertencem a

diversos tipos litológicos e ambientes tectônicos, abrangendo rochas fraturadas, zonas

de fraturas e zonas de cisalhamento. Os dados correspondem a testes hidráulicos

executados em diversas profundidades, chegando a valores superiores a 1000 m. Os

resultados dos testes foram organizados segundo o tipo litológico e ambiente

tectônico, tendo sido geradas, para cada grupo, distribuições de freqüência de

condutividade hidráulica para diferentes intervalos de profundidade, atingindo mais

de 500 m.

Admitindo-se que as características acima referidas são as principais

condicionantes das propriedades hidráulicas de um maciço fraturado, dados de um

determinado sítio investigado em detalhe podem ser utilizados em outro, desde que

ambos possuam semelhanças quanto a estas propriedades. Para isto é necessário um

mapeamento geológico de detalhe e a determinação das principais estruturas

condicionantes do fluxo subterrâneo, bem como a caracterização do ambiente

tectônico gerador das estruturas (e.g. zonas de cisalhamento, formação de grábens,

presença de intrusões). As propriedades hidráulicas das rochas de uma determinada

bacia podem então ser atribuídas com base nas propriedades de um sítio semelhante e

em função da profundidade de ocorrência das fraturas na bacia.

16

Esta abordagem foi aplicada na bacia do córrego Barro Branco, uma sub-bacia

do Rio São Domingos, afluente do Rio Paraíba do Sul, com aproximadamente 5,7

Km2 de área, localizada no Noroeste do Estado do Rio de Janeiro e objeto de estudo

do Projeto PRODETAB/AQÜÍFEROS – “Planejamento Conservacionista e

Modelagem Preditiva de Sistemas Aqüíferos do Cristalino para a Recarga Hídrica

em Bacias Hidrográficas de Relevo Acidentado” (EMBRAPA). A área é uma das

principais produtoras de tomate do Estado e depende da água subterrânea para

sustentar a lavoura, já que a região vem experimentando cenários de seca e de

desertificação.

A metodologia empregada na avaliação da recarga e do fluxo subterrâneo

incluiu a elaboração e calibração de um modelo numérico de fluxo, em 3D, da bacia

de Barro Branco, utilizando o programa FEFLOW (Diersch, 1998). Os dados de

alimentação do modelo incluíram registros pluviométricos e fluviométricos, medições

de nível d’água em poços rasos, mapa pedológico, dados de retenção dos solos da

região, mapa geológico com detalhamento de falhas e fraturas e um modelo digital de

terreno. Os valores de condutividade hidráulica das rochas e estruturas que compõe a

bacia foram atribuídos com base nos valores encontrados em um sítio semelhante, no

Canadá. Foram feitas simulações reproduzindo diferentes cenários de bombeamento,

utilizando dados de pluviometria de uma série histórica de 20 anos. O modelo tentou

simular o comportamento hidráulico das estruturas que controlam o fluxo subterrâneo

na bacia e a distribuição espacial da recarga, tendo como principal objetivo a

avaliação do impacto do bombeamento na vazão dos cursos d’água superficiais.

O estudo demonstrou ser possível a obtenção de uma boa avaliação quantitativa

de reservas subterrâneas, como uma primeira aproximação, em bacias sustentadas por

aqüíferos cristalinos fraturados, a partir de dados normalmente disponíveis em

projetos de pesquisa de geologia e meio ambiente e, especialmente, na área de

recursos hídricos. O modelo numérico desenvolvido foi capaz de simular diferentes

cenários de bombeamento e avaliar o seu impacto na bacia em termos de balanços de

massa, envolvendo a recarga direta, a recarga indireta, induzida pela explotação, e a

descarga nos cursos d’água superficiais. Outro aspecto importante do modelo foi a

sua capacidade de avaliação do impacto que diferentes arranjos espaciais da

17

explotação exercem na vazão escoada pelo rio, em função do posicionamento dos

poços em relação às áreas de descarga e às unidades hidroestruturais definidas.

1.2

Objetivos

Esta Tese teve por objetivo o desenvolvimento de um modelo numérico para

avaliação de recarga e de vazões sustentáveis de explotação de água subterrânea na

micro-bacia de Barro Branco, através de cenários simulados de bombeamento e de

precipitação. Outro objetivo deste trabalho, que deu suporte ao primeiro, foi dar início

à construção de uma base de dados de condutividade hidráulica de rochas fraturadas,

organizada por tipo litológico, faixa de profundidade e ambiente tectônico, para

utilização em estimativas e modelagens numéricas de fluxo em sítios de rochas

fraturadas.

1.3

Justificativas

A bacia do Rio São Domingos está inserida na bacia do rio Paraíba do Sul, que

se estende sobre os Estados de São Paulo, Minas Gerais e Rio de Janeiro, tendo sido a

primeira bacia hidrográfica no Brasil a formar um Comitê de Gestão de Recursos

Hídricos (CEIVAP). Por esse motivo, e por drenar três dos Estados mais populosos

do Brasil, a bacia do Paraíba do Sul é considerada um modelo no que diz respeito a

soluções e diretrizes de gestão de recursos hídricos. O cálculo de reservas superficiais

e subterrâneas é essencial para a concessão de outorgas de uso de mananciais. No

caso do Estado do Rio de Janeiro, vários municípios situados nesta bacia dependem

da água subterrânea para abastecimento da sua população e para sustentar atividades

agrícolas, especialmente na região serrana. A geologia do Estado é

predominantemente composta por terrenos cristalinos, portanto modelos numéricos

de fluxo em rochas fraturadas são particularmente importantes para avaliações de

reservas e estudos de sustentabilidade destes recursos.

18

Esta Tese pretende contribuir para a pesquisa de recursos hídricos subterrâneos

em rochas fraturadas, especialmente para a quantificação e análise de sustentabilidade

destes recursos através de modelos numéricos de fluxo. Pretende também contribuir

para o planejamento da aquisição de dados de campo em projetos da área ambiental e

de recursos hídricos, através da identificação de dados relevantes a serem levantados,

de modo a otimizar a aplicação de recursos e reduzir as incertezas inerentes à

modelagem de fluxo subterrâneo em bacias hidrográficas sustentadas por rochas

fraturadas.

1.4

Organização da Tese

A Tese foi organizada em oito capítulos, incluindo o presente, introdutório. No

Capítulo 2 é apresentada uma revisão bibliográfica abordando o tema da recarga

subterrânea, seus métodos de estimativa e sua relação com a sustentabilidade de

exploração de água subterrânea em bacias hidrográficas, ou sistemas aqüíferos. São

apresentados alguns casos de aplicação de modelagem numérica para estimativa de

reservas subterrâneas sustentáveis em diversos países. O Capítulo 3 corresponde a

uma descrição da área de estudo, com a caracterização do meio físico da bacia do Rio

São Domingos e da sub-bacia do Barro Branco. No Capítulo 4 é apresentada a

metodologia empregada no trabalho. No Capítulo 5 se encontra a apresentação do

modelo hidrogeológico conceitual da bacia de Barro Branco, com as justificativas dos

parâmetros e condições de contorno utilizadas. O Capítulo 6 corresponde ao

desenvolvimento do modelo numérico, sua calibração e avaliação de sensibilidade.

No Capítulo 7 são analisadas as simulações de seis diferentes cenários de explotação

de água subterrânea na bacia de Barro Branco. São também discutidos os critérios de

sustentabilidade de explotação na bacia. Finalmente, no Capítulo 8 são apresentadas

as conclusões e considerações finais sobre os resultados alcançados, e as

possibilidades de melhoria e continuidade da pesquisa.

2

Recarga Subterrânea e Sustentabilidade

Os temas da recarga subterrânea e sustentabilidade de recursos hídricos

subterrâneos vem sendo objeto de atenção crescente por parte de pesquisadores e de

gestores de recursos hídricos. A estimativa de volumes de recarga subterrânea é

certamente uma das maiores e mais difíceis demandas a serem atendidas em estudos

de quantificação destes recursos. A seguir é apresentada uma rápida revisão dos

conceitos de recarga subterrânea e sustentabilidade, e também, alguns exemplos de

aplicação de modelagem numérica à quantificação de reservas subterrâneas e

simulação de cenários de exploração deste recurso.

2.1

Recarga subterrânea

Em um sentido amplo, a recarga subterrânea pode ser definida como qualquer

quantidade de água que alcance um sistema aqüífero, independentemente de sua

origem (através da zona não saturada do solo, de uma camada confinante inferior ou

superior, ou lateralmente, de outro sistema). No entanto, em estudos de quantificação

de reservas hídricas subterrâneas o que se procura estimar é a recarga de acordo com

a definição de Simmers (1990): “O fluxo de água através da zona não saturada do

solo, que alcança o nível freático e se adiciona ao reservatório de água

subterrânea”.

A recarga pode ocorrer naturalmente, através da precipitação ou infiltração em

leitos de rios, canais e lagos, ou induzida por atividades antrópicas como irrigação e

urbanização. São reconhecidos dois tipos principais de recarga (Simmers, 1990):

20

• Recarga Direta – Também referida como recarga difusa. É a quantidade

de água adicionada ao reservatório de água subterrânea, resultante da

percolação vertical da precipitação através da zona não saturada,

descontando-se os déficits de umidade do solo e da evapotranspiração.

• Recarga Indireta - Quantidade de água que infiltra e atinge o lençol

freático, proveniente de poças, em áreas de topografia rebaixada,

também referida como recarga localizada, e a infiltração que ocorre

como conseqüência do escoamento superficial, a partir dos cursos

d’água, através dos sedimentos de fundo de canais e lagos. Existem,

portanto, duas categorias de recarga indireta, sendo uma associada a

cursos d’água superficiais e outra resultante de concentrações de água

em superfícies planas, onde inexistem corpos d’água bem definidos

(recarga localizada).

As definições acima são bastante simplificadas, pois não consideram processos

como a recarga lateral em sub-superfície, não levam em conta a existência de

caminhos preferenciais de percolação e o fato de ser comum a combinação de recarga

indireta e direta, Simmers (1990). Outro aspecto a ser considerado é que nem toda

água que infiltra através da zona não saturada é convertida em recarga, sendo

necessário se distinguir, tanto conceitualmente quanto para fins de modelagem, entre

recarga potencial e recarga real (Simmers, 1990; Scanlon et al. 2002).

A recarga é afetada por processos que ocorrem na superfície do terreno, no

caminho que a água percorre da superfície até o nível d’água e no próprio aqüífero.

Os principais controles da recarga direta são as propriedades da zona de umidade do

solo e da zona não saturada, e a habilidade do aqüífero em aceitar o aporte de água. A

recarga indireta é afetada pelas diversas relações entre aqüíferos e rios, inclusive rios

entrando e saindo da área estudada.

Rushton (1988) listou os principais processos que afetam a recarga natural ou

induzida por atividades antrópicas:

21

• Topografia;

• Clima e regime de chuvas: magnitude, intensidade, duração e

distribuição espacial;

• Escoamento superficial e formação de poças;

• Evapotranspiração real e padrão de plantio;

• Natureza do regime de irrigação e perdas a partir de canais e cursos

d’água;

• Natureza do solo: espessura e propriedades hidráulicas;

• Heterogeneidade do solo em superfície e ao longo do perfil;

• Profundidade das raízes na zona de umidade do solo;

• Estruturas no solo originadas em ciclos de dessecamento e de umidade;

• Mecanismos de fluxo através da zona não saturada e existência de zonas

com condutividades hidráulicas diferentes.

Dentre os diversos fatores listados acima o clima é o de maior influência, sendo

grandes as diferenças entre climas úmidos e áridos no que se refere às origens da

recarga e a sua distribuição no tempo e no espaço. Diferenças na topografia,

vegetação e tipo de solo vão delimitar unidades geomorfológicas distintas, que podem

ser individualizadas como unidades hidrogeomórficas. Em climas úmidos, áreas de

recarga são geralmente associadas a altos topográficos e áreas de descarga a baixos

topográficos. Em climas áridos a recarga se concentra em baixos topográficos,

associados a vales aluviais de rios intermitentes. O uso da terra também deve ser

levado em consideração na delineação de áreas diferenciadas, sendo a recarga

consideravelmente maior em regiões não vegetadas do que em regiões vegetadas, em

razão da evapotranspiração. Áreas de pastagem e de uso agrícola também apresentam

taxas de recarga maior que áreas ocupadas por bosques e arbustos (Scanlon, 2002). A

esses fatores deve-se acrescentar também a freqüência dos eventos e o tempo de

transito necessário para que a recarga ocorra. Todos esses aspectos influenciam a

escolha do método mais adequado de estimativa de recarga para cada área, e dão uma

dimensão da complexidade e das incertezas envolvidas nesta estimativa.

22

A análise dos diversos fatores controladores e a delineação de áreas

homogêneas com relação aos processos e taxas de recarga pode ser bastante facilitada

através do uso de Sistemas de Informação Geográfica (SIGs).

2.2

Metodologias de avaliação de recarga subterrânea

Os métodos de estimativa de recarga variam na mesma proporção em que

variam suas origens e processos. A recarga direta é mais simples de ser avaliada, pois

os processos envolvidos são, conceitualmente, mais fáceis de serem identificados e

definidos. Porém a sua importância para uma determinada região decresce na mesma

proporção em que aumenta a aridez do clima, ocorrendo o inverso com a recarga

indireta (Simmers, 1990). Pode-se dizer que o propósito a que se destina a estimativa

de recarga, juntamente com os fatores climáticos, irá determinar as escalas de espaço

e de tempo a serem utilizadas no estudo e os métodos mais adequados a serem

aplicados.

As técnicas de estimativa de recarga podem ser subdivididas conforme a zona

hidrológica de origem dos dados utilizados, ou seja, água superficial, zona não

saturada e zona saturada. As escalas de tempo e espaço onde as metodologias são

aplicáveis variam de uma zona para outra. As técnicas em cada uma das zonas podem

ser ainda subdivididas em físicas (que envolvem medidas diretas), de traçadores e

numéricas (Scanlon, 2002).

Segundo Lerner (1990), a investigação de recarga deve ser considerada como

um processo iterativo, com estimativas iniciais sendo refinadas através da

comparação com resultados obtidos através de outros métodos e de outros dados.

Estimativas finais devem resultar da calibração de modelos de fluxo subterrâneo, que

considerem a resposta deste fluxo no tempo e no espaço, em função dos valores de

recarga alimentados. Ainda, segundo o autor, um bom método de estimativa deve

contabilizar volumes de água que não se convertam em recarga, evitando erros na

estimativa para mais ou para menos.

23

Um grande número de técnicas de estimativa de recarga se baseia na equação

do balanço hídrico, que para uma bacia pode ser escrita:

P + Qd = ET + Qf+ ∆S (Eq. 1)

onde:

P = Precipitação

Qd = Fluxo para dentro da bacia

Qf = Fluxo para fora da bacia

ET = Evapotranspiração

∆S = Mudança no armazenamento de água na bacia

Cada componente na Equação 1 possui sub-componentes. O fluxo para dentro e

fora da bacia é composto pelo fluxo superficial, subterrâneo e interfluxo. A

evapotranspiração pode ter origem na água superficial, na zona não saturada e na

zona saturada. O armazenamento pode ocorrer em reservatórios de água superficial

(incluindo neve), na zona saturada e zona não saturada. A equação do balanço

hídrico, explicitando todos os sub-componentes, toma a forma (Scanlon, 2002):

subnsatsneve

fbsub

f

subnsatssub

d

s

d

SSSS

QQDETETETQQP

∆+∆+∆+∆

++++++=++ (Eq. 2)

onde:

=s

dQ Fluxo superficial para dentro da bacia

=sub

dQ Fluxo subterrâneo para dentro da bacia

sub

fQ = Fluxo subterrâneo para fora da bacia

fbQ = Fluxo de base para corpos d’água superficiais

D = Deflúvio ou fluxo superficial para fora da bacia

sET = Evapotranspiração - água superficial

24

nsatET = Evapotranspiração - zona não saturada

satET = Evapotranspiração - zona saturada

neveS∆ = Mudança no armazenamento - neve

sS∆ = Mudança no armazenamento - água superficial

nsatS∆ = Mudança no armazenamento - zona não saturada

subS∆ = Mudança no armazenamento - água subterrânea

A recarga subterrânea é composta por qualquer água que infiltra e alcança a

zona saturada. Toda água que alcança a zona saturada sairá da bacia como fluxo

subterrâneo, será descarregada como fluxo de base em corpos d’água superficiais,

será evapotranspirada ou retida no armazenamento. A recarga subterrânea, portanto

pode ser descrita através da equação (Scanlon, 2002):

subsubfbsub

d

sub

f SETQQQR ∆+++−= (Eq. 3)

Substituindo a Equação 3 na Equação 2, obtém-se a expressão do balanço

hídrico em função da recarga:

nsatsnevensatss

d SSSETETDQPR ∆−∆−∆−−−−+= (Eq. 4)

A recarga pode, portanto, ser estimada através do balanço hídrico de uma bacia

como o resíduo de todos os outros fluxos, partindo-se do princípio que os mesmos

são mais simples de serem medidos, e que, para um determinado sítio ou bacia

hidrológica, muitos dos termos da Equação 4 são desprezíveis.

Dentre os métodos baseados no balanço hídrico, se destacam os balanços de

umidade do solo, os balanços de fluxo em canais e os métodos de variação de nível

freático.

Os balanços de umidade do solo usam, como dados de entrada, a precipitação e

a evapotranspiração potencial para obter, como saídas, a recarga e a

evapotranspiração real.

25

Os balanços de fluxo em canais consistem na medição de fluxos à jusante e à

montante de uma seção de canal, que são equacionados para a determinação de

perdas por transmissão naquele trecho.

O volume correspondente à água armazenada em decorrência da elevação do

nível freático, em uma determinada bacia, é igualado à recarga, após serem

descontados, ou compensados, outros fluxos para dentro e fora da bacia, como

bombeamento de poços e fluxo subterrâneo.

A vantagem da abordagem residual na estimativa de recarga é a facilidade na

obtenção dos dados (precipitação, deflúvio e variação de níveis d’água), a rapidez da

aplicação e a contabilização de toda a água que entra no sistema. Os métodos de

balanço hídrico podem ser aplicados em todas as fontes de recarga, e muitas vezes,

são os únicos métodos aplicáveis em um determinado sítio ou bacia. A desvantagem é

que ao se igualar a recarga a um resíduo da equação do balanço hídrico, ela poderá

corresponder a uma pequena diferença entre números muito grandes. Os erros

envolvidos podem também ser muito grandes, equivalentes aos erros acumulados de

todos os outros fluxos (Lerner, 1990).

Scanlon (2002) ressalta que este problema é mais crítico em climas áridos e

semi-áridos, onde a recarga é muito pequena em relação à evapotranspiração. Neste

tipo de clima, deve-se fazer o balanço numa base diária, de forma a contabilizar

eventos extremos onde a precipitação excede em muito a evapotranspiração,

resultando em recarga. Períodos de tempo maiores tendem a mascarar estes eventos,

pois neles a média de precipitação tende a assumir valores menores que a

evapotranspiração, resultando em valores subestimados de recarga.

A seguir, é feito um resumo das principais técnicas de estimativa de recarga,

baseado principalmente nas revisões apresentas por Scanlon (2002) e Lerner (1990).

2.2.1

Técnicas baseadas em dados de água superficial

Além dos balanços hídricos de canal anteriormente mencionados, podem ser

citadas como técnicas físicas que utilizam dados de água superficial, as medidas de

26

drenagem através de leitos de canais ou lagos, e o cálculo do fluxo de base através da

separação da hidrógrafa. Regiões de clima úmido geralmente se caracterizam por

corpos d’água efluentes, que correspondem aos principais exutórios do fluxo

subterrâneo. Regiões de clima árido e semi-árido apresentam corpos d’água

influentes, onde ocorre recarga localizada. Pode-se estimar a recarga subterrânea

utilizando-se dados de corpos d’água influentes e efluentes.

2.2.1.1

Balanço hídrico de canal

Como descrito anteriormente, balanços hídricos de canal são utilizados para

estimar perdas ou ganhos de água em trechos de canais monitorados com medidas de

fluxo. O balanço de uma seção de canal é expresso através da equação (Lerner,

1990):

∑ ∑∆

∆−−−+−=

t

SEQQQQR afdjusmont (Eq. 5)

onde:

R = Taxa de recarga

Qmont = Vazão medida na estação à montante

Qjus = Vazão medida na estação à jusante

∑Qd = fluxo de tributários para dentro da seção

∑Qf = fluxo de tributários para fora da seção

Ea = Evaporação da água superficial ou do leito do rio

=∆

∆

t

SVariação no armazenamento de água no canal e na zona não saturada com o

tempo

O cálculo das perdas por transmissão entre duas estações fluviométricas

corresponde à recarga potencial naquela seção do rio. Este cálculo pode ser

superestimado quando não se leva em conta o armazenamento nos bancos dos rios e a

formação de lençóis suspensos, cuja água armazenada pode evapotranspirar sem

alcançar o nível freático. Outro fator que deve ser levado em consideração é a

27

habilidade do aqüífero em receber recarga, que é controlada por sua transmissividade

e pela profundidade do nível d’água (Lerner, 1990).

2.2.1.2

Medidas de drenagem em leitos de corpos d’água superficiais

O fluxo através do leito de corpos d’água superficiais pode ser medido

diretamente com a utilização de dispositivos semelhantes a infiltrômetros (Kraatz

1977; Lee & Cherry, 1978 apud Scanlon, 2002). O dispositivo consiste de um

cilindro que é cravado no leito de um rio ou lago, com um reservatório de água

acoplado. A taxa de infiltração é medida através da variação do volume d’água no

reservatório com o tempo. A metodologia é simples e econômica, mas os resultados

são pontuais, sendo necessárias muitas medidas para a obtenção de um valor

representativo (Scanlon, 2002).

2.2.1.3

Fluxo de base através da separação da hidrógrafa

O cálculo da descarga do fluxo de base de um rio pode ser feito através do

método da separação da hidrógrafa. A técnica baseia-se no balanço hídrico de uma

bacia e assume que a recarga se iguala à descarga. A metodologia, no entanto, é

aplicável apenas em rios efluentes e em bacias onde a evapotranspiração da mata

ciliar, o fluxo subterrâneo para outras bacias e outras possíveis perdas possam ser

consideradas desprezíveis. A equação de recessão do fluxo de base indica que a vazão

varia com o tempo de forma logarítmica:

Q = Qoe-αt

(Eq. 6)

onde:

Q = vazão em um tempo t após o início da recessão

Qo = vazão no início da recessão

α = constante de recessão da bacia

t = tempo decorrido desde o início da recessão

28

Se a vazão for plotada em escala logarítmica, em função do tempo, em escala

aritmética, pode-se ajustar uma reta ao trecho da hidrógrafa correspondente à

recessão do fluxo de base. Calcula-se então o volume potencial total de descarga em

um ciclo completo de recessão, através da fórmula:

3.21tQ

V otp = (Eq. 7)

onde:

Vtp = Volume potencial de descarga

Qo = Fluxo de base ao início da recessão

t1 = tempo decorrido desde o início da recessão até que o fluxo de base corresponda a 0,1Qo

O volume potencial a ser descarregado em um tempo t após o início da recessão

é dado por:

)/( 110 tt

tp

t

VV = ou )/(

1

110

3.2/tt

ot

tQV = (Eq. 8)

Se o volume potencial remanescente ao final de um ciclo for calculado, e

também, o volume potencial a ser descarregado durante a recessão do ciclo seguinte,

a diferença entre os dois valores será a recarga subterrânea ocorrida entre as duas

recessões (Fetter, 1994). Várias técnicas são utilizadas na separação da hidrógrafa,

incluindo filtragem digital e métodos de deslocamento de curvas de recessão

(Rorabough, 1964 apud Scanlon, 2002). Alguns programas computacionais foram

recentemente desenvolvidos para automatizar este procedimento (Pettyjohn &

Henning, 1979; Nathan & McMahon, 1990; Rutledge, 1993; Arnold et al., 1995;

Wahl & Wahl, 1988; Sloto and Crouse, 1996 apud Scanlon). Merecem destaque os

programas PART (Rutledge, 1993) e HYSEP (Sloto & Crouse, 1996) por serem os

mais utilizados e de livre acesso (Risser et al., 2005)

Os valores de recarga calculados pela separação da hidrógrafa podem ser

subestimados se não forem consideradas outras componentes de descarga, como o

bombeamento de poços, a evapotranspiração, e o fluxo subterrâneo para aqüíferos

mais profundos ou entre bacias. Por esta razão muitos autores se referem ao fluxo de

base como recarga efetiva (Daniel, 1996), recarga de base (Szilagyi et al., 2003) ou

29

recarga observável (Holtschlag, 1997). Por outro lado, a recarga pode ser

superestimada se o armazenamento em bancos for significativo, pois a água ali

armazenada e posteriormente descarregada no rio, tem origem na rápida variação da

altura da lâmina d’água, em eventos extremos, e nenhuma relação com a recarga

subterrânea.

2.2.1.4

Traçadores

Isótopos estáveis de hidrogênio e oxigênio são utilizados como traçadores para

determinar a contribuição de diferentes fontes de recarga subterrânea, em bacias cujas

nascentes se encontram em áreas montanhosas. As águas nas cabeceiras são

empobrecidas em isótopos estáveis em relação à precipitação nas bacias adjacentes.

Se o rio retiver esta característica, a diferença entre a assinatura isotópica da chuva e

do rio pode ser usada para determinar a contribuição de cada uma destas fontes à

recarga subterrânea. No entanto, apesar de serem bons identificadores de origem da

recarga, isótopos estáveis não são adequados para a determinação de taxas de recarga

(Scanlon, 2002; Clark & Fritz, 1997).

Em rios efêmeros, onde a instalação e a manutenção de estações fluviométricas

é cara e operacionalmente difícil, o monitoramento da temperatura pode ser usado

para investigação de recarga localizada. Neste caso o calor é usado como traçador,

fornecendo indícios de quando a água flui em rios efêmeros, e também para estimar a

infiltração a partir de corpos d’água superficiais. Sensores de dissipação de calor são

usados para monitorar temperatura e potencial mátrico simultaneamente. Os dados

são utilizados em modelagens inversas, para estimar a condutividade hidráulica,

através de programas de fluxo não isotérmicos, com saturação variável. Taxas de

percolação podem ser estimadas se a carga hidráulica for calculada a partir das

medidas obtidas. O problema desta técnica é a complexidade na análise dos dados e a

não unicidade da modelagem inversa (Scanlon, 2002).

30

2.2.1.5

Modelagem Numérica

Existem diversos modelos numéricos hidrológicos que utilizam dados de

precipitação e deflúvio para estimar a recarga, geralmente como um termo residual da

equação do balanço hídrico. A taxa de recarga calculada depende da precisão com

que os outros termos da equação são obtidos e da escala de tempo considerada. Os

modelos são aplicáveis desde pequenas bacias (≈ 0,4 Km2) até grandes bacias, em

escala regional. Alguns modelos analisam a bacia de uma forma global (Kite, 1995

apud Scanlon, 2002) e outros subdividem a área em unidades de resposta hidrológica

semelhante, ou em unidades geomorfológicas (Salama et al. 1993). Em bacias

menores, é possível calcular com maior precisão os outros termos do balanço hídrico

como, por exemplo, a evapotranspiração. Os intervalos de tempo utilizados podem

ser diários, mensais ou anuais, sendo os intervalos diários mais adequados, pois a

recarga calculada em uma base diária assume uma proporção mais precisa no balanço

hídrico.

2.2.2

Técnicas baseadas em dados da zona não saturada

As técnicas de estimativa de recarga que utilizam dados da zona não saturada

são geralmente aplicadas em áreas de clima árido e semi-árido, e fornecem

informações sobre áreas menores quando comparadas com técnicas da zona saturada,

ou de água superficial. As técnicas fornecem estimativas de recarga potencial, pois se

baseiam na taxa de drenagem abaixo da zona de raízes dos solos, não levando em

consideração desvios laterais de drenagem. Outro aspecto a ser considerado é que, em

zonas não saturadas muito espessas, muitas vezes a água infiltrada não atinge o lençol

freático.

31

2.2.2.1

Lisímetros

Lisímetros são recipientes contendo solo indeformado ou deformado, com ou

sem vegetação, que são hidrologicamente separados do solo circunvizinho com o

objetivo de se obter medidas das componentes do balanço hídrico. São projetados de

forma a permitir a coleta e medição da drenagem. A precipitação e a variação da

umidade do solo são medidas separadamente em lisímetros de drenagem. Lisímetros

de balança são construídos sobre balanças de alta precisão, capazes de medir

variações sutis de peso causadas por precipitação e mudanças no armazenamento de

umidade do solo. As áreas compreendidas em um lisímetro variam de 1 m2 a

aproximadamente 300 m2, em grandes lisímetros de drenagem. As profundidades

variam de dezenas de centímetros até 20 m. A base do lisímetro deve estar abaixo da

zona de raízes do solo, caso contrário a recarga poderá ser superestimada. Áreas com

vegetação de raízes profundas, portanto, não são adequadas para a instalação destes

dispositivos. Lisímetros são mais apropriados para avaliações de evapotranspiração

do que recarga (Scanlon, 2002).

2.2.2.2

Plano de fluxo zero

O plano de fluxo zero (PFZ) representa o plano no perfil de solo onde o

gradiente hidráulico vertical é zero, e separa a região onde ocorre fluxo vertical

ascendente, em direção à superfície (evapotranspiração) do fluxo vertical descendente

(drenagem). São necessárias medidas de potencial mátrico para a localização do PFZ.

O método consiste em medir mudanças no armazenamento de água do solo, abaixo

do plano, que são contabilizadas como recarga. A taxa de mudança no

armazenamento, entre as sucessivas medidas, é igualada à taxa de drenagem em

direção ao nível d’água, ou seja, recarga. A escala de tempo pode compreender um

evento de precipitação ou chegar a anos de observação. A técnica é dispendiosa em

função dos instrumentos utilizados e da quantidade de dados necessária, e funciona

32

melhor em regiões onde ocorrem grandes variações de umidade no solo, no decorrer

do ano. Este método foi descrito pela primeira vez por Richards et al. (1956) e foi

utilizado em vários estudos (Royer and Vachaud, 1974; Wellings, 1984; Dreiss &

Anderson, 1985; Healy et al., 1989; Sharma et al., 1991, apud Scanlon, 2002).

2.2.2.3

Lei de Darcy

A recarga pode ser estimada através da aplicação da lei de Darcy para o fluxo

não saturado, na direção vertical z:

+−=+−=−= 1)()()()(

dz

dhKzh

dz

dK

dz

dHKR θθθ (Eq. 9)

onde:

)(θK = condutividade hidráulica não saturada

H = carga hidráulica total

h = carga de pressão

z = elevação

O método pode ser aplicado em qualquer tipo de clima. Em locais com níveis

d’água profundos, pode-se considerar uma condição permanente abaixo da zona

superficial do solo, pois a zona não saturada espessa tende a amortecer os pulsos de

recarga sazonais ou extremos. A variação da carga de pressão com a profundidade é

considerada desprezível e pode-se assumir um gradiente igual a 1. A recarga então é

equivalente à K(θ). O método depende da precisão das medições de teor de umidade

em várias profundidades, e de tensão (se não for válida a hipótese de gradiente

unitário) e da determinação da condutividade hidráulica não saturada. As estimativas

são pontuais, sendo representativas de pequenas áreas. A escala de tempo de

aplicação do método é bem abrangente, indo desde um evento até vários anos

(Lerner, 1990; Scanlon, 2002).

33

2.2.2.4

Traçadores

Traçadores ambientais e aplicados são muito usados para estimativas de recarga

em áreas de clima árido e semi-árido. Traçadores químicos ou isotópicos são

aplicados como pulsos na superfície do solo, ou a uma profundidade pré-definida do

perfil, e a infiltração da chuva ou da irrigação os transporta para a profundidade. É

bastante comum o uso de brometo, trítio e corantes orgânicos. Corantes orgânicos são

aplicados para avaliação de trajetórias preferenciais de fluxo. No entanto existem

alguns problemas relacionados ao uso destes traçadores. O trítio é o mais

conservativo, porém seu uso é proibido em muitos locais devido às leis ambientais. O

brometo pode ser absorvido pelas raízes das plantas, e os corantes orgânicos

adsorvidos no solo. A distribuição do traçador em sub-superfície é inspecionada

através da escavação de trincheiras, ou perfuração do solo através de sondagens, e

retirada de amostras. A distribuição vertical do traçador é usada para estimar a

velocidade de percolação (v) e a taxa de recarga (R) através da fórmula (Scanlon,

2002):

θθt

zvR

∆

∆== (Eq. 10)

Onde:

∆z = profundidade do pico de concentração do traçador

∆t = intervalo de tempo entre a aplicação do traçador e a amostragem

θ = teor de umidade volumétrico

Traçadores ambientais, como o cloro, são produzidos naturalmente na

atmosfera podendo ser usados em balanços de massa para obtenção da quantidade de

água drenada através do perfil de solo. Esta técnica é adequada para áreas planas,

onde o escoamento superficial possa ser considerado nulo, e os processos dominantes

sejam a infiltração e a evapotranspiração. A recarga é obtida através de um balanço

envolvendo a concentração de cloro na precipitação e a concentração de cloro na zona

não saturada. A técnica é muito utilizada em locais com taxas de recarga muito

34

baixas, produzindo valores da ordem de 10-2 a 10-1 mm/ano. Sua aplicação é limitada

pelas incertezas relativas à determinação de concentrações muito baixas de cloro e

possíveis contribuições de outras fontes que não a precipitação atmosférica (Scanlon,

2002).

Traçadores históricos são isótopos existentes na atmosfera em decorrência de

atividades antrópicas como testes nucleares atmosféricos, notadamente o 3H e o 36Cl.

A presença de trítio é indicativa de águas recarregadas a menos de 60 anos, pois o

período de testes de armas nucleares na atmosfera foi de 1951 a 1976. Águas

recarregadas antes da década de 50 não apresentam concentrações detectáveis deste

isótopo. Traçadores históricos fornecem, portanto, estimativas pontuais de fluxo de

água no perfil de solo no decorrer dos últimos 60 anos (Scanlon, 2002).

2.2.2.5

Modelagem Numérica

Modelos numéricos são utilizados para estimar recarga através da zona não

saturada. Existe uma variedade de abordagens, desde simular a mudança de

armazenamento no perfil de solo através de balanços de massa, que utilizam dados de

precipitação, evapotranspiração e propriedades hidrológicas locais (bucket models),

até soluções numéricas da equação de Richards como, por exemplo, BREATH

(Stothoff, 1995), HYDRUS-1D, HYDRUS-2D (Simunek et al. 1996), SWIM (Ross,

1990), VS2DT (Lappala et al. 1987; Hsieh et al. 2000), FEFLOW (Diersch, 1998) e

UNSATH (Fayer, 2000). Os modelos baseados na equação de Richards são

adequados para aplicação em áreas pequenas (≤ 100 m2), ou para fluxo a uma

dimensão e pouca profundidade (≤ 15m). Modelos que simulam a variação de

armazenamento de água no solo através de balanços de massa podem ser usados em

áreas mais extensas. Não existem limites quanto à escala de tempo. No entanto,

incertezas na determinação das condutividades hidráulicas, e a não linearidade da

relação desta variável com o teor de umidade e com a carga de pressão, podem render

resultados incertos em modelos que se baseiam na Equação de Richards (Scanlon,

2002).

35

2.2.3

Técnicas baseadas em dados da zona saturada

As técnicas baseadas em dados da zona saturada fornecem estimativas de

recarga real, pois avaliam a massa de água que realmente atingiu o nível freático, ao

contrário das técnicas de água superficial e da zona não saturada, que fornecem

estimativas de recarga potencial. É também possível integrar as estimativas de forma

a abranger grandes áreas.

2.2.3.1

Método da variação do nível freático

A recarga total de um aqüífero pode ser avaliada como o volume de água

armazenado com a elevação do nível freático, na estação úmida. O método é aplicável

apenas em aqüíferos de regiões com estação úmida bem definida e níveis freáticos

rasos, que apresentem variações significativas em intervalos de tempo curtos

(Scanlon, 2002). A recarga é calculada segundo a equação:

R = Sydh/dt = Sy∆h/∆t (Eq. 11)

onde, Sy é a capacidade específica, h é a altura do nível d’água, e t o intervalo de

tempo entre as medidas.

A confiabilidade do método depende do conhecimento e da contabilização de

outros possíveis fatores que contribuam para a variação do nível d’água, como

bombeamento de poços e variações de pressão atmosférica. A maior dificuldade é a

determinação de valores representativos de capacidade específica (Risser et al., 2005;

Scanlon, 2002). Como principais vantagens têm-se a simplicidade de aplicação e a

abrangência de grandes áreas, desde que os dados de capacidade específica estejam

disponíveis. A escala de tempo varia desde um evento até o tamanho do registro

hidrográfico.

36

2.2.3.2

Lei de Darcy

A estimativa de fluxo através da seção transversal de um aqüífero livre ou

confinado, aplicando-se a lei de Darcy, é considerada equivalente à recarga sobre a

superfície que contribuiu para aquele fluxo, através da relação:

qA = RS (Eq. 12)

onde:

q = descarga específica

A = seção transversal ao fluxo

R = recarga

S= área da superfície que contribuiu para o fluxo

O método assume regime de fluxo permanente e condições naturais do

aqüífero, sem nenhum tipo de extração, e também que a seção transversal ao fluxo

esteja alinhada a uma linha equipotencial. Este tipo de estimativa é simples e

econômico, podendo ser aplicado em qualquer intervalo de tempo. O maior problema

é a alta variabilidade da condutividade hidráulica, que pode chegar a várias ordens de

grandeza dentro de um mesmo aqüífero (Scanlon, 2002).

2.2.3.3.

Traçadores

Traçadores ambientais e históricos são utilizados para datar a água subterrânea

e indiretamente estimar recarga. Os isótopos utilizados são essencialmente os mesmos

descritos para avaliação de recarga na zona não saturada, acrescidos de alguns gases

como os CFCs (clorofluorcarbonos) e razões de 3H/3He (trítio/hélio), que só podem

ser usados para datações na zona saturada, onde a interação com a atmosfera não mais

ocorra. As taxas de recarga são estimadas através da comparação entre concentrações

37

de CFCs na água subterrânea e na precipitação. A razão 3H/3He fornece estimativas

de recarga através da equação de decaimento do 3H para o 3He. A taxa de recarga é

calculada assumindo-se um fluxo vertical (como em áreas de recarga, próximas a

divisores de água subterrânea). São feitas datações a diversas profundidades em um

perfil vertical de fluxo e a velocidade é calculada invertendo-se o gradiente de tempo,

extrapolando-se o resultado até o nível d’água e multiplicando-se a velocidade pela

porosidade do intervalo considerado. As taxas de recarga estimadas através de

datação dependem do isótopo escolhido. Águas com menos de 60 anos podem ser

datadas com CFCs e 3H/3He. Idades de 200 a 20.000 anos podem ser determinadas

com 14C. A taxa de recarga calculada através de datações representa uma média

através do período considerado. Em aqüíferos confinados a velocidade de fluxo

horizontal pode ser determinada através do decaimento radioativo de 14C e 36Cl

(Scanlon, 2002).

2.2.3.4

Modelagem numérica

A estimativa de recarga através de modelos numéricos de fluxo subterrâneo é

feita a partir da calibragem destes modelos com dados de carga hidráulica,

condutividade hidráulica, medidas de fluxo e de outros parâmetros na área estudada.

Técnicas de modelagem inversa foram desenvolvidas, que utilizam algoritmos de

regressão não linear para obtenção automática do melhor ajuste entre dados medidos

e simulados. A maior vantagem em se incorporar a modelagem inversa em modelos

de fluxo subterrâneo é a informação produzida, relativa à sensibilidade dos

parâmetros estimados em relação aos dados alimentados no modelo, e às incertezas

envolvidas na obtenção destes dados (Sanford, 2002). Recarga e condutividade

hidráulica possuem uma grande correlação, e consequentemente, o uso de modelagem

inversa apenas com dados de carga hidráulica se limita a fornecer somente uma razão

entre estes parâmetros. A confiabilidade das estimativas de recarga dependerá da

precisão dos dados de condutividade hidráulica, e já que este parâmetro pode

apresentar uma variação de algumas ordens de grandeza em um mesmo sítio,

38

estimativas de recarga baseadas apenas na calibração do modelo podem não ser muito

precisas. A mesma distribuição de carga hidráulica pode ser obtida para uma faixa de

valores de recarga, não existindo uma solução única (Scanlon, 2002). Para se obter

uma estimativa única de recarga deve-se dispor de observações de fluxo, como por

exemplo, estimativas de fluxo de base de cursos d’água, levando-se em consideração

as incertezas associadas a estas estimativas (Sanford, 2002). Datações de água

subterrânea podem ser usadas para restringir a faixa de valores possíveis de recarga

na modelagem inversa, reduzindo muito as incertezas (Scanlon, 2002; Sanford,

2002). Outros tipos de modelos usados para estimar recarga são os de células mistas

(compartment models, lumped models, black-box models), que tratam o sistema

hidrológico como uma série de células ou compartimentos interconectados, onde cada

célula, ou compartimento, pode ter mais de uma entrada e saída. Podem ser utilizados

dados hidrológicos, químicos e/ou isotópicos. Fluxos entre os diversos

compartimentos são variados de forma iterativa, até que se obtenha um bom ajuste

entre os dados simulados e medidos (Scanlon, 2002).

2.3

Relação entre recarga e sustentabilidade de explotação de água

subterrânea

O conceito de desenvolvimento sustentável se consolidou ao final dos anos 80,

após a elaboração do Relatório Brundtland pela Comissão Mundial sobre o Meio

Ambiente e Desenvolvimento. A Comissão Brundtland definiu desenvolvimento

sustentável como “O desenvolvimento que atende às necessidades do presente sem

comprometer a habilidade das futuras gerações em atender às suas próprias

necessidades”. Desde então, o termo sustentabilidade vem sendo empregado para

qualificar planos, ações governamentais e projetos da iniciativa privada que envolvam

a exploração de recursos naturais e levem em consideração a preservação destes

recursos para as gerações futuras.

Na área de gestão de recursos hídricos subterrâneos se consolidou o conceito de

explotação segura (safe yield, em inglês), muitas vezes referida como explotação

39

sustentável. Tradicionalmente, o termo explotação segura vem sendo usado para uma

explotação de água subterrânea em que se atinja e se mantenha, a longo prazo, um

balanço anual entre o volume retirado e o volume recarregado no sistema aqüífero

(Sophocleuos, 1997). A explotação segura de um determinado sistema aqüífero seria,

portanto, aquela em que o volume de água extraído fosse menor ou igual à recarga

subterrânea, garantindo assim a manutenção das suas reservas permanentes. Um nível

de extração menor ou igual à recarga garantiria a sustentabilidade do sistema aqüífero

em questão. Este conceito, bastante difundido entre gestores de recurso hídricos, foi

batizado como o “Mito do Balanço Hídrico” (Water Budget Myth), (Bredehoeft et al.

1982 in Bredehoeft, 1997), por não se sustentar em nenhum princípio hidrológico.

O conceito de explotação sustentável pode ser entendido no sentido da

sustentabilidade dos recursos hídricos subterrâneos de uma determinada bacia, ou

sistema aqüífero, levando-se em consideração os aspectos ecológicos, econômicos e

humanos desta explotação, ou como um regime de bombeamento instalado em um

sistema, que possa ser praticado indefinidamente, sem ocasionar a depleção das

reservas.

Foi demonstrado por diversos autores (Bredehoeft et al., 1982 e Bredehoeft,

1997, 2002; Sophocleous, 1997, 2000, 2005; Kalf and Wooley, 2005) que o

dimensionamento de uma taxa de explotação segura, em termos de bombeamento,

não tem nenhuma relação com a recarga subterrânea. Por outro lado, para a avaliação

de reservas e dimensionamento de uma taxa de explotação sustentável, no sentido

amplo, é necessário o entendimento da dinâmica do sistema, sendo fundamental,

neste caso, a determinação da recarga (Sophocleous, 2000; 2005). No entanto,

segundo os autores, o volume de recarga não constitui nenhum valor balizador ou

limitador desta explotação.

Os trabalhos de Bredehoeft et al.(1982), e Bredehoeft (2002) resgataram a

fundamentação hidrológica para o estabelecimento de um bombeamento seguro

descrita por Theis, em 1940: “Um novo estado de equilíbrio dinâmico é alcançado

apenas por um aumento da recarga (recarga induzida), uma diminuição da

descarga, ou uma combinação das duas”. Portanto, para que uma explotação seja

segura, o bombeamento precisa ser contrabalançado por uma mudança na taxa virgem

40

de recarga e/ou uma mudança na taxa virgem de descarga. A quantidade de água

resultante das mudanças nas taxas de recarga e descarga foi denominada captura

(Bredehoeft, 2002):

∆Ro + ∆Do = P (Eq. 13)

onde:

∆Ro = variação na taxa virgem de recarga

∆Do = variação na taxa de virgem descarga

P = taxa de bombeamento

A recarga normalmente é função de condições externas ao aqüífero, como

precipitação, vegetação e permeabilidade das coberturas de solo. Na maioria das

situações que envolvem uma exploração de água subterrânea, a taxa de recarga

natural não pode ser impactada pelo bombeamento, e a Equação 13 se torna

(Bredehoeft, 2002):

∆Ro=0

P = ∆Do

Consequentemente, a sustentabilidade de uma explotação na maioria dos casos

ocorre quando o bombeamento captura igual quantidade de descarga, e a

determinação de um bombeamento sustentável deve basear-se no dimensionamento

desta captura. Para tanto, é necessário o conhecimento dos parâmetros hidráulicos do

aqüífero (difusividade) e uma análise do posicionamento espacial da explotação em

relação aos exutórios do sistema.

Foi também demonstrado por Bredehoeft (2002) que no bombeamento, até que

uma nova condição de equilíbrio seja atingida, ou seja, até que o cone de

rebaixamento atinja a descarga, haverá liberação de água do armazenamento do

aqüífero. A captura da descarga, dependendo das características da bacia, pode levar

muito tempo, décadas a séculos, e grandes volumes de água podem ser removidos

permanentemente do armazenamento.

41

Outro aspecto importante para a sustentabilidade de uma explotação é a origem

da água divergida pelo bombeamento. A água recarregada através da captura deve ter

outra origem que não o aqüífero bombeado, caso contrário poderá eventualmente

secar (Sophocleuos, 2005). Para bacias fechadas, com rios efluentes e lagos

alimentados por água subterrânea, este equilíbrio é delicado e a explotação poderá

não ser sustentável.

Além do entendimento da dinâmica do sistema, a determinação da recarga em

estudos de sustentabilidade de recursos hídricos também é necessária em razão do

impacto direto por ela exercido na qualidade da água. “A sustentabilidade depende do

sistema como um todo, não apenas da árvore, mas de toda a floresta; não apenas do

peixe, mas da cadeia alimentar aquática; não apenas da água subterrânea, mas dos

rios e pântanos, e todas as plantas e animais que dependem deles” (Sophocleous,

1997, 2000).

Kalf & Wooley (2005), fizeram uma revisão das diversas definições de

sustentabilidade de recursos hídricos subterrâneos (incluindo bombeamento seguro),

dadas por vários autores, desde o ano de 1915 até 2004. Foi também feita uma revisão

dos princípios adotados na gestão de recursos hídricos em alguns países, incluindo

alguns estados americanos (Tabela 1). Os autores concluíram que, mesmo em países

desenvolvidos, a abordagem utilizada na gestão da água subterrânea pode ser muito

simplista e/ou baseada em conceitos ambíguos, principalmente em relação à recarga

subterrânea. Em algumas definições, a recarga é especificamente referida como

recarga natural (virgem) e é igualada à descarga natural. A falta de interação com a

água superficial constitui um dos maiores problemas nos conceitos de explotação

sustentável praticados pelos gestores. Assim sendo, ignoram que o fator

preponderante para o dimensionamento de uma explotação é a recarga induzida pelo

bombeamento e sustentada pela água superficial. A redução da descarga dos cursos

d’água é um dos principais fatores a serem considerados para o estabelecimento de

restrições ecológicas, e para a solução de conflitos de uso. A gestão bem sucedida

claramente depende da avaliação conjunta dos recursos hídricos superficiais e

subterrâneos (Kalf & Wooley, 2005).

42

O exemplo da Austrália serve para ilustrar as dificuldades envolvidas na

definição e na prática da gestão sustentável. Houve um entendimento comum, entre

governo e comunidades, de que o uso apropriado da água subterrânea deveria ser

feito de forma a não impactar ecossistemas dependentes e a uma taxa que não

ameaçasse a disponibilidade deste recurso para as futuras gerações (Kalf & Wooley,

2005). A definição de extração sustentável proposta pelo Comitê Nacional

Australiano de Água Subterrânea (Australian National Groundwater Committee) foi:

“O regime de extração de água subterrânea, medido em um intervalo de tempo de

planejamento, que permita níveis aceitáveis de stress e proteja valores econômicos,

sociais e ambientais dependentes”. A definição veio com um documento anexo com

diversas observações e recomendações indicando que o volume total de extração não

é necessariamente o aspecto mais importante para a gestão de água subterrânea, que a

depleção do armazenamento e algum nível de stress no aqüífero são inevitáveis, e que

estes aspectos devem ser negociados caso a caso (Kalf & Wooley, 2005). Os autores

observaram que esta definição de extração sustentável, assim como outras adotadas

por outros países, está aberta a várias interpretações e principalmente sujeita a

decisões em relação ao nível de stress aceitável.

Qualquer metodologia para determinação de uma exploração sustentável deve

ser baseada em princípios hidrológicos sólidos, de forma a reduzir a ambigüidade e

permitir avaliações quantitativas. A extração sustentável deverá permitir que o

sistema alcance um novo estado de equilíbrio com o tempo. A avaliação deve ser feita

a partir de modelos numéricos, que apresentem balanços de massa e análise da

performance de poços instalados. O nível de extração praticado poderá ser

selecionado a partir dos resultados do modelo, levando-se em consideração os

critérios de uso da água superficial, fatores legais, aspectos econômicos, exigências

ecológicas, qualidade da água e efeitos de subsidência (Sophocleous, 2005; Kalf &

Wooley, 2005).

43

Tabela 1 – Exemplos de Políticas de Gestão de Água Subterrânea (extraído de Kalf and Wooley, 2005) País/Estado Diretrizes de Gestão Comentários dos autores

Grã-Bretanha A explotação total, somada à vazão desejada no rio, deve ser menor que a recarga.

Limite indireto de abstração de água subterrânea imposto pelas decisões da comunidade a respeito da qualidade da água superficial.

Índia

Política de explotação segura com base em uma determinada porcentagem da precipitação. O foco é praticar uma explotação menor que a recarga.

Taxa de recarga de vários aqüíferos é especificada como porcentagem da precipitação em publicações do Governo Central. Os cálculos e a administração são feitos pelos Estados. Aplicação de forma inconsistente.

China Nova legislação baseada em explotação segura.

Objetivo de reduzir a abstração onde ela exceder a recarga e de prevenir o aumento da abstração onde ela for equivalente à recarga.

Kansas, EUA

Distritos de Gestão de Água Subterrânea foram criados em algumas regiões com políticas sustentáveis, porém não foram introduzidas a tempo de evitar o rebaixamento dos níveis d’água. A região oeste do Estado tem uma depleção planejada (mineração).

Declínio generalizado do nível d’água, não recuperável em diversas áreas. Desaparecimento de cursos d’água permanentes.

Arizona, EUA Super-explotação e declínio dos níveis d’água foram abordados na legislação que exige a explotação segura.

Não está claro se as metas serão cumpridas.

Califórnia, EUA

Tribunais determinaram distribuição eqüitativa ao longo de grandes áreas.

Pode não levar à explotação sustentável. Definição de explotação sustentável natural e explotação sustentável operacional em um condado (San Gabriel).

Rhode Island, EUA Política de explotação sustentável.

Usa a definição de Todd, 1959: Quantidade de água que pode ser extraída sem causar um efeito indesejável.

Indonésia Objetivo de reduzir a explotação a valores abaixo da recarga.

Problemas operacionais devido à locação não adequada de poços.

Península Árabe Sem política de explotação sustentável. A porcentagem de abstração em relação

à recarga varia de 110 a 1456%.

México

Sem programa de explotação sustentável. Esforços para implementação de um programa de água subterrânea.

Turquia Ocidental

Política de explotação sustentável desde a década de 60. Atualmente explorando água subterrânea usando várias políticas de explotação.

Austrália

Política de explotação sustentável baseada na manutenção da abstração menor que a recarga natural, com crédito para ecossistemas dependentes de água subterrânea, incluindo corpos d’água superficiais.

O estabelecimento de períodos de tempo na definição de sustentabilidade permite que eventuais minerações de água subterrânea sejam referidas como sustentáveis.

44

2.4

Alguns casos de modelagem numérica aplicada a estudos de avaliação

de recarga e sustentabilidade de recursos hídricos subterrâneos

Modelos numéricos de fluxo subterrâneo vêm sendo usados, em diversos

países, como ferramenta para a análise de reservas e estabelecimento de vazões de

explotação sustentáveis. Como exposto anteriormente, a avaliação dos recursos

hídricos subterrâneos de uma determinada bacia, sistema aqüífero, ou região, e a sua

relação com corpos d’água de superfície é altamente beneficiada através destes

modelos, pois permitem a análise das reservas em termos de balanços de massa e a

simulação de cenários de explotação a intervalos de tempo que podem ser ajustados

de acordo com as necessidades dos gestores destes recursos. Alguns exemplos de

modelagem numérica aplicada a estudos de sustentabilidade de recursos hídricos

subterrâneos serão descritos a seguir.

2.4.1

Aqüífero do Alto Vale de Santiago, Chile

A cidade de Santiago, no Chile, tem como uma das suas fontes de

abastecimento de água o aqüífero do Alto Vale de Santiago. O aumento na demanda

por água e a ocorrência de duas secas, na década de 90, fez com que as companhias

de abastecimento aumentassem as suas taxas de bombeamento e usassem este

manancial como fonte permanente de água para a região metropolitana de Santiago.

A necessidade de uma quantificação confiável das reservas do aqüífero motivou um

estudo para determinação de taxas de bombeamento sustentáveis a longo termo

(Muñoz, Fernández e Escauriaza, 2003).

O alto Vale de Santiago é uma área de aproximadamente 150 Km2, com

ocupação urbana, cercada por montanhas e cruzada pelo Rio Mapocho, na direção E-

W, e por seu afluente, Las Hualtatas, na direção N-S. A geologia consiste de

depósitos de preenchimento, inconsolidados, e depósitos fluviais, com espessuras que

chegam a 600 m, compostos principalmente por cascalho e areia e intercalados com

45

areia fina e argila siltosa. Os valores de condutividade hidráulica foram obtidos a

partir de ensaios de bombeamento, e o coeficiente de armazenamento foi atribuído

com base na faixa de valores típicos para as litologias presentes, e também, através

dos dados de ensaios.

A recarga do aqüífero se origina principalmente na infiltração a partir dos leitos

dos rios Mapocho e Las Hualtatas. Outras fontes de recarga como o fluxo lateral de

pequenas bacias que descarregam diretamente no vale, e a recarga difusa, proveniente

da precipitação e das perdas da rede de abastecimento urbana, também foram

consideradas. A estimativa de recarga a partir dos rios se baseou em séries históricas

de medidas de descarga e do nível d’água estático em poços de observação. Foi

aplicado o modelo de Bouwer (1965) que estima a recarga proveniente de um rio

através da relação entre fatores geométricos (largura da superfície saturada e o

comprimento do trecho de canal considerado), a condutividade hidráulica vertical dos

sedimentos do leito do rio, e um coeficiente que depende das características do leito e

da sua relação com a profundidade do aqüífero. A recarga difusa foi calculada com

base em uma pesquisa de perdas de água pela rede de abastecimento realizada na

área, que apresentou uma estimativa de perda por comprimento de rede. Esta foi

considerada a maior contribuição para a recarga subterrânea, pois o vale possui 63%

da sua área com ocupação urbana. A ocupação rural ou natural (parques) corresponde

a apenas 12%, e as áreas residenciais, 25%, resultando em apenas duas classes de uso

e ocupação para avaliação de recarga direta (irrigação e precipitação). A recarga

proveniente de 14 pequenas bacias que drenam para o vale foi calculada através de

modelos hidrológicos, que geraram séries históricas representando as contribuições

destas bacias.

Foi elaborado um modelo numérico de fluxo subterrâneo do aqüífero do Alto

Vale de Santiago, utilizando o programa MODFLOW (McDonald e Harbaugh, 1988),

semi-3D, com os dados de recarga estimados pelos modelos hidrológicos acima

descritos, e parâmetros hidráulicos medidos no campo. Foi feita uma simulação, em

regime permanente, calibrada com registros de nível estático de um período em que o

aqüífero não foi explorado. Em seguida, foi feita uma simulação transiente

reproduzindo 57 meses, quando ocorreu um período de seca seguido por um período

46

úmido, e foram observadas quedas e elevações bruscas dos níveis estáticos em poços

de observação. Foram simulados diversos cenários com o objetivo de avaliar a

sustentabilidade do regime de bombeamento praticado. O estudo concluiu que apenas

78% da vazão outorgada à empresa de abastecimento público era sustentável em

longo prazo. O modelo se mostrou uma ferramenta adequada para estimar a

confiabilidade do abastecimento de água subterrânea à cidade de Santiago.

2.4.2

Aqüífero da bacia do Rio Küçük Menderes, Turquia Ocidental

Na Turquia, o órgão gestor de recursos hídricos (General Directorate of the

State Hydraulic Works, DSI) encomendou um estudo de quantificação de reservas e

simulação de cenários de explotação devido ao declínio dos níveis d’água de

aqüíferos explorados para irrigação, e da diminuição no fluxo de base de cursos

d’água, especialmente no Oeste da Turquia. O sistema aqüífero da Bacia do Rio

Küçük Menderes foi selecionado em função do rápido declínio dos seus níveis

potenciométricos nas duas últimas décadas, causado pela intensa exploração para

irrigação.

O modelo numérico de fluxo desenvolvido para a bacia (Sakiyan and Yazicigil,

2004) teve como metas a avaliação da sustentabilidade da manutenção do atual nível

de explotação, a quantificação do nível de produção sustentável e a proposição de

alternativas de exploração para os gestores, através de cenários de explotação e

avaliação de seus respectivos impactos.

A bacia do Rio Küçük Menderes ocupa uma área de 3.502 Km2, dos quais

1.100 Km2 constituem uma planície. A precipitação média anual é de 750 mm e o

clima da região apresenta verões quentes e secos e invernos úmidos, com

temperaturas amenas. O sistema aqüífero é composto por sedimentos de idade

Cretácea e por uma seqüência de aluviões de idade Quaternária, sobrepostos ao

embasamento, constituído por rochas metamórficas de alto grau, de idade Paleozóica.

Existem na área 589 poços perfurados por agências governamentais e, estima-se,

10.000 poços particulares explorando água subterrânea para uso em culturas

47

irrigadas. A partir da análise de dados dos poços, como perfil litológico, vazão,

capacidade específica e de dados de ensaios de bombeamento executados pelo órgão

gestor em 300 poços, foram definidas unidades aqüíferas e utilizados métodos

geoestatísticos para determinação da distribuição espacial dos valores de parâmetros

hidráulicos.

O sistema aluvial foi caracterizado como o mais explorado, e nele se

concentrou o trabalho de modelagem numérica. A recarga foi estimada a partir de

séries históricas de 26 anos de três estações meteorológicas e de uma estação

fluviométrica da área montanhosa da bacia. Nas áreas planas foi realizado um estudo

de precipitação efetiva. O programa utilizado foi o MODFLOW (McDonald &

Harbaugh, 1988), em diferenças finitas, sendo o aqüífero representado como uma

única camada. A princípio foi simulada a condição pré-desenvolvimento, calibrada

com os dados de nível d’água do ano de 1967. O balanço de massa desta simulação

foi também comparado com o resultado de estudos hidrológicos para a bacia. Após a

calibração e ajuste dos parâmetros hidráulicos na simulação permanente, foi realizada

uma simulação transiente, com intervalos de tempo mensais e com as taxas de

bombeamento praticadas na bacia de 1967 a 1999. Foram obtidas assim as taxas de

recarga e descarga e as mudanças nas reservas subterrâneas e nos níveis

potenciométricos, como conseqüência do bombeamento, para o período de 32 anos de

simulação.

A partir dos resultados da modelagem numérica foi possível avaliar que 90% da

vazão bombeada era sustentada pela diminuição da vazão do rio e do armazenamento

do aqüífero, e que o atual nível de bombeamento produziu uma mudança na condição

do rio de efluente para influente, não sendo, portanto, caracterizado como sustentável.

Foram simulados cenários alternativos de bombeamento e avaliadas as reduções de

vazão e de carga hidráulica nos poços, em cada cenário, para um período de 21 anos,

incluindo a avaliação do impacto decorrente da construção de represas na área.

Assim, o rendimento sustentável do sistema aqüífero do Rio KüçüK Menderes foi

calculado. A modelagem permitiu um melhor entendimento da relação entre água

subterrânea e superficial na área, e se tornou uma ferramenta para a gestão dos

recursos hídricos da bacia.

48

2.4.3

Swidinica, Polônia

Na Polônia, o Plano Diretor Nacional (Kleczkowski (1990) apud Gurwin and

Lubczynski, 2004), determinou que os principais aqüíferos do país fossem modelados

para a avaliação das suas reservas e planejamento de sua exploração sustentável.

Atendendo a esta determinação, a área da planície de Swidnica, de aproximadamente

627 Km2, foi modelada (Gurwin & Lubczynski, 2004) com o objetivo de avaliar não

só as reservas subterrâneas, mas também o impacto do regime de bombeamento

praticado na descarga do aqüífero, através de seus contornos, e no fluxo de base dos

rios que drenam o sistema.

O aqüífero modelado é composto por sedimentos de idade Cenozóica,

estratificados, formando um sistema multicamadas. Foi utilizado o programa

MODFLOW (McDonald & Harbaugh, 1988) para construir um modelo semi-3D, em

diferenças finitas e regime permanente. Foram utilizados dados de sondagens para a

determinação da geometria do modelo e da distribuição da carga hidráulica. A recarga

foi atribuída em função da precipitação, como uma condição de fluxo constante e

espacialmente dependente da litologia. Os parâmetros de condutividade hidráulica e

de transmissividade foram tratados geoestatísticamente, a partir de dados de testes de

bombeamento existentes na área. A condição pré-bombeamento foi simulada com

dados de nível estático de sondagens existentes em arquivos antigos (30 a 40 anos

atrás), tendo sido calibrada por tentativa e erro. Posteriormente foi feita uma

simulação, também em regime permanente, reproduzindo as condições de fluxo

estacionárias, resultantes do nível atual de stress induzido pelo bombeamento. Foram

utilizados valores de explotação praticados na área e medidas de escoamento

superficial. No processo de calibração, foram utilizados 386 pontos com medidas

piezométricas, uniformemente distribuídos na área, tendo sido feitos ajustes

principalmente nas taxas de recarga e no fluxo através de um dos contornos do

modelo. Os parâmetros hidráulicos dos aqüíferos quase não receberam ajustes, tendo

sido interpolados a partir de dados de testes hidráulicos executados em sondagens,

cujos resultados foram considerados confiáveis.

49

O estudo caracterizou o sistema de fluxo na planície, identificando as fontes de

recarga dos aqüíferos, os exutórios e as direções gerais do fluxo subterrâneo. Através

da comparação entre os padrões de fluxo e balanços de massa da condição quase

natural e da atual explotação, chegou-se à conclusão de que o sistema pode ser

explorado de forma sustentável, e que o nível de bombeamento pode ser até

aumentado, tendo como conseqüência, no entanto, uma redução das descargas

superficiais e rebaixamento do nível freático. O modelo se mostrou eficiente na

avaliação de futuros cenários de bombeamento.

2.4.4

Baixada do Rio São Lourenço, Quebec, Canadá

A planície da baixada do Rio São Lourenço em Quebec, Canadá, é uma área de

intensa ocupação urbana, onde se concentra a maior parte da atividade industrial e da

população da Província. A área é fortemente dependente de água subterrânea,

principalmente a Noroeste da cidade de Montreal. O Serviço Geológico Canadense

(GSC) iniciou, em 1999, um estudo hidrogeológico da região para suprir a falta de

conhecimento sobre as potencialidades dos recursos subterrâneos da área e subsidiar a

sua gestão. Uma etapa deste estudo foi o desenvolvimento de um modelo numérico

de fluxo (Nastev et al. 2005) com o objetivo de definir os sistemas subterrâneos

regionais e fornecer estimativas quantitativas dos seus parâmetros hidrodinâmicos.

A área modelada, de 1.500 Km2, está localizada no sudoeste da Província de

Quebec, a noroeste da cidade de Montreal. O sistema aqüífero regional é composto

por uma seqüência sedimentar de idade Paleozóica, formada por arenitos, dolomitos e

calcários, sobrepostos ao embasamento cristalino de idade Pré-cambriana. Este

sistema é recoberto por depósitos de idade Quaternária, de origem glacial, fluvial e

marinha, que, de acordo com a sua composição, funcionam como uma camada

confinante ou como área de recarga para o sistema aqüífero sedimentar subjacente.

As rochas sedimentares se encontram fraturadas, sendo a porosidade primária muito

reduzida devido à cimentação.

50

O Ministério do Meio Ambiente de Quebec implantou, em 1974, um programa

de monitoramento do comportamento do nível d’água dos sistemas aqüíferos da

região. O nível estático foi medido continuamente em 12 poços (através de data-

loggers), e em 20 poços, mensalmente. O monitoramento do nível piezométrico dos

aqüíferos e o seu comportamento em relação às estações climáticas por um longo

período de tempo, mostraram que, de ano a ano, não houve nenhuma variação

significativa. Este comportamento caracterizou um regime de fluxo “pseudo-

permanente”. Além destas medidas de longo termo, foram utilizados dados de 570

poços e piezômetros, medidos entre 1999 e 2000, que permitiram a elaboração de um

mapa potenciométrico preliminar.

Os parâmetros hidráulicos dos sistemas aqüíferos foram determinados através

de ensaios de bombeamento. A recarga foi estimada através de métodos variados,

como ensaios de infiltração no campo, variações de nível d’água em poços, balanço

hídrico em solos e pelo cálculo do fluxo de base através da separação da hidrógrafa,

com dados de duas estações fluviométricas. Além disso, foram instalados lisímetros

em quatro sítios e medidas as taxas de infiltração nas coberturas superficiais. Foi

também calculado o balanço hídrico pelo método padrão de balanço de massa, com

dados de nove estações meteorológicas da região.

O modelo numérico foi desenvolvido usando o programa FEFLOW (Diersch,

1998). Foi simulado o fluxo regional, em regime permanente, com os valores de

recarga estimados e os parâmetros hidráulicos obtidos nos ensaios de bombeamento.

O meio fraturado sedimentar foi tratado como um contínuo equivalente, com um fator

de anisotropia vertical de Kh/Kv= 10. O nível de stress, devido ao bombeamento, foi

simulado de forma localizada nos pontos de intensa exploração, aplicando-se as

vazões praticadas. O bombeamento resultante dos outros usuários inventariados foi

simulado como uma extração difusa, sendo distribuído igualmente por todo domínio

como um fluxo areal negativo. A calibração foi obtida por tentativa e erro através da

comparação entre as cargas simuladas e as observadas nos 570 poços.

O balanço de massa do modelo mostrou que a recarga direta é responsável por

86,6% do suprimento de todo o fluxo subterrâneo, a recarga induzida pelo

bombeamento ocorre de forma localizada em uma área de intenso bombeamento

51

(mineração), e os rios possuem um caráter efluente em toda a área, descarregando

77% do volume de fluxo subterrâneo da bacia.

O modelo numérico de fluxo integrou e sintetizou o conhecimento

hidrogeológico da região e estimou quantitativamente as várias componentes do fluxo

subterrâneo e a sua inter-relação, apoiando a definição de estratégias de gestão e

proteção dos recursos subterrâneos.

2.4.5

Aqüífero Ogallala, em Kansas

Sophocleous (2005), na sua discussão sobre a sustentabilidade dos recursos

hídricos subterrâneos do aqüífero High Plains, em Kansas, Estados Unidos, fez uma

revisão das diversas pesquisas de quantificação de recarga subterrânea desenvolvidas

na área. O aqüífero High Plains é um sistema regional que ocorre em oito estados

americanos, desde a Dakota do Sul até o Texas. A unidade de maior continuidade

deste sistema é a Formação Ogallala, de idade Terciária (Gutentag et al. 1984 apud

Sophocleous 2005), conhecida como aqüífero Ogallala. Em Kansas, este aqüífero

ocorre na porção oeste do estado e sustenta a agricultura irrigada e o agro-negócio. O

clima semi-árido da região, a alta taxa de evapotranspiração, e a intensa exploração

do aqüífero ao longo dos anos resultaram em um declínio expressivo do seu nível

piezométrico, e também, do fluxo de base dos rios na região oeste de Kansas,

caracterizando o uso não sustentável do sistema.

O Serviço Geológico Americano, em seu programa de modelagem de sistemas

aqüíferos dos Estados Unidos em escala regional (RASA – Regional Aquifer Systems

Analysis), desenvolveu um modelo numérico (Luckey and Becker, 1999 apud

Sophocleous, 2005) do sistema aqüífero High Plains, em diferenças finitas, usando o

programa MODFLOW (McDonald and Harbaugh, 1988). O modelo, desenvolvido

em 2D, com apenas uma camada, foi calibrado para condições pré-explotação (antes

de 1946), em regime permanente, e pós-explotação (1946 a 1997), em condições

transientes.

52

A área modelada foi subdividida em duas classes de recarga baseadas no tipo de

solo. A simulação correspondente à fase de explotação do aqüífero foi feita para

cinco períodos de desenvolvimento, tomando por base um valor de bombeamento

constante, correspondente à média em cada período, e considerando a recarga

induzida pela irrigação. Foi simulado um cenário de bombeamento, no período de

1998 até 2020, utilizando a vazão média bombeada entre 1996 e 1997, que indicou

um decréscimo de mais de 30 m dos níveis potenciométricos do aqüífero. O balanço

de massa indicou um decréscimo de 60,4 Km3 para este período. O estudo concluiu

que os agricultores vêm bombeando água do aqüífero em uma taxa que excede de 12

a 40 vezes a recarga.

3

O caso da Bacia Hidrográfica do Rio São Domingos, sub-bacia de Barro Branco

3.1

Bacia Hidrográfica do Rio São Domingos

3.1.1

Localização

A bacia hidrográfica do rio São Domingos possui uma área de 280 Km2 e está

localizada na região noroeste do Estado do Rio de Janeiro, aproximadamente entre as

coordenadas geográficas 21o15’ e 21o30’ S e 41º47’ e 42º04’ W (Figuras 1 e 2).

Abrange a totalidade do município de São José de Ubá e parte do município de

Itaperuna. O rio São Domingos é afluente do rio Muriaé, que por sua vez, é afluente

do rio Paraíba do Sul.

3.1.2 Clima

O tipo climático predominante na região noroeste fluminense é o Aw, tropical

seco de Köppen (1948), a temperatura média anual varia entre 23 e 25ºC e a

precipitação pluviométrica média varia entre 1000 e 1200 mm anuais. Ocorrem

anualmente 4 a 6 meses de seca, ou seja, com precipitação inferior a 60 mm

(Lumbreras et al. 2004). A precipitação pluviométrica média anual na bacia

hidrográfica do rio São Domingos é de 1171,8 milímetros, sendo dezembro o mês

mais chuvoso, com média de 218,8 mm (representando 19% da precipitação anual), e

54

julho o mês de menor precipitação (Gonçalves et al. 2006). Na bacia hidrográfica do

São Domingos a temperatura média anual, nas altitudes entre 80 e 360 m, varia entre

22 e 24oC, com média de 23,3o C. Nas altitudes entre 360 e 920 m a temperatura

média anual varia de 18,6 e 22,3°C, com média de 21,3°C

Figura 1 – Localização da bacia do rio São Domingos no Estado do Rio de janeiro

Figura 2 – Municípios abrangidos pela bacia do rio São Domingos e seus municípios vizinhos, região Noroeste Fluminense.

55

3.1.3

Geologia

3.1.3.1

Geologia Regional

O Estado do Rio de Janeiro está inserido em uma entidade geotectônica

denominada Sistema Orogênico Mantiqueira, ou Província Mantiqueira, (Almeida et

al. 1977; 1981), que se estende como uma faixa de direção NE-SW, paralelamente ao

litoral do sudeste e sul do país. Ocupa uma área com cerca de 700.000 Km2, 3.000 km

de extensão e 200 km de largura média, que vai do paralelo 33oS, no Uruguai, até o

paralelo 15oS, no sul do estado da Bahia. O Sistema Orogênico Mantiqueira se

formou durante a Orogenia Brasiliana, entre o Neoproterozóico e o Ordoviciano. Esta

Orogênese foi responsável pela aglutinação de parte do Continente Gondwana

Ocidental, e resultou na formação de diversos orógenos que se distribuem ao longo da

borda sudeste do Cráton do São Francisco (Trouw et al. 2000). A Faixa Ribeira,

entidade geotectônica onde a área de estudo se insere, constitui um desses orógenos, e

se estende por cerca de 1400 km, apresentando uma tendência estrutural de direção

NE-SW e distribuindo-se paralelamente à costa, pelos estados do Paraná, São Paulo,

Minas Gerais, Rio de Janeiro e Espírito Santo.

A Orogenia Brasiliana envolveu um conjunto de colisões sucessivas,

essencialmente diacrônicas ao longo do sistema orogênico, deste modo a Faixa

Ribeira foi formada pela atuação de alguns estágios colisionais Brasilianos,

registrados no sul-sudeste brasileiro (Heilbron et al. 2004). A porção central da Faixa

Ribeira, onde o Estado do Rio de Janeiro está localizado, foi dividida por Heilbron et

al. (2004) em cinco compartimentos tectônicos, separados entre si por suturas, que

correspondem a empurrões ou zonas de cisalhamento de alto ângulo: Os Terrenos

Ocidental, Oriental, Paraíba do Sul, Embu e Cabo Frio. Estes compartimentos

tectônicos possuem associações litológicas, metamorfismo e comportamentos

estruturais distintos (Heilbron & Machado, 2003). No Noroeste Fluminense ocorrem

rochas que pertencem aos Terrenos Ocidental e Oriental, separadas por uma

56

complexa zona de cisalhamento definida por Almeida et al., 1998 como Limite

Tectônico Central (Central Tectonic Boundary).

Segundo Tupinambá et al. 2006, o curso do rio São Domingos, ao longo de

quase toda a bacia, está encaixado no contato entre os Terrenos Oriental e Ocidental,

e, portanto, no Limite Tectônico Central. No Terreno Ocidental ocorre o Domínio

Tectônico Juiz de Fora, caracterizado pela constante presença de foliação milonítica e

pelo imbricamento de camadas e lentes de para e orto-gnaisses, limitados por falhas

de empurrão verticalizadas e com vergência para NW. O Terreno Oriental está

representado pelo Domínio Tectônico Cambuci, caracterizado por dobramentos

verticais de grande amplitude, atitude subvertical da foliação e alto grau de

metamorfismo em para e orto-gnaisses (Tupinambá et al. 2006).

3.1.3.2

Geologia Local

Na Figura 3 é apresentado o mapa geológico da Bacia do Rio São Domingos,

elaborado para o Projeto PRODETAB/Aqüíferos (Embrapa Solos) pelo DRM

(Departamento de Recursos Minerais do Estado do Rio de Janeiro) e a UERJ,

Universidade Estadual do Rio de Janeiro (DRM/UERJ, 2006).

Ao norte do curso do rio São Domingos ocorrem as rochas do Domínio

Tectônico Juiz de Fora, distribuídas sob a forma de lentes alternadas de rochas

miloníticas do Complexo Juiz de Fora e granada biotita gnaisses (paragnaisses), que

fazem contato entre si através de falhas de empurrão.

Na porção sul da bacia predominam leucocharnockitos, ocorrendo

subordinadamente, anfibolitos, mármores e gnaisse migmatítico, pertencentes ao

Domínio Tectônico Cambuci (Tupinambá et al., 2006).

A seguir será feita uma breve descrição dos tipos litológicos que ocorrem na

bacia, em cada domínio tectônico, de acordo com o mapeamento geológico

executado.

57

Terreno Ocidental – Domínio Tectônico Juiz de Fora

Complexo Juiz de Fora

As rochas do Complexo Juiz de Fora ocorrem em uma ampla área no setor

central da Faixa Ribeira, desde o vale do Rio Paraíba do Sul até a Zona da Mata

Mineira (Machado et al. 1983). Datações com U - Pb indicaram idades de formação

destas rochas entre 2,4 e 2 Ga. Na área de estudo ocorrem rochas com metamorfismo

de alta temperatura e coloração esverdeada a escura (granulitos), classificadas como

enderbitos e charnockitos gnaissificados, com textura média a grossa, e composição

variando entre gabros, dioritos, tonalitos e granodioritos. Possuem composição

mineralógica de ortopiroxênio (hiperstênio), pouca biotita e hornblenda, quartzo

acima de 20% e concentração variada de feldspato potássico e plagioclásio

(Tupinambá et al. 2006).

Granada leucogranitos a leucocharnickitos

Estes tipos litológicos ocorrem sob a forma de corpos descontínuos ao longo

dos contatos entre as rochas do Complexo Juiz de Fora e do Grupo Andrelândia.

Apresentam-se foliados, com ortopiroxênio e/ou biotita. Foram estimadas idades

entre 585 e 570 Ma em corpos correlatos.

Grupo Andrelândia

O Grupo Andrelândia é composto por uma associação de gnaisses de origem

sedimentar e composição pelítica a semi-pelítica. Possui idade entre 1,0 e 0,79 Ma. A

composição mineralógica principal é constituída por granada, biotita, sillimanita,

quartzo plagioclásio e K-felsdspato. Podem ocorrer, como minerais acessórios,

zircão, turmalina, rutilo e apatita. A ocorrência eventual de ortopiroxênio é um

indicador de metamorfismo de alta temperatura. São freqüentes as texturas

migmatíticas e também a ocorrência de bancos métricos de quartzitos e gonditos, e de

lentes de rochas calcissilicáticas de cor verde (Tupinambá et al. 2006).

58

Terreno Oriental – Domínio Tectônico Cambuci

Rochas metassedimentares

Trata-se de um conjunto de rochas metassedimentares composto por biotita

gnaisses bandados, localmente com granada e sillimanita e lentes de mármore

dolomítico. Texturas migmatíticas ocorrem com muita freqüência, com alta

proporção de veios leucossomáticos esverdeados e com ortopiroxênio (Tupinambá et

al., 2006).

Leucocharnockitos

Essas rochas foram interpretadas como originadas da fusão parcial do conjunto

metassedimentar. O modo predominante de ocorrência é sob a forma de uma rocha

leucocrática homogênea, de composição granítica a granodiorítica, com cristais

isolados de biotita, piroxênio e anfibólio. Seus planos de foliação se desenvolvem

com maior intensidade nas proximidades das zonas de cisalhamento, e são

constituídos por lâminas submilimétricas de biotita e opacos, fitas de quartzo de

comprimento centimétrico e por domínios quartzo-felspáticos (Tupinambá et al.

2006). Ocorrem enclaves de rochas mais refratárias em seu interior, como biotitito

com granada, rochas calcissilicáticas, granada gnaisses quartzosos e rochas básicas, o

que reforça a origem desta rocha granitóide como produto de fusão parcial do

conjunto metassedimentar (DRM/UERJ, 2006). Segundo Tupinambá et al. 2006, esta

unidade pode ser considerada como uma rocha quartzo-feldspática homogênea, salvo

quando ocorre grande número de enclaves. O autor observou ainda que esta unidade

apresenta-se com um elevado nível de alteração e que, apesar de não possuir uma

porcentagem significativa de minerais micáceos, possui uma foliação pronunciada,

sob a forma de fitas de quartzo e feldspato, em decorrência do seu caráter milonítico.

Outras litologias

No Domínio Cambuci ocorrem também corpos lenticulares alongados de

mármores dolomíticos, localmente com diopsídio e forsterita, e lentes de anfibolito

(Tupinambá et al., 2006).

Figura 3 – Mapa Geológico da Bacia do Rio São Domingos

60

3. 1.4

Geomorfologia

A bacia hidrográfica do rio São Domingos encontra-se inserida no Domínio

Geoambiental Norte-Noroeste Fluminense (Dantas et al. 2001), cuja geomorfologia

foi descrita pelo autor como uma grande depressão interplanáltica, alternada com

alinhamentos serranos escalonados. Faz limite ao sul com o Planalto da Região

Serrana e Serra dos Órgãos e ao norte com o Planalto do Alto Itabapoana. Ao leste é

limitada pela Baixada Campista e pelos tabuleiros da Formação Barreiras e a oeste

apresenta continuidade com a Zona da Mata mineira, que mantém feições similares.

A Depressão Interplanáltica do Norte-Noroeste Fluminense é caracterizada por

um contraste brusco entre as feições homogêneas de colinas, morros e morrotes, e os

alinhamentos serranos elevados. O relevo apresenta-se alinhado com direção

predominante de WSW-ENE, que é marcante na região noroeste do Rio de Janeiro,

mantendo semelhanças com o alinhamento das cristas encontradas no médio Vale do

Paraíba do Sul (Dantas et al. 2000). Os terrenos colinosos apresentam uma baixa

amplitude de relevo, enquanto os alinhamentos de cristas serranas apresentam uma

elevada amplitude, sendo bastante comuns ao longo do interior do Estado do Rio de

Janeiro (Dantas et al. 2000)

Na bacia do São Domingos as áreas planas apresentam elevações em torno de

100 m e as áreas mais elevadas alcançam 1000 m de altitude, correspondendo a

encostas extremamente íngremes. No entanto 84,12% da área da bacia se encontra em

altitudes que variam de 80 a 300 m, com uma elevação média de 216,92 m (Bhering,

2007).

3.1.5

Solos

Lumbreras et al., 2004, em seu estudo sobre os domínios pedoambientais da

região noroeste fluminense, observou que os solos apresentam um acentuado

gradiente textural e horizonte B de cores vivas, com estrutura em blocos e cerosidade

61

bem desenvolvida. Predominam os Argissolos Vermelhos e Vermelho-Amarelos e,

com menor freqüência, ocorrem solos hidromórficos nas áreas de várzea. Observou

ainda que a topografia, bastante variável, exerce influência sobre as características

dos solos, sendo os relevos mais rebaixados, de conformação suave e contíguos às

baixadas, dominados por Argissolos com elevado gradiente textural (em geral

abruptos), estando associados a Gleissolos e, menos frequentemente, Planossolos nas

áreas de baixada. Nas áreas mais íngremes, relacionadas aos relevos serranos

residuais, predominam Argissolos Vermelhos e Vermelho-Amarelos, às vezes

associados a afloramentos de rocha. Na Figura 4 é apresentado o mapa pedológico da

bacia do São Domingos.

3.1.6

Uso e Ocupação da Terra

A bacia hidrográfica do rio São Domingos está localizada em uma área

intensamente desmatada em função da forte ocupação do espaço agrícola que ocorreu

desde o início da colonização do país (Lumbreras et al., 2003). Segundo o autor, a

cobertura florestal, que corresponde a remanescentes da Mata Atlântica, ocupa apenas

9,64% da área da região Norte-Noroeste Fluminense, sendo este o maior percentual

de desmatamento dentre os Domínios Geoambientais do Estado do Rio de Janeiro. A

região apresenta ainda uma elevada vulnerabilidade natural das terras aos processos

erosivos, condicionada principalmente pelo relevo acidentado e presença de solos

com elevado gradiente textural. A reduzida cobertura vegetal e a utilização de

práticas inadequadas de manejo do solo acentuaram a vulnerabilidade à erosão

conduzindo a região a uma situação bastante grave no que se refere à degradação

ambiental (Carvalho et al., 2000 apud Lumbreras et al., 2003). Esta situação motivou

o desenvolvimento de diversos projetos e estudos na região noroeste fluminense que

buscaram determinar as condicionantes físicas e sócio-econômicas do problema e

propor alternativas de recuperação ambiental.

O projeto RADEMA, “Sistemas pastoris sustentáveis utilizando práticas de

plantio direto para recuperação de áreas degradadas em relevo movimentado do

62

Bioma Mata Atlântica na Região Noroeste do Estado do Rio de Janeiro”,

desenvolvido pela Embrapa Solos em parceria com a PESAGRO, EMATER Rio,

REBRAF e UFRRJ, foi idealizado com o objetivo de buscar alternativas sustentáveis

para recuperação de áreas degradadas sob pastagens em relevo movimentado, através

da introdução, adaptação e transferência de técnicas de plantio direto por meio do

estabelecimento de pólos irradiadores destas tecnologias.

O projeto Gestão Participativa da Sub-bacia do Rio São Domingos, RJ

(Geparmbh), CT-Hidro/FINEP (2003), promoveu diversos estudos e atividades com o

intuito de conhecer e estudar os problemas socioeconômico-ambientais da bacia do

rio São Domingos. Assim, buscou desenvolver ações integradas e participativas com

a comunidade local, no nível de bacia hidrográfica, introduzindo técnicas

conservacionistas e conscientizando-a sobre os problemas de degradação ambiental.

A partir da experiência adquirida no projeto RADEMA, implantou as chamadas

UPEPADEs (unidades de pesquisa participativa e demostrativa) em áreas de

produtores locais, onde foram aplicadas diversas técnicas de conservação de solo e

água. As atividades incluíram o monitoramento e modelagem hidrológica (Moraes,

2007), execução de ensaios de infiltração, determinação da capacidade de campo

(Oliveira, 2005) e levantamento das características físico-hídricas dos solos (Ottoni,

2005) das micro-bacias de Santa Maria e Cambiocó.

O projeto PRODETAB/Aqüíferos “Planejamento conservacionista das terras e

modelagem preditiva de sistemas aqüíferos do cristalino para a recarga hídrica em

bacias hidrográficas de relevo acidentado” do qual a presente Tese é parte

integrante, teve por objetivo, de forma geral, desenvolver um modelo preditivo da

oferta hídrica em cenários futuros, que auxiliasse na tomada de decisão de

intervenções conservacionistas nas zonas rurais, no sentido de otimizar a recarga de

aqüíferos em bacias do cristalino. O projeto envolveu: zoneamento agropedoclimático

e diagnóstico participativo do potencial agrosocioeconômico da bacia hidrográfica do

rio São Domingos; monitoramento integrado dos recursos hídricos e definição das

zonas de recarga dos aqüíferos; avaliação de práticas conservacionistas visando o

aumento de infiltração nas zonas de recarga do aqüífero e modelagem numérica da

dinâmica hidrológica superficial e sub-superficial, associada às diferentes formas de

63

intervenção no uso do solo. O mapeamento do uso e ocupação da terra na bacia do rio

São Domingos foi executado no âmbito do projeto (Fidalgo et al. 2005 e 2006), tendo

sido individualizadas as seguintes classes (Figura 5):

� Pastagem – São as áreas cobertas por pastagem sob diferentes manejos,

incluindo pasto sujo. É a classe predominante na bacia, correspondendo a

88,30% de sua área.

� Ocupação Urbana – Área ocupada pela sede do município de São José de

Ubá, sendo a de maior densidade populacional na bacia hidrográfica do rio

São Domingos. Corresponde a 0,14% da área da bacia.

� Vegetação Natural – São áreas cobertas por remanescentes da vegetação

natural, correspondendo, em sua maioria, a pequenas manchas de vegetação.

A maior área contínua de vegetação natural ocorre a oeste da bacia,

abrangendo 480 hectares. Esta classe ocupa 9,24% da área total da bacia.

� Solo Exposto - São as áreas sem cobertura vegetal, incluindo aquelas

preparadas para cultivo, áreas erodidas e áreas sob atividade mineradora.

Correspondem a 0,73% da área da bacia.

� Afloramento rochoso – Esta classe corresponde a 0,65% da área da bacia. Os

afloramentos geralmente ocorrem em áreas de relevo acidentado e alta

declividade, inclusive nas proximidades dos divisores de água da bacia do São

Domingos.

� Água – São as áreas ocupadas por lagos e represas, perfazendo 0,20% de toda

a área da bacia.

Segundo Fidalgo et al. 2006, as áreas cultivadas correspondem a pequenas

parcelas de cultivo, distribuídas de maneira não uniforme na bacia. As principais

64

culturas de inverno são o tomate e o pimentão, que totalizaram 161,73 hectares no

inverno de 2004. As culturas de verão são o milho e o arroz, tendo sido cultivados ao

todo 196,55 hectares no verão de 2004/2005. A lavoura do tomate ganha destaque na

região, correspondendo a 38% da produção do Estado, onde São José de Ubá é,

atualmente, o maior produtor (Bhering, 2007).

A ausência de práticas conservacionistas e o aumento de consumo de água

desde a década de 50, devido ao cultivo do tomate, associados às vazões

inexpressivas do rio São Domingos foram determinantes para a geração de problemas

de disponibilidade hídrica, caracterizando a bacia do rio São Domingos como uma

das regiões mais secas e degradadas do Rio de Janeiro (Silva et al. 2005 apud

Bhering, 2007). Apenas 35,7% dos domicílios do Município de São José de Ubá têm

acesso à rede de distribuição de água, 57,4% têm acesso à água através de poço ou

nascente e 6,9% têm outra forma de acesso. O volume total de água distribuído

recebe tratamento convencional, alcançando 596 m3/d (Bhering, 2007).

65

Figura 4 – Mapa Pedológico da Bacia do Rio São Domingos

66

Figura 5 - Mapa de Uso da Terra da Bacia do Rio São Domingos

67

3.2

Micro-bacia de Barro Branco

3.2.1

Descrição da área

A micro-bacia de Barro Branco se encontra na vertente norte do rio São

Domingos e ocupa uma área de 5,47 Km2. Possui relevo colinoso, com altitudes

variando entre 123 e 396 m, como se pode observar no modelo digital de elevação

(Figura 6). É drenada por dois córregos periódicos (valões), por sua vez alimentados

por pequenos córregos, periódicos e intermitentes. Os rios e córregos se encontram

represados em diversos locais, formando uma seqüência de pequenos lagos por toda a

bacia. A Figura 7 é uma imagem LANDSAT TM 7+ com a localização da micro-

bacia de Barro Branco em relação à bacia do rio São Domingos e aos rios Pomba,

Muriaé e Paraíba do Sul. Observa-se na imagem a ausência de matas e florestas, com

exceção de pequenas manchas, e a forte estruturação geológica nas direções NE e

NW, condicionando os cursos dos rios Pomba, Muriaé e Paraíba do Sul, bem como

do rio São Domingos.

3.2.2

Geologia

A micro-bacia de Barro Branco está inserida no Domínio Tectônico Juiz de

Fora, predominando em sua área os gnaisses charnockíticos e enderbitos (Figura 8).

Estas rochas fazem contato com granada biotita gnaisses do Grupo Andrelândia

através de falhas de empurrão e de zonas de cisalhamento. As rochas na bacia se

encontram intensamente intemperizadas, ocorrendo afloramentos apenas no alto das

encostas e elevações. As principais direções de fraturas e descontinuidades são as

direções NE e NW. A direção NE é concordante com a foliação metamórfica

milonítica e com a direção de cisalhamento regional. A falta de afloramentos

68

Figura 6 – Modelo Digital de Elevação da micro-bacia de Barro Branco

69

Figura 7 - Imagem LANDSAT com a localização da Bacia do São Domingos e da micro-bacia de Barro Branco

70

Figura 8 – Mapa Geológico da Micro-Bacia de Barro Branco

71

dificultou a caracterização das descontinuidades dentro da bacia, mas pôde-se

observar que os vales e áreas de baixadas foram fortemente condicionados pelas

estruturas, como demonstram afloramentos intensamente intemperizados em leitos de

estradas e próximos às drenagens. Os afloramentos no alto das encostas e elevações

não apresentam fraturamento expressivo.

O mapeamento geológico executado pela UERJ/DRM para o Projeto

PRODETAB/Aqüíferos não obteve nenhuma medida de atitude estrutural de fraturas

ou descontinuidades dentro da micro-bacia, provavelmente em razão da falta de

afloramentos rochosos. Porém, medidas de fraturas e descontinuidades tomadas na

bacia do São Domingos e entorno da bacia de Barro Branco indicaram três principais

famílias de fraturas (Silva Filho, 2005). A primeira possui direção SW-NE e

corresponde ao plano da foliação milonítica, sendo a atitude regional da foliação

metamórfica. O mergulho possui direção e ângulo com valores médios de 134o e 70o

respectivamente. A segunda família é sub-horizontal, com atitude E-W e mergulho

com valores médios de direção e ângulo de 345o e 16o respectivamente. A terceira

família é sub-vertical, sendo o mergulho de 85o em média e com valor médio de 222o

de direção. Ocorrem fraturas com atitude SW-NE e mergulhos de baixo ângulo,

associadas aos empurrões. O córrego Ferreira, afluente do córrego Barro Branco, se

encontra encaixado em uma destas estruturas, que se estende para além da micro-

bacia, e cuja atitude é de 313o/17o. Todas as famílias de fraturas se interceptam, sendo

que a família sub-horizontal não é tão freqüente quanto as de direção NE e NW.

Foram executadas investigações geofísicas no vale principal da micro-bacia

(córrego Barro Branco), usando a técnica do caminhamento elétrico. Na figura 9 é

apresentada a localização dos perfis de direção NW-SE, executados de forma a

interceptar a direção estrutural NE, de expressão regional. Os resultados indicaram a

existência de zonas de alta condutividade, com 30 a 50 m de largura, se estendendo

até pelo menos 30 m de profundidade (limite de resolução do método empregado).

Indicaram também que a espessura do depósito aluvionar varia de 2 a 12 m (Figuras

10 e 11). Estas zonas de baixa resistividade corresponderiam a zonas de fraturas com

atitude sub-vertical, que se estenderiam em profundidade. Na figura 12 é apresentada

a delimitação da zona de fratura definida pelos perfis de resistividade.

72

Figura 9 – Localização dos caminhamentos elétricos na bacia de Barro Branco (extraído de Ferreira et al., 2007)

73

Figura 10 – Modelo inverso final, 2D, do Perfil 1, com a identificação do condutor superficial e de uma zona verticalizada de baixa resistividade no extremo SE do perfil (extraído de Ferreira et al. 2007)

Figura 11 - Modelo inverso final, 2D, do Perfil 2, com a identificação do condutor superficial e de uma zona verticalizada de baixa resistividade no interior e no extremo SE do perfil (extraído de Ferreira et al. 2007).

74

Figura 12 - Correlação das inversões 2D com a delimitação das zonas de fratura (modificado de Ferreira et al.2007)

P3

P1

P2

75

O resultado da geofísica indicou estruturas em conformidade com a atitude

regional de cisalhamento e com a foliação milonítica de direção NE. Outro resultado

importante foi a delimitação da cobertura aluvionar, que apresentou uma espessura

média de 5 m.

Através da interpretação da imagem LANDSAT no programa ArcGis (ESRI),

de aerofotos em escala 1:24.000 e com o suporte das investigações geofísicas, foram

traçadas três famílias de zonas de fratura (Figura 13). A família de direção NE-SW,

como referida anteriormente, corresponde à direção regional das estruturas de

cisalhamento e à própria foliação metamórfica. As fraturas associadas a esta direção

são decorrentes do retrabalhamento destas zonas de fraqueza durante os diversos

eventos tectônicos que se seguiram à Orogênese Brasiliana. A família de direção

NW-SE é regionalmente associada à tectônica distensiva sofrida pela Faixa Ribeira

quando da abertura do Oceano Atlântico. Os dados de capacidade específica de poços

captando este sistema, em outras regiões do Estado, indicam a sua maior

produtividade, sendo considerado como o sistema de fraturas mais importante para a

exploração de água subterrânea nos aqüíferos cristalinos do Rio de Janeiro. As

estruturas de direção E-W, possuem atitude sub-horizontal e promovem uma maior

interconectividade entre os dois sistemas descritos anteriormente. Infelizmente a

ausência de sondagens físicas na área impossibilitou uma melhor caracterização do

comportamento das estruturas em profundidade, e, especialmente, a investigação da

continuidade do sistema sub-horizontal.

76

Figura 13 – Zonas de fraturas delimitadas em imagem LANDSAT e aerofotos

77

3.2.3

Solos

Na figura 14 é apresentado o mapa de solos simplificado da bacia de Barro

Branco, apenas com as classes maiores. Predominam os Argissolos Vermelhos e

Vermelho-Amarelos. A área de baixada e a planície de inundação dos dois córregos

que drenam a bacia é ocupada por Gleissolos, e os afloramentos de rocha ocorrem no

alto das encostas e elevações. Neste mapa, executado pelo projeto

PRODETAB/Aqüíferos, foram individualizadas duas classes de solos que não foram

descritas no mapa de solos da bacia do Rio São Domingos (de escala mais

generalizada): Nitossolos e Luvissolos. Os Nitossolos são solos que tem origem na

alteração de rochas básicas e os Luvissolos são comparáveis aos Argissolos, diferindo

destes pela presença de argila de alta atividade. Estes solos estão provavelmente

relacionados aos charnockitos e enderbitos de composição básica do Complexo Juiz

de Fora, que ocorrem na bacia de Barro Branco.

3.2.4

Uso da Terra

A micro-bacia de Barro Branco possui 94,68% de sua área ocupada por

pastagens, 5,09% por vegetação natural alterada e 0,23% por solo exposto (Figura

15), sendo bastante representativa do processo de degradação ambiental em curso no

Noroeste Fluminense. As principais culturas de inverno são o tomate e o pimentão, e

as culturas de verão são o arroz e o milho (Fidalgo et al. 2006). A avaliação do

impacto de diversas práticas de manejo da terra e da água no comportamento

hidrológico dos solos foi feita por Bhering, 2007, na bacia de Barro Branco. A

pesquisa mostrou um aumento de cerca de 50% na produção de tomate quando

adotadas técnicas conservacionistas de uso do solo e de irrigação (plantio direto e

gotejamento) provando que estas práticas podem contribuir na busca da

sustentabilidade ambiental das culturas do noroeste fluminense.

78

Figura 14 – Mapa de Solos da Micro-bacia de Barro Branco

79

Figura15 – Mapa de Uso da Terra da Micro-bacia de Barro Branco

4

Metodologia

A metodologia empregada na avaliação da recarga e sustentabilidade de exploração

de recursos hídricos subterrâneos da micro-bacia de Barro Branco encontra-se resumida

no fluxograma abaixo (Figura 16). O entendimento do sistema hidrogeológico formado

pela micro-bacia partiu da construção do modelo conceitual de fluxo com dados

geológicos e fisiográficos. O modelo conceitual foi determinante para a seleção e

aquisição de parâmetros de alimentação do modelo numérico e para a escolha do

programa FEFLOW (Diersch, 1998), utilizado na modelagem numérica. As etapas

indicadas no fluxograma estão descritas em detalhe nos Capítulos 5, 6 e 7, que tratam,

respectivamente, do modelo conceitual, modelo numérico e cenários simulados de

explotação de água subterrânea na Bacia de Barro Branco. A metodologia empregada é

descrita a seguir.

81

Figura 16 - Esquema geral da metodologia empregada na avaliação de recarga e sustentabilidade da micro-bacia de Barro Branco.

Geologia, ambiente tectônico, estruturas, topografia, hidrografia

Modelo conceitual

Base de dados de rochas fraturadas

Modelo numérico

Calibração

Análise de sensibilidade

Simulação de cenários de

explotação de água subterrânea

Balanços de massa e estabelecimento de

vazões sustentáveis de explotação na micro-bacia hidrográfica do córrego Barro Branco

Níveis d’água em poços, dados de precipitação, medição de

vazões

Relevo, pedologia, uso da terra, dados de retenção dos solos

82

4.1

Modelo conceitual

O modelo conceitual hidrogeológico da micro-bacia de Barro Branco foi concebido

a partir do conhecimento da geologia regional, e do mapeamento geológico de detalhe

executado na bacia do Rio São Domingos pela Faculdade de Geologia da UERJ

(Universidade do estado do Rio de Janeiro), em conjunto com o DRM (Departamento de

Recursos Minerais do Estado do Rio de Janeiro). Neste mapeamento foram definidas as

unidades estratigráficas e o contexto geotectônico da área, e identificadas as principais

estruturas, zonas milonitizadas e zonas de cisalhamento. Esta informação foi organizada

em ambiente SIG (ArcGIS/ESRI)), onde as zonas de fraturas e os lineamentos existentes

na área da bacia de Barro Branco foram identificados através da interpretação de imagem

de satélite LANDSAT TM 7+, com resolução de 14,5 m.

Toda esta informação deu suporte para a delineação das unidades

hidroestratigráficas do modelo, aqui chamadas de hidroestruturais, já que a principal

característica definidora do potencial hidrogeológico das rochas é a presença de

descontinuidades, fraturamento e milonitização. As condições de contorno, como os

limites da micro-bacia e os corpos d’água superficiais, foram definidas com o uso de uma

planta topográfica em escala 1:10.000, gerada no projeto PRODETAB/Aqüíferos. A

topografia foi levantada através da restituição de ortofotos, tendo sido geradas curvas de

nível com eqüidistância de 5 m e realizado um levantamento detalhado da hidrografia,

com classificação dos córregos (em temporários ou periódicos) e delimitação das

barragens.

4.2

Modelo numérico

Uma vez definidas as unidades hidroestruturais e as condições de contorno foi

iniciada a construção do modelo numérico em 3D da bacia de Barro Branco. O programa

escolhido foi o FEFLOW – Finite Element Subsurface Flow and Transport Simulation

System (Diersch, 1998), de modelagem numérica de fluxo e transporte subterrâneos. Este

83

programa foi escolhido por usar o método de elementos finitos, que é mais versátil para

lidar com geometrias complicadas e contornos irregulares, condições de contorno

internas ao domínio, como rios ou zonas de falha, níveis d’água dinâmicos (Anderson &

Woessner, 2002) e por suportar bem malhas pesadas, com grande número de elementos,

necessárias para a modelagem de problemas como bacias de drenagem. Outra razão para

a escolha deste código foi a possibilidade que ele oferece de acoplamento do fluxo não

saturado, através do perfil do solo, com o fluxo saturado, permitindo assim a avaliação da

recarga direta através dos diferentes tipos de solo que ocorrem na bacia e uma

distribuição de carga hidráulica mais acurada, por considerar o fluxo não saturado. Outra

vantagem do programa é a possibilidade de importação de dados espaciais no formato

shape (ESRI) diretamente, permitindo que a construção do modelo conceitual seja feita

totalmente em ambiente GIS e que, posteriormente, os limites do domínio, as

propriedades hidráulicas e condições de contorno sejam transferidas diretamente para o

FEFLOW.

Foram feitas, a princípio, simulações de fluxo saturado em regime permanente.

Posteriormente, foram introduzidos os parâmetros de fluxo não saturado dos solos e o

regime transiente, com base nos dados de precipitação medidos em Barro Branco de

janeiro de 2006 a julho de 2007. Por último foram feitas simulações utilizando dados de

precipitação e vazão da Estação de Cardoso Moreira, no rio Muriaé, de um período de 20

anos, de janeiro de 1988 a dezembro de 2007.

4.2.1

Malha de Elementos Finitos

A malha 3D de elementos finitos foi gerada automaticamente, no módulo de

geração de malhas do programa, usando o gerador TMesh. O tipo de elemento utilizado

foi o prisma triangular de 6 nós. A malha final do modelo ficou com 282.576 elementos e

155.272 nós.

84

4.2.2

Dados de entrada

O modelo foi alimentado com dados gerados nos projetos RADEMA e

PRODETAB/Aqüíferos, e com dados hidrológicos fornecidos pela ANA (Agência

Nacional de Águas) e CPRM/SGB (Companhia de Pesquisa de Recursos

Minerais/Serviço geológico do Brasil). Os dados espaciais foram organizados sob a

forma de mapas no ArcGIS, gerando arquivos do tipo shape que foram lidos diretamente

pelo FEFLOW. O domínio foi construído com os dados de hipsometria da bacia de

Barro Branco, levantados pelo projeto PRODETAB/Aqüíferos. As curvas de nível foram

importadas para o ArcGIS, transformadas em pontos e exportadas como shape para o

FEFLOW. O relevo foi então interpolado através do spline Akima (Akima, 1978), umas

das opções de interpolação oferecidas pelo programa.

A linha dos divisores de água da bacia, que é o próprio limite do domínio, foi

definida como condição de contorno de 2o tipo (condição de Neumann, fluxo imposto)

com fluxo igual a zero. Os córregos também foram transformados em arquivos de pontos,

dentro do ArcGIS, a partir dos arquivos shape de linha do levantamento topográfico. As

cotas foram interpoladas através da interseção destes pontos com o modelo digital de

elevação. O arquivo de pontos assim gerados, representando os córregos, com as

coordenadas x e y correspondentes às coordenadas UTM E e N, e a coordenada z

correspondente à cota altimétrica, foi aberto pelo FEFLOW e também interpolado

(Akima) para gerar a distribuição de cotas ao longo das drenagens. Os rios foram

inseridos como condição de contorno do 1o tipo (condição de Dirichlet, carga imposta) e

3o tipo (condição de Cauchy, transferência), usando as cotas interpoladas como carga de

referência. As elevações correspondentes à lâmina d’água dos córregos foram variadas

(respeitando o gradiente resultante da interpolação do MDE) alguns metros acima e

abaixo, durante os processos de calibração e análise de sensibilidade do modelo.

A recarga foi inserida como fluxo em toda a superfície do domínio. As classes de

recarga foram definidas no ArcGIS a partir da reclassificação do mapa de solos, usando

as classes de relevo identificadas. O arquivo de polígonos gerado (shape) foi lido

diretamente pelo FEFLOW. Nas simulações transientes foi associada a cada classe uma

85

função de fluxo variando com o tempo, de acordo com dados de precipitação diários ou

mensais.

Os parâmetros de retenção dos solos existentes na área foram levantados pelo

Projeto RADEMA (Lumbreras et al, 2006, Carvalho Filho et al. 2008), tendo sido

adicionada uma nova coluna, para cada parâmetro, à tabela de atributos do arquivo shape

de solos. Novamente este arquivo foi lido diretamente pelo FEFLOW.

O uso da terra é muito uniforme na bacia de Barro Branco, sendo quase toda sua

área ocupada por pastagens. Não houve, portanto, nenhuma diferenciação da área da

bacia quanto ao parâmetro evapotranspiração, sendo o mesmo considerado constante para

toda a bacia.

As unidades hidroestruturais foram delimitadas dentro do ArcGIS, tendo sido

criado um mapa a partir da geologia e da definição das zonas de fratura, com as classes

aluvião, rocha alterada, zonas de fraturas e maciço cristalino. A cada classe foram

associados valores de condutividade hidráulica que variaram com a profundidade. Nas

simulações não saturadas, a camada superficial do modelo, com 5 m de espessura,

representou os solos e coberturas superficiais. A classe aluvião teve a condutividade

hidráulica calculada a partir da curva de retenção dos gleissolos da região.

4.2.3

Base de Dados de Rochas Fraturadas

A base de dados de rochas fraturadas está sendo construída com dados de ensaios

de permeabilidade executados em maciços fraturados de diversos locais, incluindo dados

do Canadá, Escandinávia, Estados Unidos, França, Inglaterra e Suíça. Os dados

pertencem a projetos de pesquisa de maciços fraturados para construção de repositórios

de rejeitos radioativos, mineração e construção civil. Os diversos sítios estão sendo

separados por tipo litológico e ambiente tectônico, e os resultados dos ensaios de

permeabilidade tabelados por faixas de profundidade. O objetivo é gerar distribuições de

condutividade hidráulica para diferentes faixas de profundidade, de forma a avaliar o

comportamento da condutividade hidráulica em função do tipo litológico e ambiente

tectônico (zonas de fraturas, cisalhamento, intrusões sin-orogênicas, tardi-orogênicas,

86

pós-orogênicas, presença de grabens, empurrões, etc.) bem como a sua variação em

relação à profundidade.

4.2.4

Dados Hidrológicos

Os dados hidrológicos de precipitação e vazão utilizados no modelo foram obtidos

nas estações instaladas em Barro Branco pelo Projeto PRODETAB/Aqüíferos (uma

estação pluviométrica e duas fluviométricas), operadas pela Ebrapa Solos. Foram obtidos

dados no período de 6/1/2006 a 31/7/2007, que foram usados para calibrar o modelo.

Posteriormente foram introduzidos dados de precipitação e vazão da estação de Cardoso

Moreira, no rio Muriaé (Estação 58960000–ANA). Esta estação possui uma série

histórica longa, com registros desde 1928, e a sua bacia de contribuição possui fisiografia

semelhante a Barro Branco. Os dados de Cardoso Moreira foram também usados para

estimar a recarga a partir do cálculo do fluxo de base, usando hidrogramas de vazão

média de um período de 20 anos (janeiro de 1988 a dezembro de 2007). O volume de

fluxo de base calculado foi comparado com o volume precipitado, ano a ano, e a recarga

direta foi aplicada no modelo como uma porcentagem da precipitação, utilizando as

médias mensais e a proporção da precipitação relativa a cada ano.

4.2.5

Calibração

A calibração do modelo foi feita seguindo as orientações da designação D5490-

93/ASTM. Foram variados os valores de condutividade hidráulica, cotas dos rios e taxas

de recarga. Os resultados foram comparados com as cargas hidráulicas medidas em 10

poços rasos existentes na área e com as medidas de cota da estação fluviométrica. A

calibração final foi obtida pela comparação entre o volume total de fluxo descarregado

nos córregos, calculado pelo modelo, e o volume de fluxo médio anual medido nas duas

estações instaladas na bacia Todas as elevações utilizadas na calibração foram

interpoladas do Modelo Digital de Elevação.

87

4.2.6

Análise de Sensibilidade

Os mesmos parâmetros usados na calibração do modelo foram variados

individualmente, dentro de uma faixa de valores plausível para o sistema hidrogeológico

em questão, e os resultados de cada simulação foram comparados com o resultado

calibrado do modelo. Foram seguidas as orientações da designação D5611-94/ASTM.

4.2.7

Simulação de Cenários de Bombeamento

Após a calibração e a análise de sensibilidade do modelo, foram simulados cenários

de exploração de água subterrânea na bacia, onde foram variadas a localização e vazão

dos poços e, para cada cenário, avaliado o impacto do bombeamento no fluxo de base, e

conseqüentemente, na vazão dos rios. Cada cenário foi avaliado para o período de 20

anos da série histórica, reproduzindo ciclos hidrológicos que variaram de muito úmidos a

muito secos.

A análise dos resultados destas simulações e a comparação com as medidas de

vazão da série histórica possibilitaram a avaliação de vazões sustentáveis de exploração

de água subterrânea na bacia de Barro Branco.

5.

Modelo conceitual de fluxo subterrâneo da micro-bacia de Barro Branco

5.3.1

Descrição do Domínio

A micro-bacia de Barro Branco constitui um sistema hidrogeológico

caracterizado por relevo colinoso e sustentado por rochas cristalinas metamórficas

de alto grau, intensamente intemperizadas. Predominam argissolos, nas encostas e

elevações, e gleissolos no fundo dos vales. Do ponto de vista hidrogeológico, não

há distinção entre os gnaisses do Complexo Juiz de Fora e os do grupo

Andrelândia, sendo o grau de fraturamento das rochas o fator determinante para

caracterizar os sistemas armazenadores e transmissores de água. O depósito

aluvionar, no fundo dos vales, constitui um sistema sedimentar inconsolidado,

com espessuras variando entre 2 e 12 m, e espessura média de 5 m. Existem,

portanto, quatro unidades hidrogeológicas no domínio (Figura 17):

• Rochas metamórficas com baixo grau de fraturamento, baixa

interconectividade e fraturas seladas, aqui designadas de maciços

cristalinos;

• Zonas de fraturas, correspondentes às zonas com foliação milonítica

e intenso fraturamento;

• Depósito aluvionar inconsolidado, com espessura variando entre 2 e

12 m, e espessura média de 5 m, designado de aluvião.

• Zona de transição, correspondendo à continuidade em profundidade

da área correspondente à cobertura aluvionar. Maciço cristalino

alterado próximo ao contato com a zona de fratura.

89

Foi assumida uma continuidade das zonas de fratura em profundidade,

conceito sustentado pela atitude sub-vertical das estruturas regionais. O domínio

foi subdivido em 12 camadas, com a camada superficial possuindo 5 m de

espessura, representando as coberturas inconsolidadas (solos e aluvião). As

camadas seguintes foram distribuídas em intervalos de profundidade, com

espessuras variando de 50 a 150 m, com o objetivo de reproduzir a variação da

condutividade hidráulica das rochas fraturadas com a profundidade. As espessuras

foram escolhidas de forma arbitrária, tentando seguir classes de profundidade

usadas em estudos anteriores de comportamento hidráulico de fraturas com a

profundidade (Gale, 1982; Ericsson & Ronge, 1986; Raven, 1986). Nas

simulações de calibração, o domínio foi variado de 200 a 1000 m de

profundidade, tendo sido também variado o número e a espessura das camadas. A

figura 18 é uma representação 3D da disposição final do modelo, com 12 camadas

e 1000 m de espessura, e na Tabela 2 é descrita a geometria final do modelo

calibrado de Barro Branco, com as litologias e espessuras de cada camada.

Figura 17 – Hidrogeologia da Micro-bacia de Barro Branco

90

Figura 18 – Sólido em 3D, representando o domínio do modelo de fluxo subterrâneo da micro-bacia de Barro Branco. 12 camadas e 1000m de espessura. Em cinza claro a região correspondente às zonas de fratura.

.

Tabela 2 - Composição e espessura das camadas do domínio do modelo Camada

Espessura

(m)

Profundidade

(m)

Material

1 5 0-5 Solo

2 45 5-50 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

3 50 50-100 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

4 50 100-150 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

5 100 150-250 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

6 100 250-350 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

7 100 350-450 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

8 100 450-550 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

9 100 550-650 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

10 100 650-750 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

11 100 750-850 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

12 150 850-1000 Maciço cristal., zona de fratura e rocha alterada

91

5.3.2

Condições de Contorno

Em problemas de fluxo, o domínio estudado pode ter contornos físicos,

como a presença de uma camada impermeável ou um corpo d’água superficial, ou

podem ser o resultado de uma condição hidrológica como por exemplo divisores

de água ou linhas de corrente (Anderson and Woessner, 2002).

Os contornos hidrogeológicos, sejam físicos ou não, são representados por

três tipos de condições matemáticas:

• 1o Tipo – Contorno com carga especificada (condição de Dirichlet),

onde a carga ao longo do contorno é prescrita;

• 2o Tipo – Contorno com fluxo especificado (condição de Neumann),

onde o fluxo através do contorno é prescrito;

• 3o Tipo – Contorno de transferência (condição de Cauchy), onde o

fluxo através do contorno é calculado em função de um valor de

carga hidráulica prescrito. Este tipo de contorno também é chamado

de misto, porque o fluxo é dependente de uma carga de referência no

contorno. A transferência se dá através de uma camada colmatante,

sendo a sua taxa dependente da condutividade hidráulica e da

espessura desta camada.

A bacia é delimitada por seus divisores de água, representados por uma

superfície, que envolve inteiramente a bacia e se estende verticalmente abaixo da

sua linha divisória, através da qual não ocorre fluxo subterrâneo. O limite da bacia

é, portanto, representado pela condição de contorno de 2o tipo (Neumann, vazão

imposta), com fluxo igual a zero. Todo o escoamento, superficial e subterrâneo se

dá em direção aos córregos e fundos de vales. Todo fluxo subterrâneo é

descarregado no rio, e deixa a bacia através de seu único exutório, que é a seção

do vale que contém a estação fluviométrica. O fundo da bacia, a 1000 m de

profundidade, foi considerado um limite impermeável e, portanto, constitui um

contorno de 2o tipo. O rio foi descrito como contorno de 3o tipo (Cauchy), onde

ocorre uma transferência de fluxo entre o aqüífero e o rio através de uma camada

colmatante, com espessura igual a 1 m e condutividade menor que a do sistema

aqüífero. Existe um poço tubular profundo na área, pertencente à Prefeitura do

92

Município de São José de Ubá, que está parcialmente desativado e por isso não foi

inserido no modelo.

As cotas dos rios foram interpoladas do modelo digital de elevação através

do programa ArcGis (ESRI), e foram a base para a atribuição de carga hidráulica

nos rios, tanto nas primeiras simulações, como contorno de 1o tipo, quanto nas

simulações finais, como contorno de 3o tipo.

5.3.3 Condições Iniciais

Em relação à condição inicial de distribuição da carga hidráulica na micro-

bacia de Barro Branco, em um cenário sem bombeamento, pode-se afirmar:

• Existe um forte controle da topografia na distribuição de carga

hidráulica na bacia, por tratar-se de um sistema livre;

• Próximo às áreas de recarga e de descarga podem existir gradientes

hidráulicos verticais significativos;

• Zonas de fratura sub-verticais podem ocasionar gradientes e fluxos

verticais significativos (Gale & Vargas, 1999);

• As coberturas inconsolidadas estão em contato hidráulico direto com

o meio fraturado;

• Abaixo do solo e do aluvião, a água está contida nas fraturas e a

distribuição da carga hidráulica depende da interconectividade das

mesmas;

• Espera-se níveis d’água profundos no alto das elevações, e rasos nas

áreas de descarga, próximos da elevação das lâminas d’água dos

corpos hídricos superficiais.

Por todas as razões expostas acima, o traçado de equipotenciais de carga

hidráulica neste tipo de terreno depende de uma densa rede de piezômetros

dispostos a diferentes profundidades e captando os diversos sistemas de fratura

existentes.

Na área de Barro Branco os poços rasos estão todos próximos às drenagens,

e os valores dos níveis estáticos são próximos às cotas da lâmina d’água dos rios.

Foram feitas simulações permanentes para ajuste do modelo e obtenção de uma

93

distribuição de carga hidráulica inicial para as simulações transientes. Nas

simulações permanentes, optou-se por assumir uma carga inicial uniforme,

equivalente à cota mínima do rio. A simulação que obteve uma melhor

correspondência com a carga hidráulica observada nos poços foi então utilizada

como condição inicial das simulações transientes.

5.3.4

Parâmetros de fluxo

5.3.4.1

Condutividade Hidráulica

A atribuição das condutividades hidráulicas foi feita com base em valores

típicos para os sedimentos, e em valores encontrados em rochas metamórficas e

zonas de fraturas, de mesma composição litológica e de domínios tectônicos

semelhantes às rochas da bacia, obtidos na base de dados de rochas fraturadas. A

bacia do São Domingos, e em especial a micro-bacia de Barro Branco, possui

litologia e ambiente tectônico semelhante à área de Chalk River (Ontário,

Canadá), onde a Agência Canadense de Energia Nuclear (Atomic Energy of

Canada Limited, AECL) mantém uma de suas áreas experimentais de pesquisa de

rochas cristalinas desde 1977.

A área de Chalk River faz parte de um terreno metamórfico de rochas

gnáissicas e granitóides, intensamente deformadas durante a Orogenia

Grenvilliana, a aproximadamente 950 Ma (Bourne and Rey, 1976 apud Raven,

1986). Após o metamorfismo de alto grau, as rochas sofreram intenso tectonismo,

com a ocorrência de extensos falhamentos e fraturamentos associados à formação

do Graben de Ottawa-Bonnechere (Brown et al., 1981 apud Raven, 1986) e sua

subseqüente atividade tectônica. Este ambiente tectônico se assemelha ao que deu

origem ao Gráben do rio Paraíba do Sul, com zonas de cisalhamento que vem

sendo reativadas a cada evento tectônico, desde a sua formação.

A composição litológica do sítio de Chalk River inclui metagabros,

ortognaisses de composição monzonítica e granada biotita gnaisses. As três

famílias de fraturas identificadas possuem atitudes (direção/mergulho) de

15o/80oW, 95o/85oS e 155o/90o, ou seja, direções NE, E-W e NW,

94

respectivamente, e mergulho subvertical. A condutividade hidráulica, determinada

em diferentes locais, variou da ordem de 10-12 a 10-4 m/s (Raven, 1980; Davison,

1981e Raven, 1985).

Os valores de condutividade hidráulica foram obtidos em ensaios de injeção

com carga constante, pulso (injeção e rebaixamento instantâneos) e de

interferência entre sondagens. Foram identificadas zonas de fraturas

extremamente condutoras com valores entre 10-6 a 10-4 m/s. Uma condutividade

hidráulica média de 2 x 10-9 m foi determinada para a área, baseada em mais de

350 testes de injeção. Ensaios de interferência realizados em diversos poços e

sondagens, com menos de 60 m de profundidade, determinaram uma

condutividade hidráulica radial e vertical média entre 5 x 10-7 a 3 x 10-6 m/s com

um aumento da condutividade vertical em relação à radial por um fator de 10 a

170 (Raven, 1986).

Os valores de condutividade utilizados para as rochas da micro-bacia de

Barro Branco foram variados durante o processo de calibração do modelo, dentro

de uma faixa plausível para os materiais envolvidos, tendo como base os valores

determinados em Chalk River. Os valores aplicados no modelo serão

especificados no Capítulo 6.

A condutividade hidráulica saturada dos solos foi calculada através das

curvas de retenção de cada classe pedológica, fornecidas pelo projeto RADEMA

(Carvalho Filho et al. 2008) da EMBRAPA Solos, tendo variado de 1,0 x 10-7 a

6,94 x10-5 m/s.

As zonas de fraturas foram tratadas como um meio contínuo equivalente,

homogêneo e isotrópico, sendo que de 5 a 100 m de profundidade, a principal

zona de fratura de direção NW (identificada como NW1 na figura 5), foi inserida

no modelo, ao final da calibração, com uma condutividade hidráulica quatro vezes

maior do que o restante da zona fraturada. Esta proporção foi a que resultou em

um melhor ajuste com os dados observados nos poços. A atribuição de uma maior

condutividade hidráulica para esta zona é justificada pelo conceito de que,

regionalmente, na Faixa Ribeira, as direções de fraturamento NW são distensivas

(Ferrari, 2001; Silva, 2006). Outra justificativa é a grande área de interseção desta

zona com a zona de fratura NE, onde o vale do córrego Barro Branco se encontra

encaixado.

95

Figura 19 – Zona de fratura NW1, com condutividade hidráulica maior que o restante da zona fraturada.

Os valores de condutividade hidráulica aplicados no modelo variaram

segundo a tabela 3 abaixo:

Tabela 3 – Condutividades hidráulicas dos sistemas aqüíferos de Barro Branco

Condutividade Hidráulica (m/s) Profundidade (m) Zonas de Fraturas Transição Maciço Cristalino

5 – 100 1,0 x 10-5

– 2,5 x 10-6

2,0 x 10-6

2,0 x 10-7

100 – 250 1,0 x 10-6

1,0 x 10-7

1,0 x 10-8

250 – 450 1,0 x 10-7

1,0 x 10-8

1,0 x 10-9

450 – 550 1,0 x 10-8

2,0 x 10-9

2,0 x 10-10

550 – 650 2,0 x 10-9

1,0 x 10-10

1,0 x 10-11

650 – 850 1,0 x 10-9

1,0 x 10-10

1,0 x 10-11

850 – 1000 2,0 x 10-10

1,0 x 10-11

1,0 x 10-12

96

5.3.4.2

Coeficiente de Armazenamento

Enquanto a condutividade hidráulica é um parâmetro que apresenta uma

variação de até 13 ordens de grandeza, o coeficiente de armazenamento e a

porosidade efetiva são parâmetros que geralmente apresentam variação de uma

ordem de grandeza, e consequentemente, existe uma incerteza menor associada a

estimativas deste parâmetro em comparação com a condutividade hidráulica

(Anderson & Woessner, 2002). Durante a calibração foi aplicado um valor global

de coeficiente de armazenamento que variou de 2 x 10-1 a 2 x10-3, sendo este

último compatível com a ordem de grandeza de valores obtidos em testes de

bombeamento de sistemas fraturados (Raven, 1986; Gale, 1995). O modelo não se

mostrou sensível a este parâmetro nos resultados de distribuição de carga

hidráulica e de descarga através do contorno que representa os córregos. Optou-se

então por atribuir, de forma global, o valor de 2 x10-3 para toda a área, com

exceção da camada superficial que representa o solo, cujas propriedades de fluxo

foram calculadas a partir das curvas de retenção dos solos existentes na bacia,

como será descrito adiante.

5.3.4.3

Coeficiente de Transferência ou de Drenança

O coeficiente de transferência é definido segundo as equações 14 e 15 para

o fluxo influente e efluente, respectivamente. Os valores de coeficiente de

transferência aplicados foram encontrados durante o processo de calibração do

modelo, por tentativa e erro, tendo sido ajustados em relação às condutividades

dos materiais inconsolidados. A condutividade hidráulica dos sedimentos de

fundo dos canais foi atribuída procurando-se manter valores com uma ordem de

grandeza inferior à dos solos aluvionares da área, que são da ordem de 10-3cm/s.

Chegou-se ao valor de 2,0 x 10-4 cm/s para a condutividade hidráulica do fluxo

influente, considerando-se uma espessura de 1 m para os sedimentos de fundo.

Geralmente o valor do coeficiente de transferência é maior para o fluxo efluente

do que para o fluxo influente, em razão do acúmulo de sedimentos finos nos

depósitos de fundo de canais e corpos d’água superficiais. Com isso o valor

97

atribuído para a condutividade hidráulica do fluxo efluente foi de 4,0 x 10-4 cm/s,

resultando em um coeficiente de transferência duas vezes maior que o do fluxo

influente.

d

Ko

in

in =φ (T-1) (Eq.14)

d

Ko

ef

ef =φ (T-1) (Eq.15)

o

inφ = Coeficiente de transferência de fluxo influente

o

efφ = Coeficiente de transferência de fluxo efluente

o

inK = Condutividade hidráulica do fluxo influente

o

efK = Condutividade hidráulica do fluxo efluente

d = Espessura da camada colmatante

5.3.4.4

Parâmetros de fluxo não saturado

Os parâmetros de retenção dos solos que foram usados para modelar a

infiltração na bacia de Barro Branco foram levantados pela Embrapa Solos nos

diversos projetos desenvolvidos na região (Lumbreras et al., 2007; Carvalho Filho

et al, 2008) e disponibilizados para este trabalho. Foi adotado o modelo de Van

Genuchten (1980), que é o modelo padrão usado pelo FEFLOW para o cálculo da

condutividade hidráulica não saturada.

Na tabela 4 estão relacionados os perfis de solo escolhidos para representar

a micro-bacia de Barro Branco e seus respectivos parâmetros da curva de

retenção. Na figura 20 é apresentado o mapa com a distribuição espacial dos

perfis.

98

Figura 20 – Distribuição espacial dos perfis de solo, cujas curvas de retenção foram utilizadas no modelo.

99

Tabela 4 – Atributos físico-hídricos dos perfis selecionados

MPa Perfil Classe

Horiz.

Prof.

Composição Granulométrica

Frações da amostra total

Calh. Casc. A.G. A.F. Silte Argila

Cond. hidráulica

% Sat.

0.006

0.010

0.033

0.10

0,20

0,30

0.50

1,5

cm g/kg cm/h v/v v/v v/v v/v v/v v/v v/v v/v v/v

90 PVe

típico Bt2 - 140 0 0 153 88 147 612 1,9 49,4 40,1 39,1 36,5 34,4 nihil 33,1 nihil 31,4

70 PVAd

latossólico BA - 24 0 0 189 150 92 569 2,2 50,3 36,5 34,9 31,9 29,1 nihil 27,5 nihil 24,7

70 PVAd

latossólico Bt2 - 85 0 0 167 142 41 650 0,3 51,5 38,5 37,0 33,1 30,8 nihil 29,3 nihil 27,7

83 PVAe típico

Bt2 - 145 0 0 135 96 54 715 0,2 55,4 44,6 43,7 40,7 38,2 nihil 36,6 nihil 34,7

81 GXve

solódico Apg 0 - 27 0 0 29 129 301 541 0,0 61,1 51,5 50,5 47,6 45,6 nihil 43,4 nihil 36,6

81 GXve

solódico 3Cgn1 - 80 0 0 36 54 303 607 2,6 58,6 50,0 48,9 46,6 44,4 nihil 42,5 nihil 37,2

NS4 GXve

solódico vertissólico

Ap 0 - 4 0 0 101 137 410 352 >23.5 65,3 37,7 37 34,5 31 29 nihil 27 22,1

100

5.3.5

Recarga

O volume global de recarga atribuído nas simulações foi estimado, a

princípio, como uma porcentagem da precipitação média anual na bacia, assumida

como 1200 mm/ano. Nas primeiras simulações, quando os dados de chuva e vazão

de Barro Branco ainda não estavam disponíveis, foi utilizado, como uma primeira

aproximação, o valor de 180 mm, correspondente a 15% da precipitação média

anual. Posteriormente, quando os dados locais foram disponibilizados, verificou-

se que o hidrograma de vazões obtido na estação de Barro Branco era muito

irregular (Figuras 21 e 22). Os córregos Barro Branco e Ferreira constituem

corpos d’água periódicos, e portanto, inadequados à aplicação do método da

separação da hidrógrafa para o cálculo da recarga subterrânea, uma vez que este

método é adequado apenas a rios efluentes, ou seja, permanentes.

0,001

0,010

0,100

1,000

dez-05

jan-06

fev-06

mar-06

abr-06

mai-06

jun-06

jul-06ago-06

set-06

out-06

nov-06

dez-06

jan-07

fev-07

mar-07

abr-07

mai-07

jun-07

jul-07ago-07

set-07

Período (dias)

Vaz

ão (

m3/

s)

Figura 21 - Hidrograma de vazões médias mensais da Estação do córrego Barro

Branco

101

0,001

0,010

0,100

1,000

jan-06 abr-06 jul-06 set-06 dez-06 mar-07 jun-07 set-07

Período (dias)

vazã

o (

m3/

s)

Figura 22 – Hidrograma de vazões diárias da Estação do Córrego de Barro Branco

O córrego Barro Branco apresenta vazões reduzidas, muitas vezes nulas. O

seu curso se encontra barrado em diversos pontos, formando reservatórios para

irrigação das lavouras. As barragens favorecem as perdas de água por evaporação

e todos estes fatores se refletem no hidrograma. Como referido no Capítulo 2, as

condições para a adoção do fluxo de base como uma aproximação da recarga são

atendidas quando todo o fluxo subterrâneo é descarregado no canal, e perdas

como fluxo subterrâneo através do fundo da bacia e evapotranspiração da mata

ciliar e da vegetação nos terraços do canal sejam consideradas desprezíveis. Em

Barro Branco, mesmo que os rios principais fossem efluentes, outras condições,

como o desvio da descarga para uso na irrigação e o problema de evaporação nas

barragens, impediriam a aplicação do método.

A recessão, ou fluxo de base, de uma bacia hidrográfica é função do seu

relevo, padrão de drenagem, solos e geologia (Fetter, 1994). Considerando-se que

a região geográfica da micro-bacia de Barro Branco possui uma fisiografia

bastante homogênea, optou-se por adotar uma bacia contribuinte do Rio Muriaé,

com características semelhantes à de Barro Branco, onde fosse possível a

aplicação do cálculo do fluxo de recessão e a utilização do mesmo como uma

estimativa da recarga subterrânea para a região. A bacia de contribuição da

estação fluviométrica de Cardoso Moreira (Estação 58960000–ANA) possui estas

características, tendo apresentado uma boa correlação com os dados de vazão

102

medidos na estação de Barro Branco (Figura 23). Outra razão para a adoção desta

bacia é a existência de uma série histórica de medidas de chuva e de vazão de

mais de 60 anos, com registros de chuva desde o ano de1939 e de vazão desde

1928. A estação de Itaperuna (Estação 58940000-ANA), apesar de mais próxima

da bacia do São Domingos, apresenta uma grande falha na série histórica de

precipitação pluviométrica, não havendo registros entre 1978 e 1996,

prejudicando a retro-análise de um período recente (últimos 10 anos), importante

para o objetivo do modelo. Outro motivo para a não utilização desta estação foi a

inconsistência observada nos dados de vazão de alguns anos do período adotado

(1988 a 2007).

Nas Figuras 24 e 25 são apresentados os hidrogramas de vazões médias

mensais da estação fluviométrica de Cardoso Moreira, da série histórica de 20

anos, de janeiro de 1988 a dezembro de 2007. Na tabela 5 se encontram os

resultados do cálculo do fluxo de recessão para a série, que foi considerado

equivalente à recarga na bacia, em volumes totais anuais e como altura

pluviométrica equivalente. São também apresentados os totais anuais

pluviométricos e o percentual da precipitação correspondente à recarga. O ano

hidrológico foi considerado de setembro a agosto. Apesar de trabalhos anteriores

(Moraes, 2007; Gonçalves et al. 2006) terem considerado o início do ano

hidrológico na área em outubro, a análise dos hidrogramas de vazão indicou o

término da recessão ocorrendo em setembro, na maior parte dos anos analisados,

tanto na estação de Cardoso Moreira quanto na estação de Itaperuna. Portanto,

para se relacionar a descarga subterrânea com a precipitação pluviométrica, foi

necessária a adoção do período de setembro a agosto para o ano hidrológico na

bacia.

O fluxo de base no período de monitoramento de vazão na bacia de Barro

Branco (janeiro de 2006 a julho de 2007) correspondeu ao volume recarregado no

início do ano hidrológico de 2006 (setembro de 2005), e parte do volume

recarregado durante o ano hidrológico de 2007. A recarga total para o período,

portanto, foi de aproximadamente 297 mm (36,97% da precipitação) de janeiro a

agosto de 2006 e de 541 mm (41,20% da precipitação) de setembro de 2006 a

julho de 2007.

103

Barro Branco x Cardoso MoreiraVazões Médias Mensais (m3/s)

y = 2577,9x + 19,265

0

100

200

300

400

500

600

700

0,00 0,02 0,04 0,06 0,08 0,10 0,12 0,14 0,16 0,18

Barro Branco

Car

do

so M

ore

ira

Figura 23 – Diagrama de dispersão correlacionando as vazões médias de Cardoso Moreira e de Barro Branco

10

100

1000

mar-87 mar-88 mar-89 mar-90 mar-91 mar-92 fev-93 fev-94 fev-95 fev-96 fev-97 jan-98 jan-99

período (dias)

vazã

o m

édia

(m

3/s)

Figura 24 – Hidrograma de vazões médias do rio Muriaé na estação de Cardoso Moreira, entre os anos de 1987 e 1998

104

10

100

1000

nov-97 nov-98 nov-99 nov-00 nov-01 out-02 out-03 out-04 out-05 out-06 out-07 set-08

período (dias)

vazã

o m

édia

(m

3/s)

Figura 25 – Hidrograma de vazões médias do rio Muriaé na estação de Cardoso Moreira, entre os anos de 1997 e 2007

Tabela 5 – Recarga calculada na bacia de contribuição de Cardoso Moreira

Ano Recarga (m3) R (mm) P (mm) R=%P

1987-1988 7,2700E+09 227,29 975,9 23,29

1988-1989 1,7558E+09 241,51 891,2 27,10

1989-1990 9,6977E+08 133,39 710,3 18,78

1990-1991 1,1299E+09 155,42 960,7 16,18

1991-1992 1,5923E+09 219,02 904,0 24,23

1992-1993 2,2329E+09 307,13 876,8 35,03

1993-1994 2,3001E+09 316,39 1106,4 28,60

1994-1995 5,5878E+08 76,86 747,8 10,28

1995-1996 1,5141E+09 208,27 1068,3 19,50

1996-1997 1,3969E+09 192,15 1057,0 18,18

1997-1998 1,5487E+09 213,03 941,1 22,64

1998-1999 4,7495E+08 65,33 812,1 8,04

1999-2000 1,2904E+09 177,50 984,6 18,03

2000-2001 1,1221E+09 154,35 732,7 21,07

2001-2002 9,5622E+08 131,53 826,0 15,92

2002-2003 2,0976E+09 288,53 1086,9 26,55

2003-2004 1,9095E+09 262,66 1012,7 25,94

2004-2005 2,7622E+09 379,95 1342,2 28,31

2005-2006 2,1581E+09 296,85 803,0 36,97

2006-2007 3,9321E+09 540,86 1312,7 41,20

105

Uma vez estimado o volume total de recarga para o período monitorado, o

passo seguinte na construção do modelo foi decidir como distribuir este volume

na bacia. Sabe-se que a topografia pode exercer um controle sobre a ocorrência de

recarga, e que o processo de infiltração não é sempre unidimensional (Freeze &

Cherry 1979; Simmers, 1990). Em bacias com relevo colinoso, certas áreas podem

nunca receber infiltração direta para o nível freático. Ocorre infiltração, porém a

água vai fazer parte do inter-fluxo, ou fluxo hipodérmico, escoando em sub-

superfície pelas encostas, no contato com camadas de menor permeabilidade do

próprio solo ou no contato solo-rocha. A recarga então se concentra em

depressões e áreas rebaixadas, onde poças temporárias se formam durante chuvas

intensas (Freeze & Cherry 1979; Simmers, 1990).

Não existe na literatura referência a metodologias consagradas de avaliação

do efeito da topografia (declividade das encostas), bem como da espacialização

deste efeito na ocorrência de recarga subterrânea. No entanto existem métodos de

avaliação da vulnerabilidade natural de sistemas aqüíferos à contaminação, que

levam em consideração a topografia como um dos fatores condicionantes da

entrada de um contaminante no sistema aqüífero. Um destes métodos é o

DRASTIC (Aller et al, 1987), cujo nome é um acrônimo composto pelas iniciais

em inglês das características do meio físico de um determinado sítio (Depth,

Recharge, Aquifer Media, Soil, Topography, Impact of the Vadose Zone,

Conductivity), que condicionam a sua maior ou menor vulnerabilidade a um

evento de contaminação a partir da superfície do terreno. Áreas de relevo plano

são consideradas mais vulneráveis por oferecerem uma maior oportunidade à

infiltração da água da chuva e dissolução e transporte do contaminante para o

nível freático. Áreas de relevo movimentado propiciam o escoamento superficial

da precipitação e do contaminante para outro local.

O sistema se baseia em uma ponderação onde cada um dos sete fatores tem

um determinado peso e as classes que o compõe recebem notas de 0 a 10. O fator

topografia é composto por cinco classes de declividade utilizadas pelo Soil

Conservation Service dos Estados Unidos, e que apresentam uma boa

correspondência com as classes de declividade descritas no Sistema Brasileiro de

Classificação de Solos (EMBRAPA, 2006). Esta classificação de relevo foi

aplicada na bacia de Barro Branco a partir do mapa de solos elaborado pelo

106

Projeto PRODETAB/Aqüíferos. As classes individualizadas são descritas a seguir

(Embrapa, 2006):

• Relevo Montanhoso: superfície de topografia vigorosa, com

predomínio de formas acidentadas, usualmente constituídas por

morros, montanhas e maciços montanhosos, apresentando

desnivelamentos relativamente grandes (superiores a 200m) e declives

fortes ou muito fortes, predominantemente variáveis de 45 a 75%.

• Relevo Forte Ondulado: superfície de topografia movimentada,

formada por morros (elevações de 100 a 200m de altitudes relativas) e

raramente colinas elevadas, com declives fortes, predominantemente

variáveis de 20 a 45%.

• Relevo Ondulado: superfície de topografia pouco movimentada,

constituída por conjunto de colinas (elevações de 50 a 100m de

altitudes relativas), apresentando declives moderados,

predominantemente variáveis de 8 a 20%.

• Relevo Suave Ondulado: superfície de topografia pouco

movimentada, constituída por conjuntos de colinas baixas (elevações

de altitudes relativas até 50m), apresentando declives suaves,

predominantemente variáveis de 3 a 8%.

• Relevo Plano: superfície de topografia esbatida ou horizontal, onde os

desnivelamentos são muito pequenos, com declividades variáveis de 0

a 3%.

As duas últimas classes foram unidas no mapeamento de solos da micro-

bacia de Barro Branco, resultando na classe Plano Suave Ondulado.

O mapa de relevo da bacia (Figura 26) foi extraído do mapa de solos

(PRODETAB/Aqüíferos) através do programa ArcGIS (ESRI) e cada uma das

classes individualizadas foi tratada como uma classe de recarga. Na tabela 6, estão

listadas as classes de relevo, suas respectivas áreas e percentuais da área total da

bacia.

107

Figura 26 - Classes de recarga segundo as classes de relevo definidas pelo Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (EMBRAPA, 2006)

108

Tabela 6 – Distribuição areal das classes de relevo na bacia de Barro Branco Relevo Área (m2) % da Área

Montanhoso 679452,39 12,42

Forte Ondulado 2407916,64 44,02

Ondulado a Forte Ondulado 223555,25 4,09

Ondulado 1112876,21 20,35

Plano a Suave Ondulado 1010555,91 18,47

Lagoas 35562,75 0,65

Se a topografia da bacia fosse totalmente plana, o volume de recarga global,

calculado através do fluxo de base, estaria disponível para ser infiltrado de forma

homogênea por toda a sua superfície, o que poderia ser representado como uma

lâmina d’água com altura correspondente ao volume de recarga calculado, dividido

pela área da bacia. No caso de uma área com relevo acidentado, parte desta água irá

infiltrar nas áreas de encostas e se incorporar ao lençol subterrâneo e outra parte irá

escoar como inter-fluxo e infiltrar em áreas rebaixadas, adjacentes às encostas.

Nas primeiras simulações transientes a recarga foi imposta de forma

homogênea em toda a bacia, aplicando-se as porcentagens referidas, relativas aos

anos de 2006 e 2007, aos dados diários de precipitação registrados na estação

pluviométrica local. Posteriormente, a área foi subdividida em duas classes de

recarga: baixada e morros, numa primeira tentativa de reproduzir o controle do relevo

no processo de recarga. Finalmente, nas últimas simulações, a bacia foi subdividida

em cinco classes de recarga, de acordo com as classes de relevo individualizadas,

cada uma correspondendo a uma porcentagem da precipitação no período simulado.

A proporção de recarga aplicada foi calculada fazendo-se uma correspondência entre

as classes de topografia do DRASTIC e as classes de relevo do Sistema Brasileiro de

Classificação de Solos (tabela 7). As notas do sistema DRASTIC foram então

transformadas em percentuais da recarga anual para cada classe, que, transformados

em altura pluviométrica e multiplicados pelas áreas totais respectivas, geraram o

volume de recarga a ser aplicado. A diferença entre o volume infiltrado e o volume

que infiltraria em cada classe, se a mesma fosse plana, foi somada e incorporada à

classe de relevo Plano a Suave Ondulado. Finalmente os volumes totais de cada

classe foram comparados com o volume total precipitado na bacia, e a recarga

calculada para cada classe foi transformada em um percentual da precipitação. Na

109

tabela 8 é mostrado o exemplo do cálculo da recarga para o ano de 2007, cujo total

foi de 540,85 mm.

Tabela 7 – Classes de topografia do DRASTIC e do Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (EMBRAPA, 2006), suas respectivas notas e percentuais de recarga

Relevo Declividade EMBRAPA (%)

Declividade DRASTIC (%)

Nota DRASTIC

Recarga Global (%)

Plano a Suave Ondulado 0-3 e 3-8 2-6 10 a 9 100

Ondulado 8-20 6-12 5 50

Ondulado a Forte Ondulado 8-20 e 20-45 12-18 3 33

Forte Ondulado 20-45 > 18 1 10

Montanhoso 45-75 > 18 1 10

Lagoas 0 0 10 100

Tabela 8 - Recarga aplicada nas classes de relevo e percentuais da precipitação por classe para o ano de 2007

Classes Área (m2) % R

Recarga (m/a)

VP

(m3/a)

VR

(m3/a) % P

Montanhoso 679452,39 10 0,0541 8,92E+05 3,67E+04 4,12

F. Ondulado 2407916,64 10 0,0541 3,16E+06 1,30E+05 4,12

Ond. F. Ond. 223555,25 33 0,1785 2,93E+05 3,99E+04 13,60

Ondulado 1112876,21 50 0,2704 1,46E+06 3,01E+05 20,60

Pl. a S. Ond. 1010555,91 100 0,5409 1,33E+06 2,43E+06 183,29

Lagoa 35562,75 100 0,5409 4,67E+04 1,92E+04 41,20 VP-Volume precipitado VR-Volume Recarregado %P- Porcentagem da precipitação

A recarga foi, portanto, modelada como o resultado da combinação dos dois

parâmetros, relevo e condutividade hidráulica dos solos. A água disponível para

infiltrar é controlada pelo relevo e a infiltração propriamente dita, até o lençol

freático, pelos parâmetros de retenção dos solos.

6

Modelo numérico de fluxo subterrâneo de Barro Branco

Uma vez definidas as unidades hidroestruturais e as condições de contorno,

foi iniciada a construção do modelo numérico 3D da micro-bacia de Barro

Branco. O programa escolhido foi o FEFLOW – Finite Element Subsurface Flow

and Transport Simulation System (Diersch,1998).

O FEFLOW é um programa interativo de simulação de processos de fluxo e

transporte de massa e de calor na água subterrânea e na zona não saturada. Este

programa foi considerado o mais adequado por utilizar o método dos elementos

finitos, que é mais versátil para lidar com geometrias complicadas, contornos

irregulares, condições de contorno internas ao domínio, como rios ou zonas de

falha, e níveis d’água dinâmicos (Anderson & Woessner, 2002), e por suportar

bem malhas pesadas, com grande número de elementos, necessárias para a

modelagem de problemas como bacias hidrográficas. Outra característica

determinante para a escolha deste programa, como já mencionado no item 4.2, é a

possibilidade de acoplamento do fluxo não saturado com o saturado, permitindo a

avaliação da recarga direta através dos diferentes tipos de solo que ocorrem na

bacia. O acoplamento dos fluxos não saturado-saturado permite também que se

obtenha uma distribuição de carga hidráulica mais acurada por considerar a zona

não saturada do solo. O programa também aceita arquivos no formato shape,

possibilitando que a construção do domínio, definição espacial dos contornos e

atribuição dos parâmetros de fluxo se faça através da leitura direta deste tipo de

111

arquivo. Com isso é possível a construção do modelo conceitual dentro de um

ambiente SIG e a posterior transferência de todas as suas características

geométricas diretamente para o FEFLOW.

Foram feitas, a princípio, simulações de fluxo saturado em regime

permanente. Posteriormente, foram introduzidos os parâmetros de fluxo não

saturado dos solos e o regime transiente, com base nos dados de precipitação

medidos em Barro Branco de janeiro de 2006 a julho de 2007.

6.1

Equações de Fluxo

O problema de fluxo proposto na bacia de Barro Branco envolve apenas os

aspectos quantitativos do fluxo subterrâneo, incluindo a avaliação da recarga e das

relações entre bombeamento e vazão descarregada pelos cursos d’água

superficiais. As equações envolvidas são as do fluxo saturado, em 3D, e do fluxo

parcialmente saturado, através do perfil de solo, (1D).

A forma geral da equação do fluxo subterrâneo saturado em 3D é:

*R

t

hS

z

hKz

zy

hKy

yx

hKx

xs −

∂

∂=

∂

∂

∂

∂+

∂

∂

∂

∂+

∂

∂

∂

∂ (Eq. 16)

Onde Kx, Ky e Kz são as componentes do tensor de condutividade

hidráulica, Ss, o armazenamento específico e R* um termo geral, positivo, que

representa a entrada de um volume de fluxo no sistema, por unidade de volume do

aqüífero, por unidade de tempo. Para simular a saída de um volume de fluxo R*=

- W* (Anderson & Woessner, 2002).

O fluxo vertical, não saturado, através do perfil de solo (1D) é descrito pela

Equação de Richards:

( )

∂

∂

∂

∂=

∂

∂

zk

zt

ψψ

θ (Eq. 17)

Onde θ é o teor de umidade volumétrico, ψ é o potencial mátrico e K(ψ) é a

condutividade hidráulica não saturada (em função do potencial mátrico).

112

6.2

Malha de Elementos Finitos

O processo de geração da malha de elementos finitos de Barro Branco

começou a duas dimensões, com a importação do contorno da bacia na forma de

arquivo shape (ESRI) para dentro do FEFLOW, dentro do módulo Mesh

Generator do programa. Foi também importado o arquivo shape (ESRI) da

hidrografia simplificada, sem as barragens, que foi adicionada como referência

para a criação de nós sobre os rios. A seguir, foi gerada a malha 2D

automaticamente, usando o gerador TMesh e a opção de baixo refinamento da

malha nas proximidades do rio.

A topografia foi criada usando o módulo 3D do programa, que trabalha

com fatias e camadas para construir o domínio. As fatias são os topos de cada

camada, onde são atribuídos todos os parâmetros de fluxo e propriedades dos

materiais que as constituem. As curvas de nível, com 5 m de eqüidistância, foram

transformadas em pontos dentro do programa ArcGIS (ESRI) e importadas para

dentro do FEFLOW, que usou esta “nuvem” de pontos para interpolar o relevo. O

programa oferece diversas opções de interpolação, tendo sido escolhido o método

Akima (Akima, 1978), spline que utiliza polinômios de 3o grau e se caracteriza

por uma grande eficiência computacional. As fatias do modelo, e suas respectivas

camadas, foram então geradas a partir da superfície da bacia, subtraindo-se da

coordenada z (cota altimétrica) o valor espessura que se desejava para cada

camada. A nuvem de pontos resultante foi utilizada para reproduzir o relevo da

camada superficial, em cada fatia, através de nova interpolação. Ao final, obteve-

se como resultado uma distância constante entre as fatias.

O tipo de elemento escolhido foi o prisma triangular de 6 nós (Figura 27).

A malha final utilizada na simulação calibrada possui 282.576 elementos e

155.272 nós. Abaixo, na Figura 28, está representada a malha em 2D, e na Figura

29, um detalhe mostrando o refinamento da malha em torno do rio simplificado

(sem as barragens). Na figura 30 é apresentada a malha em 3D, com exagero

vertical de 1,15.

113

Figura 27 - Elemento finito utilizado - prisma triangular de 6 nós. Adaptado de Cook et al. (1989)

Figura 28 - Malha de elementos finitos em 2D da micro-bacia de Barro Branco

Figura 29 – Detalhe do refinamento da malha sobre o rio simplificado

114

Figura 30 – Sólido com a malha de elementos finitos da micro-bacia de Barro Branco, exagero vertical de 1:1,15.

6.3

Dados de Entrada

Os dados que alimentaram o modelo numérico da micro-bacia de Barro

Branco foram discutidos e justificados no Capítulo 4. Segue abaixo a descrição

dos procedimentos utilizados na construção do modelo e a especificação dos

parâmetros utilizados.

6.3.1

Condições Iniciais

A condição inicial de distribuição de carga hidráulica na bacia era

desconhecida, com exceção das cotas dos rios, interpoladas do modelo digital de

elevação. O poço profundo e os dez poços rasos existentes na área não eram

suficientes e nem estavam bem distribuídos, impossibilitando a sua utilização para

a interpolação do nível freático. Optou-se então por simular apenas o fluxo

saturado, em regime permanente, onde o rio foi inserido como carga prescrita e a

recarga considerada equivalente a 15% da precipitação média anual, assumida

como 1200 mm/ano. Foram executadas várias simulações considerando duas

classes de recarga, morros e baixadas. Os valores de recarga em cada classe foram

115

variados (respeitando-se o volume global de 15% da precipitação) e variou-se

também a condutividade hidráulica, até a obtenção de convergência.

Posteriormente, o valor da recarga, conjugado com os valores de condutividade

hidráulica, foi refinado e as cotas dos rios ajustadas até a obtenção da melhor

correlação entre as cargas hidráulicas computadas e as observadas nos poços. A

distribuição de carga resultante foi então exportada em formato shape (ESRI) e

alimentada nas simulações transientes seguintes que consideraram o fluxo não

saturado. Novamente, a distribuição de carga hidráulica resultante, correspondente

ao melhor ajuste entre as cargas computadas e observadas, foi utilizada como

distribuição inicial de novas simulações transientes. Nessas simulações atribuiu-se

uma taxa de recarga constante por um longo período (8 anos em média) até a

estabilização do nível estático dos poços (caracterizando o alcance de regime

permanente). Finalmente, a distribuição de carga resultante destas simulações que

apresentou melhor correlação com o nível dos poços foi considerada como

condição inicial das simulações seguintes, que utilizaram os dados hidrológicos

reais, medidos na bacia. Assim, as condições iniciais de carga hidráulica foram

obtidas no próprio processo de calibração do modelo.

6.3.2

Condições de contorno

As condições de contorno do modelo numérico da micro-bacia de Barro

Branco (Fig. 31) foram definidas no Capítulo 5 e serão detalhadas a seguir:

• 2o tipo – Fluxo imposto. Divisores de água e limite inferior do

domínio, a 1000 m de profundidade, com q=0;

• 3o tipo – Transferência. Córregos e afluentes com carga hidráulica de

referência correspondendo à altura do MDE nos vales e subtraindo-

se 3 m. A transferência se dá através de uma camada colmatante, de

1 m de espessura, representando o sedimento do fundo dos canais,

com taxas de transferência influente Kinf = 1,72 x 10-1/d, e efluente,

Kefl = 3,44 x 10-1/d;

• 2o tipo – Fluxo imposto na superfície do domínio, correspondendo à

recarga subterrânea direta: q = R.

116

Todo o fluxo entra na bacia através da recarga direta, em sua superfície, e

escoa como fluxo de base dos rios, deixando a bacia através de uma única seção

de canal representada pela estação fluviométrica.

Figura 31 – Condições de contorno

6.3.3

Parâmetros de Fluxo

• Condutividade hidráulica – As condutividades hidráulicas das

unidades hidroestruturais definidas foram indicadas na Tabela 3,

item 5.3.4.1;

• Coeficiente de Armazenamento – Foi atribuído um valor global de

0,002;

• Condutividade hidráulica não saturada – Os parâmetros de fluxo não

saturado (modelo de Van Genuchten) usados no modelo estão

relacionados na Tabela 9 abaixo. O mapa de solos com os perfis

utilizados se encontra na Figura 20 (Capítulo 5) e os parâmetros das

curvas de retenção correspondentes na Tabela 9.

117

Tabela 9 – Parâmetros de fluxo não saturado aplicados no modelo de Barro Branco

6.3.4

Recarga

Na tabela 10 são apresentadas as porcentagens da precipitação diária

aplicadas em cada classe de relevo, de janeiro de 2006 a julho de 2007,

correspondendo ao fluxo de recarga no período.

Tabela 10 – Porcentagens da precipitação aplicadas em cada classe de relevo

% da Precipitação por Classes de Relevo Período

Mont F. Ond. O. F.Ond Ondulado Pl. S. Ond.

Jan a Ago 2006 3,7 3,7 12,2 18,5 164,5

Set a Jul 2007 4,1 4,1 13,6 20,6 183,3

6.4

Calibração

A calibração do modelo foi obtida após diversas simulações onde foram

variadas as entradas de recarga, condutividade hidráulica, e carga hidráulica ao

longo do rio. Os resultados foram confrontados com as medidas dos níveis

estáticos nos dez poços rasos monitorados na bacia.

O registro diário da precipitação ao longo de 602 dias (de 6 de janeiro de

2006 a 31 de julho de 2007) foi utilizado para a atribuição da recarga, que foi

aplicada como uma porcentagem da precipitação, segundo as cinco classes de

recarga descritas no Capítulo 5. O valor total anual de recarga aplicado foi

estimado através do método de separação da hidrógrafa, como descrito no item

Tipo de Solo Curva de Retenção

a (1/m)

n (VG)

Sat. Residual

Sat. Max

KS (cm/s)

n

Argissolo latossólico 70 BA 10,619 1,38838 0,49105 1 52,128 0,503 Argissolo c/ afl. de rocha 70 Bt2 7,451 1,48053 0,53786 1 7,776 0,515

Afloramento de rocha 81 3Cgn1 7,200 1,29127 0,72000 1 0,000 0,020 lagoa 81 Apg 7,678 1,27346 0,59902 1 0,864 0,611

Luvissolo 83 Bt2 7,983 1,41480 0,62635 1 4,704 0,554 Argissolo 90 BA 22,388 1,39418 0,38783 1 600,000 0,526

Argissolo Sapr. c/ Af. R. 90 Bt2 7,841 1,41999 0,63563 1 44,640 0,494 Glei NS4 Ap 46,661 1,28025 0,33844 1 286,560 0,653

Argissolo c/ Nitossolo PF9 Bt1 14,630 1,47868 0,48259 1 218,880 0,603 Nitossolo PF9 Bt2 10,979 1,44172 0,57955 1 30,480 0,616

118

5.3.5, para os anos hidrológicos de 2005/2006 e 2006/2007, e ajustado

proporcionalmente para o período monitorado.

Nas simulações de ajuste do modelo, o rio foi colocado como contorno de

1o tipo, tanto nas simulações permanentes quanto nas transientes, com a

distribuição de carga hidráulica ao longo do rio interpolada com as cotas do

modelo digital de elevação. Uma vez obtida uma distribuição de carga hidráulica

próxima aos valores medidos nos 10 poços rasos, aplicou-se esta condição como

inicial das simulações permanentes e transientes subseqüentes, onde o rio foi

inserido como um contorno de 3o tipo (transferência através de uma camada

colmatante, dependente de uma carga de referência). Os valores de espessura da

camada colmatante, bem como a sua condutividade hidráulica, foram obtidos

durante a calibração, por tentativa e erro. A carga de referência dos rios foi

variada, em toda a sua extensão e de uma forma global, acima e abaixo das cotas

calculadas pelo MDE, em intervalos de 1 m, desde 1 m acima até 4 m abaixo das

cotas dos vales, até a obtenção da melhor correspondência com as cargas medidas

na bacia. A taxa de transferência entre o rio e o aqüífero foi encontrada fixando-se

a espessura da camada colmatante (sedimentos do fundo do rio) em 1 m e

variando-se os valores de condutividade hidráulica, para o fluxo influente e

efluente, sempre com valores menores que os aplicados para a camada de solos. O

melhor ajuste foi conseguido com a condutividade hidráulica para o fluxo

influente (Kinf) duas vezes menor que para o fluxo efluente, como especificado no

item 5.3.4.3.

Os valores de carga hidráulica computados na simulação considerada

calibrada foram comparados com os valores medidos nos poços, seguindo a

orientação da Designação ASTM: D5490-93, (2002). Foram calculados os

resíduos entre os valores computados pelo modelo e os valores medidos nos 10

poços rasos, para todos os meses em que foram efetuadas medidas de nível

d’água. As vazões resultantes na estação fluviométrica foram comparadas com as

cargas hidráulicas medidas no piezômetro x-6R e no nó n11, situado no local da

estação fluviométrica, onde os valores de carga hidráulica computados no nó

foram aplicados como alturas linimétricas na curva chave da estação.

Infelizmente, por problemas internos ao projeto PRODETAB/Aqüíferos, o

monitoramento da carga hidráulica nos poços rasos sofreu interrupções. Sendo

assim, no ano de 2006, todos os dez poços foram monitorados mensalmente, de

119

janeiro a agosto, e em 2007, uma parte dos poços foi monitorada de janeiro a

maio. Na tabela 11 estão relacionados os poços utilizados na calibração e o regime

de monitoramento, e na Figura 32 é apresentado o mapa com a sua localização.

Tabela 11 – Poços utilizados na calibração e regime de monitoramento

MONITORAMENTO

2006 2007 ID DRM ID FEF UTM N UTM E

COTA (m)

Jan- Ago

J

F

M

A

M

15R 1 7633426 190822 149,52 X X X

17R 2 7634351 190719 142,72 X

19R 3 7634193 191106 162,51 X X X X X

20R 4 7634171 191031 138,28 X

21R 5 7634618 191944 136,34 X

23R 6 7635199 192404 126,02 X

55R 7 7634191 190885 138,43 X X X X X X

x-4R 8 7634341 190647 139,91 X X X X X X

x-5R 9 7634105 190484 140,43 X X X X X X

x-6R 10 7635182 192245 125,11 X X X X X X

Os poços x-4R e x-6R (poços 8 e 10 nas listagens) foram escolhidos para a

análise da variação temporal dos resíduos, e também, para comparação com os

valores de resíduo máximo, mínimo e desvio padrão dos resíduos, por estarem

localizados em pontos estratégicos da bacia, e por serem piezômetros

especialmente instalados para o monitoramento do nível freático. Todos os outros

pontos são poços rasos residenciais que foram aproveitados para o

monitoramento. O piezômetro x-6R está localizado ao lado da estação

fluviométrica do córrego de Barro Branco e o piezômetro x-4R está localizado no

vale principal da bacia (Figura 32).

Figura 32 – Mapa de localização dos poços utilizados na calibração do modelo

120

Optou-se pela utilização do Modelo Digital de Elevação como referência

altimétrica para toda a modelagem por não existir um levantamento com precisão

adequada das cotas dos poços de monitoramento. Sendo assim, o critério de

calibração levou em consideração valores máximos de carga hidráulica, de acordo

com as cotas do MDE, para os pontos monitorados, sendo os valores máximos de

carga hidráulica admissíveis nos poços x-6R e x-4R de 125,0 m e de 139,6 m,

respectivamente. Abaixo, na tabela 12, é apresentada a listagem dos resíduos

máximo, mínimo, médio e o desvio padrão, para os meses de fevereiro, abril e

agosto de 2006, onde:

iii HhR −= (Eq. 18)

( )5,0

1

21

−= ∑

=

n

i

ii Hhn

DPR (Eq. 19)

Ri= Resíduo de carga hidráulica no ponto i

hi=Carga computada no ponto i

Hi=Carga medida no ponto i

DPR=Desvio Padrão dos Resíduos

Rmax= Resíduo Máximo

Rmin=Resíduo Mínimo

Rmed=Média dos valores de resíduo

Rabs=Valor Absoluto do Resíduo

MRabs=Média dos Valores Absolutos dos Resíduos

121

Tabela 12 – Resíduos de Carga Hidráulica da simulação calibrada

Outra medida de calibração utilizada é o Desvio Padrão do Resíduo Médio

(s), que dá a medida de desvio dos resíduos em torno do Resíduo Médio.

2

1

1

2

1

)(

−

−

=∑

=

n

RR

s

n

i

medi

(Eq. 18)

Dia/mês Poços

hi Hi Ri

(Eq. 16) Ri abs R max R min R med MRabs DPR

(Eq.17)

1 148,317 148,600 -0,284 0,284 1,741 -0,828 0,524 0,815 0,528

2 141,884 141,720 0,164 0,164

3 160,500 159,250 1,250 1,250

4 139,970 138,280 1,690 1,690

5 134,462 135,290 -0,828 0,828

6 125,073 125,420 -0,347 0,347

7 139,258 137,810 1,448 1,448

8 138,439 138,330 0,108 0,108

9 140,631 138,890 1,741 1,741

57 dias/ fevereiro

10 123,954 123,660 0,294 0,294

1 147,684 148,620 -0,936 0,936 1,562 -0,959 0,292 0,840 0,493

2 141,623 141,770 -0,147 0,147

3 160,500 159,120 1,380 1,380

4 139,842 138,280 1,562 1,562

5 134,311 135,270 -0,959 0,959

6 125,117 125,370 -0,254 0,254

7 139,024 137,850 1,174 1,174

8 137,888 138,330 -0,442 0,442

9 140,229 138,800 1,429 1,429

117 dias/ abril

10 123,795 123,680 0,115 0,115

1 147,050 148,560 -1,510 1,510 1,975 -2,223 -0,024 1,331 1,061

2 141,180 142,720 -1,540 1,540

3 160,393 158,510 1,883 1,883

4 139,565 137,590 1,975 1,975

5 133,947 136,170 -2,223 2,223

6 125,063 126,020 -0,957 0,957

7 138,738 137,680 1,058 1,058

8 137,754 138,300 -0,546 0,546

9 139,773 138,440 1,333 1,333

237 dias/ agosto

10 123,718 123,430 0,288 0,288

122

Na figura 33 pode-se acompanhar o comportamento dos resíduos máximo,

mínimo, médio, da média dos valores absolutos dos resíduos e do desvio padrão

do resíduo médio (Eq. 18), ao longo dos meses monitorados em 2006. Em 2007 o

monitoramento foi muito irregular, rendendo um conjunto heterogêneo de dados,

não sendo adequada a aplicação destas medidas de calibração para análise

conjunta dos mesmos, já que em janeiro foram monitorados apenas 4 poços, em

fevereiro e maio, 6 poços, e 5 poços em março e abril (tabela 11). Na figura 34

são apresentadas as cargas hidráulicas medidas e computadas ao longo do ano de

2006, nos poços x-4R e x-6R.

-3,000

-2,000

-1,000

0,000

1,000

2,000

3,000

dez/05 fev/06 mar/06 mai/06 jul/06 ago/06

meses

resíd

uo

s (

m) R max

R min

R med

DP Rmed

M Rabs

Figura 33 – Comportamento dos resíduos de carga hidráulica ao longo dos meses de monitoramento em 2006.

122,00

124,00

126,00

128,00

130,00

132,00

134,00

136,00

138,00

140,00

dez/05 jan/06 fev/06 mar/06 abr/06 mai/06 jun/06 jul/06 ago/06 set/06

meses

Ca

rga

Hid

ráu

lica

(m

)

H comp x-6R

H med x-6R

H comp x-4R

H med x-4R

Figura 34 – Cargas hidráulicas computadas e medidas dos poços x-4R e x-6R no período de monitoramento de 2006.

123

A figura 35 corresponde aos diagramas de dispersão de cargas hidráulicas

computadas versus cargas hidráulicas medidas, gerados pelo programa FEFLOW

para os meses de janeiro e agosto de 2006, e março e maio de 2007.

a b

c d

Figura 35 – Diagramas de dispersão de cargas hidráulicas computadas versus cargas hidráulicas observadas: a) Janeiro de 2006; b) Agosto de 2006; c) Março de 2007 e d) Maio de 2007.

124

A calibração do modelo em relação à vazão medida na estação fluviométrica

de Barro Branco só pôde ser feita de forma indireta, uma vez que os resultados do

modelo dizem respeito à distribuição de carga hidráulica e de vazões do fluxo

subterrâneo e não fornecem resultados de fluxo superficial. Se considerarmos o nó

da malha de elementos finitos, correspondente ao local da estação equivalente a

um piezômetro imaginário, com o fundo localizado no leito do rio, é possível

comparar as cargas hidráulicas computadas no nó com as leituras de altura

linimétrica tomadas na estação. A estação fluviométrica do córrego do Barro

Branco está representada no modelo pelo nó n11, mas a cota de referência das

medidas linimétricas na estação (zero da régua linimétrica) era desconhecida e,

portanto, se usou de um artifício para fazer a comparação entre as alturas

registradas na estação e as cargas hidráulicas computadas pelo modelo. O poço x-

6R se encontra a 3,5 m de distância da estação fluviométrica de Barro Branco. As

medidas de carga de julho e agosto de 2006, no poço, se mantiveram em 123,43

m. Assumindo-se que, para estes meses, devido ao baixo índice de precipitação

(4,1 e 9,1 mm respectivamente), a altura linimétrica no rio teria origem

exclusivamente no fluxo subterrâneo (recessão), e que a menor carga hidráulica

medida no poço e a menor altura linimétrica registrada na estação ocorreram

simultaneamente, tomou-se a carga de 123,43 m como equivalente à medida de

0,045 m na estação (menor altura registrada). Estimando-se um gradiente de 0,005

(levando-se em conta a topografia no entorno da estação), chegou-se ao valor de

123,41 m para a carga hidráulica no nó n11, correspondente à cota da lâmina

d’água no rio. Assim a cota do zero da régua linimétrica foi encontrada

subtraindo-se a leitura de 0,047 deste valor, chegando-se a 123,36 m. O valor

encontrado para o zero da régua linimétrica, apesar de aproximado, pôde ser

utilizado para avaliar se as vazões computadas pelo modelo corresponderam às

vazões medidas, no mínimo em relação às ordens de grandeza envolvidas. A

estimativa foi feita considerando-se o modelo calibrado em relação às cargas

hidráulicas medidas nos 10 poços monitorados.

Na tabela 13 são apresentadas as cargas máxima e mínima computadas no

nó n11, e os valores máximo e mínimo das medidas de altura linimétrica média,

medidas na estação, transformados em carga. Na tabela 13, são apresentadas as

alturas médias mensais registradas na estação, as cargas hidráulicas

correspondentes e as cargas computadas no nó n11 e no piezômetro x-6R. Não foi

125

possível o estabelecimento de uma relação temporal entre as alturas medidas na

estação e as leituras no poço x-6R, pois não foi executada nenhuma campanha de

monitoramento integrado de água subterrânea e superficial. A defasagem entre o

tempo de elevação do estágio do rio e do nível d’água no poço x-6R após eventos

de precipitação não foi, portanto, estabelecida. Na figura 36 é apresentada uma

comparação entre a variação das cargas computadas no poço x-6R e no nó n11

com as cargas hidráulicas correspondentes às alturas linimétricas mínima, média e

máxima, registradas (utilizando-se a cota de 123,36 m como zero da régua). A

figura 5.10 corresponde à variação da vazão computada e das vazões mínima,

média e máxima medidas, no período monitorado.

Tabela 13– Cargas mínimas e máximas na estação fluviométrica

Tabela 14 – Carga computada e altura linimétrica média no período monitorado

Leituras H n11 H x-6r leit. med leit. min leit. máx H lin.média

jan/06 123,87 123,98 123,30 123,24 123,52 0,0870

fev/06 123,87 123,99 123,40 123,34 123,47 0,1880

mar/06 123,76 123,87 123,35 123,29 123,49 0,1416

abr/06 123,71 123,81 123,32 123,28 123,37 0,1100

mai/06 123,62 123,73 123,30 123,25 123,47 0,0940

jun/06 123,61 123,72 123,26 123,24 123,28 0,0450

jul/06 123,58 123,69 123,26 123,25 123,31 0,0530

ago/06 123,63 123,73 123,28 123,27 123,30 0,0742

set/06 123,63 123,74 123,31 123,28 123,38 0,1020

out/06 123,66 123,76 123,33 123,28 123,46 0,1200

nov/06 123,81 123,93 123,54 123,28 123,89 0,3300

dez/06 123,80 123,92 123,52 123,40 123,59 0,3050

jan/07 123,96 124,08 123,60 123,44 124,55 0,3920

fev/07 124,53 124,64 123,52 123,45 123,61 0,3090

mar/07 124,05 124,16 123,42 123,33 123,60 0,2130

abr/07 123,93 124,04 123,43 123,34 123,88 0,2180

mai/07 123,95 124,07 123,43 123,39 123,46 0,2230 H n11 - Carga computada no nó 11 correspondente à estação fluviométrica H x-6R - Carga computada no poço x-6R leit. min, méd e máx – alturas linimétricas transformadas em carga, com a cota de referência de 123,21 m

H n11 computado

(m)

H n11 medido

(m)

H linimétrica média (m)

Mínima 123,58 123,36 0,045

Máxima 124,53 123,60 0,392

∆H 0,95 0,35 0,347

126

123,00

123,20

123,40

123,60

123,80

124,00

124,20

124,40

124,60

124,80

125,00

out/05 dez/05 fev/06 abr/06 jun/06 ago/06 out/06 dez/06 fev/07 abr/07 jun/07

período de simulação (dias)

carg

a (

m)

n11 computado

altura mínima registrada

x-6R computado

123,00

123,20

123,40

123,60

123,80

124,00

124,20

124,40

124,60

124,80

125,00

out/05 dez/05 fev/06 abr/06 jun/06 ago/06 out/06 dez/06 fev/07 abr/07 jun/07

período de simulação (dias)

ca

rga (

m) n11 computado

altura média registrada

x-6R computado

123,00

123,20

123,40

123,60

123,80

124,00

124,20

124,40

124,60

124,80

125,00

out/05 dez/05 fev/06 abr/06 jun/06 ago/06 out/06 dez/06 fev/07 abr/07 jun/07

período de simulação (dias)

ca

rga

(m

) n11 computado

altura máxima registrada

x-6R computado

Figura 36 – Comparação entre as cargas hidráulicas computadas nos pontos x-6R e n11 e as alturas mínimas, médias e máximas mensais registradas na estação fluviométrica

127

0,000

0,100

0,200

0,300

0,400

0,500

0,600

0,700

0,800

0,900

1,000

set/05 dez/05 mar/06 jul/06 out/06 jan/07 abr/07 ago/07

período de simulação (dias)

vazão

(m

3/s

)

vazão computada

vazão média medida

vazão máxima medida

vazão mínima medida

Figura 37 – Vazões computadas pelo modelo e vazões mínimas, médias e máximas

mensais

É importante ressaltar que os valores utilizados correspondem à média das

vazões mínima, média e máxima registradas para cada mês de monitoramento.

Pode-se observar que os valores de vazão computados pelo modelo, considerando

a cota de referência estimada, estão dentro de uma faixa de valores aceitáveis

quando comparados com as vazões medidas. No entanto, a falta de dados de

campo relativos às cotas envolvidas e a ausência de um monitoramento integrado

do fluxo superficial e das cargas hidráulicas subterrâneas não permitiram a

calibração do modelo em relação ao escoamento superficial.

6.5

Verificação da calibração

A calibração do modelo foi verificada através da aplicação de um novo

conjunto de dados hidrológicos, com a atribuição da recarga nas mesmas

proporções segundo as classes de relevo. Ao invés da chuva diária de janeiro de

2006 a julho de 2007, utilizou-se a série histórica da precipitação média mensal da

estação de Cardoso Moreira. Os resultados foram comparados com a leitura dos

poços, desta vez utilizando os dados desde outubro de 2005 a maio de 2007,

correspondente ao período total de monitoramento dos mesmos (o monitoramento

dos poços começou antes do monitoramento hidrometeorológico de Barro

Branco).

128

Abaixo, são apresentados os diagramas de dispersão de carga calculada

versus carga medida nos 10 poços, em diversos estágios de tempo (Figura 38), e

na tabela 15 são apresentados os resíduos de carga hidráulica para os mesmos

meses da simulação de calibração, e ainda para o mês de outubro de 2005.

Tabela 15 – Resíduos de carga hidráulica e desvio padrão de resíduos, da série histórica de recarga, no período de calibração (outubro de 2005 a agosto de 2006) Dia/mês Poço hi Hi Ri Rabs Rmáx Rmín Rmed MRabs DPR

(Eq 17)

1 146,979 148,620 -1,641 1,641 1,719 -1,641 0,115 1,014 0,626

2 141,445 141,850 -0,405 0,405

3 160,413 159,280 1,133 1,133

4 139,999 138,280 1,719 1,719

5 133,925 135,290 -1,365 1,365

6 124,725 125,360 -0,635 0,635

7 139,064 137,790 1,274 1,274

8 137,784 138,230 -0,446 0,446

9 140,000 138,940 1,060 1,060

6511 dias

out/05

10 123,668 123,210 0,458 0,458

1 147,900 148,600 -0,700 0,700 2,238 -0,700 0,599 0,979 0,739

2 142,261 141,720 0,541 0,541

3 160,544 159,250 1,294 1,294

4 140,519 138,280 2,238 2,238

5 134,603 135,290 -0,687 0,687

6 124,977 125,420 -0,443 0,443

7 139,700 137,810 1,890 1,890

8 138,257 138,330 -0,073 0,073

9 140,633 138,890 1,743 1,743

6631 dias

fev/06

10 123,844 123,660 0,184 0,184

1 147,556 148,620 -1,064 1,064 2,104 -1,064 0,449 0,980 0,698

2 142,059 141,770 0,289 0,289

3 160,525 159,120 1,405 1,405

4 140,384 138,280 2,104 2,104

5 134,390 135,270 -0,880 0,880

6 124,941 125,370 -0,429 0,429

7 139,486 137,850 1,636 1,636

8 138,047 138,330 -0,283 0,283

9 140,416 138,800 1,616 1,616

6691 dias

abr/06

10 123,779 123,680 0,098 0,098

1 146,743 148,560 -1,817 1,817 2,378 -2,358 -0,042 1,483 1,314

2 141,292 142,720 -1,428 1,428

3 160,395 158,510 1,885 1,885

4 139,968 137,590 2,378 2,378

5 133,812 136,170 -2,358 2,358

6 124,634 126,020 -1,386 1,386

7 138,992 137,680 1,312 1,312

8 137,663 138,300 -0,637 0,637

9 139,885 138,440 1,445 1,445

6811 dias

ago/06

10 123,620 123,430 0,190 0,190

129

a) b)

c) d)

e) f) Figura 38 – Diagramas de dispersão das cargas hidráulicas computadas versus medidas para a simulação da série histórica de 20 anos. A) Outubro de 2005; b) Janeiro de 2006; c) Fevereiro de 2006; d) Agosto de 2006; e)Março de 2007 e f) Maio de 2007

A análise dos dados apresentados na tabela 15 permite concluir que não

houve nenhuma discrepância entre a simulação histórica e a simulação calibrada

com relação aos valores encontrados de desvio padrão e média dos valores

absolutos dos desvios. Nos diagramas de dispersão, foi observada uma boa

130

concordância entre os valores computados e medidos no campo, não havendo

também discrepância quando comparados aos resultados da simulação que

utilizou os dados da estação de Barro Branco.

A calibração foi verificada também em termos de volume médio escoado na

bacia. O escoamento foi medido ao longo do ano civil de 2006 (já que os dados

disponíveis não abrangeram um ano hidrológico completo), e parte do ano de

2007, totalizando 602 dias de monitoramento da vazão. As vazões médias mensais

escoadas nas duas estações instaladas na bacia foram comparadas com o volume

de fluxo total através do contorno dos rios, calculado pelo modelo. Foi feito o

balanço global de fluxo para os dois períodos no FEFLOW e o volume total de

fluxo efluente foi comparado com o volume total correspondente à soma das

vazões médias mensais das duas estações. O resultado se encontra exposto na

tabela 16, onde também foi incluída uma estimativa de volume subtraído do

escoamento para o uso na irrigação das lavouras existentes na bacia. O cálculo foi

feito utilizando-se uma vazão média por bomba de irrigação de 4,0 m3/h (Bhering,

2007), multiplicada pelo número de produtores de tomate cadastrados na bacia em

2006 (18 produtores, (Fidalgo, 2006)) com um regime de bombeamento de 6

horas por dia, durante 120 dias, correspondentes aos meses de maio a agosto

(época do cultivo do tomate). Para o período de 602 dias este volume foi dobrado,

uma vez que o monitoramento da estação em 2007 abrangeu o período de janeiro

a julho.

Tabela 16 – Comparação entre os volumes escoados, computados e medidos e a correção relativa aos volumes estimados para a irrigação

.

Volumes (m3) 365 dias 602 dias

Total computado 2,023E+06 4,213E+06

Total medido 1,794E+06 3,484E+06

Resíduo 2,295E+05 7,290E+05

Volume estimado p/ irrigação 5,184E+04 1,037E+05

Balanço de

Massa Acumulado

Resíduo corrigido 1,777E+05 6,254E+05

Resíduo/período 41,96 133,28

Resíduo/dia 0,1150 0,2214

Resíduo/dia est.chuvosa 0,3497 0,7405

Resísuo corrigido/período 32,49 114,33

Resíduo corrigido/dia 0,0890 0,1899

Resíduos convertidos

em fluxo (mm)

Resíduo corrigido/dia est.chuvosa 0,2707 0,6352

131

O volume total escoado, computado pelo modelo, foi de 2,023 x 106 m3 por

ano (janeiro a dezembro de 2006) e de 4,21 x 10 m3 em 602 dias (de janeiro de

2006 a julho de 2007). O volume total medido foi de 1,794 x 106 m3 e de 3,484 x

106 m3 para os mesmos períodos. A diferença, ou resíduo, foi dividida pela área da

bacia e pelo número de dias em cada período, resultando em um fluxo diário na

superfície da bacia. O mesmo cálculo foi feito levando-se em consideração apenas

os dias correspondentes à estação chuvosa para os dois períodos (120 e 180 dias

respectivamente). Os resíduos resultantes, apresentados na tabela 16, foram

considerados satisfatórios, levando-se em consideração os erros envolvidos nos

procedimentos de aquisição de dados nas estações instaladas na bacia (a resolução

do pluviômetro é de 0,254 mm, Moraes, 2007). Se a estimativa de volume

subtraído da vazão para irrigação for levada em consideração, as diferenças entre

as vazões computadas e medidas são ainda menores.

Deve-se lembrar que este modelo não reproduz o escoamento superficial,

podendo apenas avaliar as relações entre a recarga subterrânea e o escoamento nos

canais fazendo de um balanço de massa através do contorno que representa este

escoamento (condição de 3o tipo, transferência entre aqüífero e rio). Para uma

avaliação mais precisa da relação entre a vazão medida no rio e a vazão

descarregada através do fluxo de base, seria necessário um modelo que integrasse

o fluxo subterrâneo ao escoamento superficial. Outra questão é a incerteza

envolvida nos procedimentos de aquisição de dados hidrometeorológicos e a

precisão dos equipamentos utilizados, que não foi considerada neste estudo e que

necessita de uma avaliação no futuro.

6.6

Análise de sensibilidade

A análise de sensibilidade tem por objetivo avaliar a incerteza do modelo

calibrado que está relacionada à incerteza da estimativa de parâmetros de

alimentação deste modelo, tais como os parâmetros de fluxo, condições de

contorno, geometria, etc. (Anderson & Woessner, 2002). “A sensibilidade é a

variação no valor de uma ou mais variáveis de saída, (tais como carga

hidráulica), ou quantidades calculadas a partir destas variáveis, (como descargas

subterrâneas), devido à variabilidade ou incerteza em um ou mais parâmetros de

132

entrada de um modelo de fluxo subterrâneo (tais como propriedades hidráulicas

ou condições de contorno)”, (ASTM/D 5611-94, 2002).

A sensibilidade do modelo calibrado da micro-bacia de Barro Branco foi

analisada quanto aos parâmetros recarga, condutividade hidráulica e cota de

referência dos rios, que quando variados dentro das faixas de valores utilizados na

calibração mostraram uma maior alteração dos resultados, ou seja, mostraram uma

maior sensibilidade. A avaliação da sensibilidade consistiu na variação sistemática

destes parâmetros em uma faixa de valores possíveis, e na comparação entre os

resultados obtidos e os do modelo calibrado, através da análise do comportamento

dos resíduos de carga hidráulica e de vazões computadas.

Os parâmetros de fluxo não saturado não foram avaliados, em razão da

pequena sensibilidade do modelo a estes parâmetros durante o processo de

calibração. Para intervalos menores de tempo de simulação estes parâmetros

podem ter um peso maior, pois foi observado que a sua influência diz respeito

apenas ao tempo de chegada da frente de umidade ao nível freático. A recarga

direta no modelo não depende dos parâmetros de fluxo não saturado, pois consiste

em um fluxo prescrito na superfície do domínio. No entanto, o uso de parâmetros

não saturados adequados é importante para a obtenção da distribuição de carga

hidráulica na interface entre a zona saturada e não saturada, e na camada

superficial, com base nas características dos solos locais.

A identificação do tipo de sensibilidade de cada parâmetro analisado seguiu

a orientação da norma D5611-94/ASTM (2002). Existem quatro tipos de

sensibilidade (Fig. 39) relacionados aos impactos que mudanças nos valores de

entrada do modelo calibrado terão nas conclusões do mesmo.

As sensibilidades do tipo I e II não representam um problema, pois não

provocam mudanças significativas nas conclusões do modelo. A sensibilidade do

tipo III também não é motivo de preocupação, pois apesar da mudança nos valores

de entrada afetar as conclusões do modelo, esses valores ao mesmo tempo o tiram

da calibração. O tipo de sensibilidade que causa maiores problemas no processo

de calibração de um modelo é o IV por invalidar os seus resultados, já que para

toda uma faixa de valores dos parâmetros de entrada, em que o modelo pode ser

considerado calibrado, as conclusões mudam de maneira significativa, não

havendo mérito, portanto, na sua utilização. Este tipo de sensibilidade geralmente

133

requer um levantamento adicional de dados para diminuir a gama de valores

possíveis dos parâmetros de entrada (ASTM D 5611-94, 2002).

Mudança na calibração

não significativa significativa

não

sign

ific

ativ

a

Tipo I Tipo II M

ud

an

ça

nas

con

clu

sões

sign

ific

ativ

a

Tipo IV

Tipo III

Figura 39 – Resumo dos tipos de Sensibilidade (modificado de ASTM, D 5611-94, 2002)

6.6.1

Recarga

Após a calibração do modelo, a recarga foi variada dentro da faixa de

valores calculados com os dados de vazão da Estação de Cardoso Moreira, na

simulação que reproduziu a série histórica de precipitação de 20 anos. Os valores

variaram de 77 a 540 mm, sendo este último correspondente à recarga do ano de

2006 para 2007, quando houve uma intensa estação chuvosa. Os resultados

obtidos para os diversos níveis de recarga mostraram que a carga hidráulica nos

10 poços de monitoramento se manteve dentro da faixa de valores observados na

bacia, não tendo apresentado grandes variações, indicando uma sensibilidade do

tipo IV deste parâmetro em relação à recarga.

A validação do modelo quanto aos seus aspectos preditivos e como

ferramenta de suporte na gestão de reservas subterrâneas na bacia de Barro

Branco depende de uma avaliação cuidadosa desta sensibilidade, pois a recarga é

ao mesmo tempo um parâmetro de entrada e um dos objetivos da modelagem. O

cálculo da recarga anual pelo fluxo de base serviu como uma referência de valores

aproximados, que são geralmente menores que a recarga real (Risser, 2006). A

134

calibração deste parâmetro foi feita através da comparação do volume de fluxo

efluente obtido na simulação de 602 dias, com o volume de fluxo total medido na

estação de Barro Branco, tendo-se previamente calibrado a altura do rio e a

condutividade hidráulica em relação à carga observada.

A sensibilidade do modelo ao parâmetro recarga foi então avaliada de forma

sistemática em 8 simulações, através da aplicação de um fluxo constante na

superfície da bacia, distribuído pelas classes de recarga previamente definidas,

que, em volumes globais, variou de 1,039 x 103 m3/d a 6,952 x 103 m3/d como

descrito na tabela 17. Os valores de recarga aplicados ficaram dentro da faixa

observada na série histórica.

Tabela 17 – variação da recarga nas simulações de avaliação da sensibilidade do modelo a este parâmetro

Recarga Simulação

m3/dia m3/ano mm/ano

1 1,04E+03 3,79E+05 69,34

2 1,66E+03 6,07E+05 111,04

3 2,46E+03 9,00E+05 164,45

4 2,64E+03 9,63E+05 176,12

5 2,70E+03 9,86E+05 180,19

6 3,25E+03 1,19E+06 216,86

7 3,90E+03 1,42E+06 260,24

8 4,71E+03 1,72E+06 314,24

9 5,70E+03 2,08E+06 379,97

10 6,06E+03 2,21E+06 404,00

calibrada 6,95E+03 2,54E+06 463,88

-3,00

-2,50

-2,00

-1,50

-1,00

-0,50

0,00

0,50

1,00

1,50

2,00

2,50

0,0E+00 2,0E+03 4,0E+03 6,0E+03 8,0E+03

Recarga (m3)

Resíd

uo

s (

m)

res máx

res mín

Média Res

Desvio Padrão

res x-4R

res x-6R

Figura 40 – Variação dos resíduos de carga hidráulica, desvio padrão e resíduos dos poços x-4R e x-6R em relação à recarga aplicada (agosto de 2006).

135

Na Figura 40 é apresentada a variação dos resíduos de carga hidráulica

relativos ao mês de agosto de 2006. Observa-se que os resíduos médio e mínimo e

o resíduo do poço x-4R mostram uma pequena variação em relação aos valores de

recarga aplicada, e diminuem à medida que a recarga é aumentada, se mantendo

constantes nas duas últimas simulações. O desvio padrão e o resíduo máximo do

poço x-6R, contíguo à estação, se mantém praticamente inalterados. Na figura 41,

observa-se que a carga hidráulica nos dois poços de controle praticamente não se

altera, mantendo-se abaixo das cotas máximas admissíveis para estes dois pontos.

Este comportamento caracteriza a sensibilidade do resultado de distribuição de

carga hidráulica em relação à recarga como do tipo IV, pois não houve

praticamente nenhuma mudança na calibração deste parâmetro e a estimativa da

recarga é essencial para o entendimento da dinâmica de fluxo da bacia e a

avaliação de suas reservas subterrâneas

.

122,00

124,00

126,00

128,00

130,00

132,00

134,00

136,00

138,00

140,00

142,00

0,0E+00 2,0E+03 4,0E+03 6,0E+03 8,0E+03

Recarga (m3)

H (

m)

H x-4R

H x-6R

H máx x-6R

H máx x-4R

Figura 41 – Comportamento da carga hidráulica nos poços x-4R e x-6R em relação ao fluxo de recarga aplicado (agosto de 2006).

O resultado de vazão total efluente das 10 simulações, no período de 602

dias, por outro lado, apresentou uma grande sensibilidade ao valor de entrada de

recarga (Figura 42). A curva de variação do volume de fluxo total com a recarga

aplicada apresentou uma grande inflexão entre 5,7 x103 m3/d e 6,95 x 103 m3/d,

evidenciando a existência de um valor crítico de recarga a partir do qual o volume

136

de fluxo efluente descarregado pelos córregos aumenta muito rápido em relação

ao incremento de recarga aplicado.

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

4,5E+06

0,0E+00 1,0E+03 2,0E+03 3,0E+03 4,0E+03 5,0E+03 6,0E+03 7,0E+03 8,0E+03

recarga (m3/d)

Flu

xo

efl

uen

te t

ota

l (m

3)

fluco efluente

valor calibrado

Figura 42 – Comportamento da carga hidráulica nos poços x-4R e x-6R em relação ao fluxo de recarga aplicado. Agosto de 2006.

Foi também observada uma grande variação nos valores relativos ao volume

de fluxo influente das 10 simulações (Figura 43), caracterizando uma

sensibilidade do tipo III deste resultado em relação à recarga.

4,0E+05

4,5E+05

5,0E+05

5,5E+05

6,0E+05

6,5E+05

7,0E+05

0,0E+00 2,0E+03 4,0E+03 6,0E+03 8,0E+03

recarga (m3/d)

flu

xo

in

flu

en

te t

ota

l (m

3)

fluxo influente

simulação calibrada

Figura 43 – Variação do volume total de fluxo influente em relação à recarga aplicada

137

6.6.2

Condutividade Hidráulica

A sensibilidade dos resultados de carga hidráulica, e dos volumes totais de

fluxo, em relação aos valores de entrada de condutividade hidráulica foi avaliada

através de 6 simulações. A condutividade hidráulica das quatro primeiras camadas

de rocha do domínio, até a profundidade de 250 m, foi variada dentro de uma

faixa de valores possíveis para as litologias envolvidas, como descrito na tabela

18. Os parâmetros da camada superficial de 5 m de espessura, que representa o

solo, não foram modificados.

Na figura 44 estão representados os resíduos de carga hidráulica, o desvio

padrão dos resíduos e os resíduos dos poços x-4R e x-6R, relativos ao mês de

agosto de 2006. Foi também plotada a variação da carga hidráulica dos poços x-

4R e x-6R em relação à condutividade hidráulica. O retângulo tracejado marca os

valores da simulação calibrada. O comportamento do fluxo efluente em relação à

condutividade hidráulica (Figura 45) também apresentou uma grande variação.

Tabela 18 – Valores de condutividade hidráulica aplicados no estudo de sensibilidade

Condutividade Hidráulica (m/s) simulação camadas

Zonas de fraturas Zona de transição Maciço cristalino

2 e 3 2,5E-08 2,0E-09 2,0E-10 1

4 e 5 1,0E-08 2,0E-09 2,0E-10

2 e 3 2,5E-07 2,0E-07 2,0E-08 2

4 e 5 1,0E-07 1,0E-08 1,0E-09

2 e 3 1,0E-06 5,0E-07 5,0E-08 3

4 e 5 2,5E-07 1,0E-07 1,0E-08

2 e 3 2,0E-06 1,0E-06 1,0E-07 4

4 e 5 2,5E-07 2,0E-07 2,0E-08

2 e 3 1,0 - 2,5E-06 2,0E-06 2,0E-07 calibrada

4 e 5 1,0E-06 1,0E-07 1,0E-08

2 e 3 4,0E-06 4,0E-07 4,0E-08 6

4 e 5 4,0E-07 4,0E-08 4,0E-09

2 e 3 5,0E-06 1,0E-06 1,0E-07 7

4 e 5 1,0E-06 1,0E-07 1,0E-08

138

-4,000

-3,000

-2,000

-1,000

0,000

1,000

2,000

3,000

4,000

0,0E+00 1,0E-06 2,0E-06 3,0E-06 4,0E-06 5,0E-06 6,0E-06

Condutividade Hidráulica (m/s)

Resíd

uo

s (

m)

res máx

res mín

média dos res

Desvio Padrão

res x-4R

res x-6R

120,00

122,00

124,00

126,00

128,00

130,00

132,00

134,00

136,00

138,00

140,00

142,00

0,0E+00 1,0E-06 2,0E-06 3,0E-06 4,0E-06 5,0E-06 6,0E-06

Condutividade Hidráulica (m/s)

H (

m)

H x-4R

H x-6R

H máx x-6R

H máx x-4R

Figura 44 – Comportamento dos resíduos e da carga hidráulica dos poços x-4R e x-6R em relação à condutividade hidráulica. Agosto de 2006.

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

4,5E+06

0,0E+00 1,0E-06 2,0E-06 3,0E-06 4,0E-06 5,0E-06 6,0E-06

Condutividade hidráulica (m/s)

Vo

lum

e t

ota

l (m

3)

fluxo efluente

calibrado

Figura 45 – Variação do volume total de fluxo efluente descarregado em 602 dias em relação à condutividade hidráulica

139

A variação dos valores de saída de carga hidráulica e do fluxo efluente, em

relação à variação da condutividade hidráulica, caracteriza uma sensibilidade do

tipo III do modelo em relação a este parâmetro.

6.6.3

Carga hidráulica de referência dos rios

A grande sensibilidade do modelo ao nível de referência da lâmina d’água

dos corpos hídricos superficiais foi verificada durante todo o processo de

calibração. A carga hidráulica de referência do contorno que simula os corpos

hídricos superficiais representa o nível potenciométrico de base de todo o fluxo

subterrâneo na bacia, e do seu ajuste (juntamente com a condutividade hidráulica)

vai depender toda a distribuição de gradiente hidráulico, e conseqüentemente, os

volumes de fluxo descarregados através deste contorno.

Os valores de carga hidráulica do rio foram variados num intervalo de 5 m,

tomando-se como referência as cotas estimadas através do Modelo Digital de

Elevação da bacia. Foram usadas cotas desde 4 metros mais baixas, até 1 metro

mais elevadas em relação ao MDE. A cota da estação fluviométrica (125 m no

MDE) foi usada como referência para a apresentação dos resultados do estudo de

sensibilidade, tendo sido variada desde 121 m até 126 m.

A figura 46 representa a variação dos resíduos de carga hidráulica do mês de

agosto de 2006 em relação à variação da cota do rio. O polígono tracejado marca

os valores da simulação calibrada.

140

Agosto de 2006

-4,00

-3,00

-2,00

-1,00

0,00

1,00

2,00

3,00

4,00

5,00

120 121 122 123 124 125 126 127

cota do rio na estação fluviométrica (m)

res

ídu

os d

e c

arg

a h

idrá

uli

ca

(m

)r Max

r Min

Média Resíduos

Desvio Padrão

r x-4R

r x-6R

Figura 46 – Variação dos resíduos de carga hidráulica em função da variação da cota dos rios. Agosto de 2005.

A variação das cargas hidráulicas dos poços x-4R e x-6R foi plotada em

função da cota do rio, para os meses de março e agosto de 2006, e de janeiro de

2007. Os valores máximos admissíveis de carga hidráulica de cada ponto foram

representados por linhas tracejadas (Figura 47). A cota do rio junto à estação

fluviométrica na simulação calibrada é de 122 m. A grande sensibilidade da carga

hidráulica nos poços era esperada devido à sua localização, próxima aos córregos

e canais da bacia.

O volume total descarregado no rio em 602 dias foi também plotado em

relação à cota do rio (Figura 48). Nota-se que o volume de fluxo efluente varia

fortemente, diminuindo progressivamente quando a cota ultrapassa o valor de 122

da calibração. Contrariamente, à medida que o volume de fluxo efluente diminui,

o fluxo influente aumenta a partir do valor de calibração. Este resultado é

esperado, já que nos trechos onde o rio é efluente o aumento de sua cota

representa uma diminuição do gradiente hidráulico na interface água subterrânea-

superficial, e conseqüentemente, da vazão descarregada pelo aqüífero.

Inversamente, nos trechos onde o rio é influente, o aumento de sua carga

hidráulica e do gradiente hidráulico entre o rio e o aqüífero aumenta a vazão

descarregada no fluxo subterrâneo a partir do rio.

O comportamento da carga hidráulica e do volume de fluxo, influente e

efluente, em relação à variação da cota do rio caracteriza uma sensibilidade do

tipo III em relação a este parâmetro.

141

Março de 2006

122

124

126

128

130

132

134

136

138

140

142

120 121 122 123 124 125 126 127

cota do rio na estação fluviométrica (m)

carg

a h

idrá

uli

ca

(m

)

H x-4R

H x-6R

H máx rio

H máx P8

Agosto de 2006

122

124

126

128

130

132

134

136

138

140

142

120 121 122 123 124 125 126 127

cota do rio na estação fluviométrica (m)

ca

rga h

idrá

uli

ca (

m)

x-6R

x-4R

H máx x-6R

H máx x-4R

Janeiro de 2007

122

124

126

128

130

132

134

136

138

140

142

144

120 121 122 123 124 125 126 127

cota do rio na estação fluviométrica (m)

ca

rga h

idrá

uli

ca

(m

)

x-4R

x-6R

H máx x-6R

H máx x-4R

Figura 47 – Variação da carga hidráulica dos poços x-4R e x-6R em relação à variação da cota do rio

142

Volume total - 602 dias

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

4,5E+06

120 121 122 123 124 125 126 127

cota do rio na estação (m)

Vo

lum

e t

ota

l (m

3)

Fluxo efluenteFluxo influentecalibrado

Figura 48 – Variação do fluxo efluente e influente em relação à carga de referência do rio

6.7

Apresentação e análise dos resultados

6.7.1

Distribuição da carga hidráulica e posição do nível freático

Na figura 49 é apresentado o resultado de distribuição de carga hidráulica,

relativo aos estágios de 327, 415 e 602 dias da simulação calibrada. Os estágios

correspondem ao final da estação seca de 2006, ao final do período chuvoso em

2007 e ao final da simulação, em julho de 2007. A carga hidráulica variou de um

valor mínimo de aproximadamente 122 m, na saída da bacia, a aproximadamente

394 m nas elevações de suas cabeceiras. Nota-se que a carga hidráulica nas

encostas e elevações se mantém praticamente inalterada, enquanto nos vales e

planícies aluvionares há uma mudança sensível entre a estação chuvosa e a

estação seca. O período simulado de janeiro de 2006 a julho de 2007 foi o mais

úmido dos últimos 20 anos, tendo correspondido ao maior evento de recarga,

segundo os cálculos do fluxo de base. A condição resultante na bacia de Barro

Branco para esta simulação, portanto, é a de armazenamento máximo, tendo sido

observados níveis d’água aflorantes nas várzeas dos córregos que drenam a bacia,

como pode-se observar na figura 50. A superfície freática (pressão igual a 0 KPa),

intercepta a topografia formando diversas “poças”. Este resultado, no entanto,

deve ser analisado com cuidado, pois a resolução do MDE na área de baixada é

143

pequena, com poucos pontos cotados, não havendo precisão na reprodução da

superfície do terreno. Um melhor resultado da posição do nível freático em

relação à topografia teria sido obtido se houvesse um levantamento topográfico

com eqüidistância de no máximo 1 m entre as curvas de nível, na área de baixada.

Figura 49 – Variação de carga hidráulica. De cima para baixo: Estágios de 327, 415 e 602 dias, respectivamente agosto de 2006 e fevereiro e julho de 2007.

144

Figura 50 – Superfície freática no estágio de 267 dias

A figura 51 abaixo representa a variação de carga hidráulica, durante a

simulação calibrada, nos poços monitorados e nos pontos de observação,

correspondentes aos nós mais próximos de cada poço. Nota-se que só houve

variação significativa de carga em torno de 420 dias de simulação,

correspondendo ao mês de fevereiro de 2007, após três meses de precipitação

intensa (862,2 mm de novembro de 2006 a janeiro de 2007). Mesmo assim esta

variação mais brusca foi observada apenas nos poços localizados na interseção das

zonas de fratura NE e NW, no vale principal do córrego Barro Branco (x-4R, x-

5R, 20-R, PP, 15-R, 18-R).

Figura 51 - Comportamento da carga hidráulica nos poços monitorados, e nos seus nós mais próximos, durante a simulação calibrada.

145

Os resultados de carga hidráulica da simulação da série histórica, de 1987 a

2007, foram analisados ano a ano e mostraram, de uma maneira geral, uma

condição de distribuição de carga hidráulica que não sofreu alterações muito

significativas ao longo do período, com exceção do último evento de recarga

simulado, do ano de 2006 para 2007. Este resultado é coerente com a condição de

um sistema de fluxo natural, sem bombeamento, que a longo prazo apresenta um

balanço de massa médio ou uma condição de equilíbrio (Kalf and Wooley, 2005).

Esta condição foi descrita por Fetter (1994) como um equilíbrio dinâmico, onde a

quantidade de água que recarrega o aqüífero é contrabalançada por uma

quantidade equivalente de descarga natural, e o campo potencial é mais ou menos

constante. Nesta situação pode-se descrever o fluxo como em um sistema

permanente, como observaram Freeze & Cherry (1979) a respeito do uso de redes

de fluxo permanentes para descrever sistemas de fluxo regionais.

Nas figuras a seguir são apresentadas as distribuições de carga hidráulica

relativas ao final da estação seca (setembro/outubro) para os ciclos hidrológicos

listados na tabela 19, que correspondem a diversos níveis de recarga observados

na série analisada. A recarga variou de 65 mm no período de 1998 a 1999 a 541

mm de 2006 a 2007 (tabela 5), com um valor médio de 229,5 mm. Os anos

escolhidos foram classificados de forma relativa, variando de muito secos a muito

úmidos. Observa-se que não ocorrem mudanças significativas na distribuição de

isovalores de carga hidráulica em todos os períodos analisados,

independentemente do nível de recarga imposto.

Tabela 19 – Ciclos hidrológicos e sua classificação em relação ao volume de recarga direta

Período (ciclo hidrológico)

Estágio (dias)

Recarga Direta (mm)

Classificação relativa

1989 a 1990 1141 133 Seco

1991 a 1992 1861 219 Médio

1994 a 1995 2851 77 Muito Seco

1998 a 1999 4351 65 Muito Seco

2002 a 2003 5821 290 Úmido

2004 a 2005 6511 380 Muito Úmido

As Figuras 52 e 53 correspondem ao final da estação seca dos períodos

analisados.

146

Figura 52 – De cima para baixo: Carga hidráulica em outubro de 1990, 1992 e 1995, relativas a ciclos classificados como seco, médio e muito seco, respectivamente.

147

Figura 53 – De cima para baixo: Carga hidráulica em outubro de 1999, 2003 e 2005 correspondentes a ciclos classificados como muito seco, úmido e muito úmido, respectivamente.

148

O resultado relativo à estação chuvosa para os ciclos de 1989/90, 1991/92 e

1994/95 está exposto na Figura 54. O resultado relativo aos outros três períodos

analisados (1999, 2003 e 2005) também apresentou a mesma distribuição de carga

hidráulica.

Figura 54 - De cima para baixo: Carga hidráulica em fevereiro de 1990, 1992 e 1995, relativas a ciclos classificados como seco, médio e muito seco, respectivamente.

149

O evento de recarga de 2006 a 2007, que foi analisado com dados de

precipitação diária na simulação de calibração, foi reproduzido na série histórica

com os dados de precipitação média mensal. Os resultados encontrados (Figura

55) são muito semelhantes aos apresentados na Figura 49 para aquela simulação.

Figura 55 - De cima para baixo: Carga hidráulica em agosto de 2006, fevereiro e julho de 2007, como resultado da simulação histórica.

150

Os contornos de isovalores de carga hidráulica, correspondentes ao estágio

de 415 dias daquela simulação, e de 6991 dias da simulação histórica,

apresentaram uma grande variação em relação à configuração normal de

distribuição de carga hidráulica (Figuras 49 e 55). A faixa de 121 a 140 m,

correspondente aos menores valores de carga, após a estação chuvosa ocupa

apenas a metade inferior do vale do córrego de Barro Branco, que é o vale mais ao

norte da bacia (à direita na figura), enquanto que a faixa de valores imediatamente

superior, de 140 a 158 m, ocupa toda a parte à montante neste vale. Os valores de

carga hidráulica, nesta área da bacia, sofreram uma grande elevação

imediatamente após o intenso evento de precipitação. Um novo equilíbrio foi

restabelecido aos 7111 dias de simulação (Figura 56), no início do mês de junho,

quatro meses depois. O excesso de fluxo foi dissipado através de um aumento

significativo de descarga, como será visto mais adiante.

Figura 56 – Carga hidráulica aos 7111 dias de simulação, junho de 2007

Finalmente, na figura 57 é apresentada a variação de carga hidráulica nos

poços de observação, e seus respectivos nós, durante a simulação de 20 anos.

Nota-se a maior variação de carga hidráulica correspondente aos períodos de

maior recarga, como nos ciclos de 1992 a 1993, 1993 a 1994, 2004 a 2005 e 2006

a 2007, próximos aos estágios de 1951, 2311, 6271 e 6991 dias. Mais uma vez, o

mesmo grupo de poços apresentou as maiores variações, como ocorreu na

simulação de 602 dias.

151

Figura 57 – Variação de carga hidráulica nos poços e respectivos nós, durante a simulação de 20 anos.

A configuração do campo potenciométrico resultante do modelo de fluxo da

bacia de Barro Branco fica bem demonstrada em seções 2D, onde é possível a

identificação dos sistemas de fluxo existentes. O estágio de tempo escolhido para

traçar os perfis foi o de 6871 dias, que corresponde a outubro de 2006 (início da

estação úmida monitorada). Foram traçadas seções transversais aos dois principais

vales da bacia, e seções longitudinais, ao longo dos vales dos córregos de Barro

Branco e Ferreira. Foram também traçadas quatro seções próximas ao exutório da

bacia.

As direções de traçado dos perfis transversais aos vales do Barro Branco e

do Ferreira estão indicadas na Figura 58. Os perfis 1, 5 e 7, de sentido NW-SE,

são apresentados nas figuras 59, 60 e 61, respectivamente. As regiões de cor

escura, no topo dos perfis, correspondem à zona não saturada, onde os altos

gradientes resultam em equipotenciais muito próximas uma das outras, criando

este efeito. Todas as seções transversais foram traçadas sem exagero vertical.

O perfil 1 atravessa a bacia no ponto de maior largura do vale do córrego

Barro Branco (Fig. 59). Neste perfil, as linhas equipotenciais representam

intervalos de 1m de carga hidráulica e mostram a existência de sistemas de fluxo

locais, de pouca profundidade, com áreas de descarga nos vales dos córregos

Ferreira e do Barro Branco, e áreas de recarga nos divisores de água entre os dois

vales e nos divisores da bacia. A configuração das equipotenciais mostra que,

localmente, para a geometria escolhida, com 1000 m de profundidade, não

ocorrem sistemas de fluxo intermediários conectando os dois vales.

152

Figura 58 – Localização dos perfis transversais aos vales da bacia de Barro Branco

O perfil 5 (Fig. 60) corta a bacia mais à jusante, através dos pontos mais

elevados dos divisores de água, e atravessa os vales em trechos mais estreitos. As

equipotenciais representam intervalos de 0,5 m de carga hidráulica. Neste perfil

nota-se a existência de um sistema de fluxo local descarregando no vale do Barro

Branco, com áreas de recarga nos divisores do vale e um sistema intermediário,

com área de recarga no vale do córrego Ferreira (à direita) e de descarga no vale

do Barro Branco.

Figura 59 – Perfil 1

153

Figura 60 – Perfil 5

O perfil 7 (Fig. 61) está localizado em um trecho mais à montante na bacia

do que os outros perfis, e atravessa os dois pequenos córregos que formam a

cabeceira do córrego do Barro Branco. O trecho do córrego Ferreira (à direita, na

figura) neste ponto é bem mais largo do que nos perfis 1 e 5. Os dois vales que

formam as cabeceiras do córrego Barro Branco se configuram como uma área de

recarga, bem como as elevações que os margeiam, indicando que os córregos são

intermitentes. Já o vale do córrego Ferreira, atravessado pelo perfil, corresponde a

uma zona de descarga de um sistema local, cuja recarga se dá nas duas elevações

vizinhas. Os intervalos de carga hidráulica são de 0,5 m.

Figura 61 – Perfil 7

154

Finalmente o perfil 2, de sentido SE-NW (Fig. 2) atravessa os dois vales

principais em um ponto mais à jusante, onde os vales possuem uma largura

semelhante. O perfil cruza a bacia próximo ao ponto culminante do divisor de

águas entre os dois vales. Nota-se que os vales correspondem a áreas de descarga

de dois sistemas de fluxo locais e isolados pelo maciço que os separa, e que o

maciço funciona como área de recarga para os dois vales. O padrão de fluxo

observado embaixo do maciço se deve à presença de uma barragem em seu topo

(inserida no modelo como contorno de 3o tipo). Intervalos de carga hidráulica de

0,5 m.

Figura 62 – Perfil 2

A localização dos perfis longitudinais se encontra indicada na Figura 63, e

os resultados são apresentados nas figuras 64 e 65. O sentido dos perfis é de SW a

NE, ou seja, de montante para jusante. Não há exagero vertical e os intervalos de

carga hidráulica são de 1 m.

O perfil 6 (Fig. 64), ao longo do córrego Ferreira, demonstra a existência de

uma direção geral de fluxo da cabeceira para o exutório da bacia, sendo que os

sistemas de fluxo locais observados se devem ao padrão de fluxo nas bordas das

elevações, tangenciadas pela linha do perfil.

No perfil 11 (Fig. 65), observa-se a mesma direção geral de fluxo e a grande

área de descarga correspondente á área de várzea da bacia, cujo nível d’água se

mostrou sempre muito raso, ou mesmo aflorante, durante a simulação da série

histórica e a de 602 dias.

155

Figura 63 – Localização dos perfis longitudinais

Figura 64 – Perfil 6

Figura 65 – Perfil 11

156

Finalmente, foram traçadas quatro seções próximas ao exutório da bacia

(Fig. 66). A seção 13 foi traçada de NW para SE e a 14, de NE para SW, ou seja,

da perspectiva de quem olha de montante para jusante no rio. Estas seções cruzam

a área de várzea do córrego Barro Branco. A proporção entre as escalas vertical e

horizontal é de 0,4.

Figura 66 – Localização das seções próximas ao exutório da bacia

Observa-se na seção 13 (Fig. 67) a existência de um sistema de fluxo local

que tem a sua área de descarga na várzea do córrego do Barro Branco, e recarga

nas duas elevações que correspondem às extremidades da seção. O sistema mais

profundo é devido à recarga a partir do alto da elevação, onde se encontra a

barragem. A seção 14 (Fig. 68) apresenta o mesmo padrão, sendo a área de

descarga por ela atravessada um pouco mais estreita. Intervalos de 0,5 m de carga

hidráulica.

157

Figura 67 – Perfil 13

Figura 68 – Perfil 14

158

Os perfis 3 e 4 se encontram respectivamente à jusante e montante da junção

entre os córregos Barro Branco e Ferreira (Fig. 66). O perfil 3 (Fig. 69) foi traçado

de SW para NE, ou seja, olhando-se para montante e o perfil 4 (Fig. 70) de NW

para SE (numa direção quase N-S), olhando-se para jusante. Os intervalos são de

0,5 m, entre as equipotenciais. Observa-se nestes perfis o mesmo sistema local

descarregando no vale do Barro Branco. Proporção V/H de 0,3.

Figura 69 – Perfil 3

Figura 70 – Perfil 4

159

6.7.2

Estimativas de recarga e balanço de massa

A recarga subterrânea na bacia de Barro Branco foi calculada na simulação

de calibração de 602 dias, e na simulação histórica de 20 anos. Foi computada a

recarga direta, com origem na precipitação, e a recarga indireta, relativa ao fluxo

influente que ocorre em alguns trechos dos canais que drenam a bacia, mesmo no

período chuvoso. Na tabela 20 é apresentado o balanço de massa acumulado de

357 dias, a partir de janeiro de 2006 (período mais próximo de um ano civil), e de

602 dias, tempo total da simulação. Infelizmente os dados monitorados na estação

de Barro Branco não abrangeram um ciclo hidrológico completo (setembro a

agosto).

Tabela 20 – Balanço de massa global relativo ao período de 357 e 602dias

Parcelas dias Volume (m3)

357

1,75 x106

Recarga direta 602

4,18 x106

357

2,99 x 105

Fluxo influente 602

4,31 x 105

357

1,97 x106

Fluxo efluente 602

4,21 x 106

357 2,05 x 106 Recarga

602 4,62 x 106

357 1,97 x 106

Deflúvio 602 4,21 x 106

357 8,2 x 104

Balanço Global 602 4,07 x 105

Nota-se que o valor de recarga direta relativo ao período de 602 dias é maior

que o dobro do valor para o período de 357 dias, sendo este fato explicado pela

forte estação chuvosa de 2006/2007. A rápida análise do balanço permite concluir

que houve um aumento expressivo no armazenamento da bacia durante os dois

períodos analisados.

160

Já o balanço relativo ao período de 20 anos (tabela 21) mostra uma

alternância entre armazenamento e depleção nas reservas da bacia, sendo que

apenas os últimos cinco ciclos da série foram responsáveis por balanços de massa

acumulados positivos. O último período analisado, de setembro de 2006 a agosto

de 2007, foi responsável por um armazenamento de 6,57 x 105 m3, tendo deixado

um balanço acumulado positivo de 1,16 x 106 m3 na micro-bacia de Barro Branco.

No entanto o balanço de massa acumulado permaneceu negativo durante 17 anos

consecutivos da série, de 1988 a 2004, tendo havido uma recuperação das reservas

apenas nos últimos três anos. O valor médio de recarga direta neste período foi de

233 mm, correspondendo a um volume de 1,27 x 106 m3. O valor médio

computado do fluxo influente a partir dos córregos (recarga indireta) foi de 4,86 x

105 m3 por ciclo, correspondendo a uma altura de recarga direta de 88,9 mm,

enquanto o valor médio do fluxo efluente ficou em 1,70 x 106 m3. O volume

médio de recarga total de 1,76x 106 m3 supera, portanto, o volume médio de fluxo

efluente e realmente o balanço de massa anual foi positivo em treze dos 20 anos

analisados. No entanto, para análise de reservas deve-se utilizar o balanço

acumulado, pois é ele que vai definir, de ciclo a ciclo, a situação de

armazenamento ou de depleção na bacia, sendo o seu valor médio, a longo prazo,

o valor representativo para a quantificação de reservas. No caso da micro-bacia de

Barro Branco a série de 20 anos analisada apresentou, como referido

anteriormente, uma seqüência de 17 anos de depleção. Os três últimos anos da

série podem representar o início de uma seqüência de armazenamento.

161

Tabela 21 – Balanço de Massa da Micro-bacia de Barro Branco relativo à série histórica de 20 anos

Ano Hidrológico

Precipitação

(mm)

Volume Precipitado

(m3)

Recarga Direta

(m3)

Recarga Direta

(mm)

Vazão Influente/ano (m

3)

Vazão Efluente/ano (m

3)

Recarga Total (m

3)

Balanço Anual (m

3)

Balanço Acumulado

(m3)

1988 975,9 5,34E+06 1,36E+06 247,74 3,76E+05 2,02E+06 1,73E+06 -2,93E+05 -2,93E+05

1989 891,2 4,87E+06 1,26E+06 229,86 3,97E+05 1,80E+06 1,65E+06 -1,41E+05 -4,34E+05

1990 710,3 3,89E+06 7,18E+05 131,33 4,50E+05 1,50E+06 1,17E+06 -3,35E+05 -7,69E+05

1991 960,7 5,26E+06 8,77E+05 160,40 6,08E+05 1,46E+06 1,49E+06 2,40E+04 -7,45E+05

1992 904,0 4,94E+06 1,24E+06 226,73 5,33E+05 1,62E+06 1,77E+06 1,57E+05 -5,87E+05

1993 876,8 4,80E+06 1,67E+06 305,80 4,15E+05 1,90E+06 2,09E+06 1,83E+05 -4,04E+05

1994 1106,4 6,05E+06 1,73E+06 316,20 4,40E+05 1,94E+06 2,17E+06 2,32E+05 -1,72E+05

1995 747,8 4,09E+06 4,38E+05 80,16 4,79E+05 1,40E+06 9,18E+05 -4,80E+05 -6,52E+05

1996 1068,3 5,84E+06 1,19E+06 216,74 5,44E+05 1,58E+06 1,73E+06 1,45E+05 -5,06E+05

1997 1057,0 5,78E+06 1,04E+06 189,75 6,57E+05 1,55E+06 1,69E+06 1,44E+05 -3,62E+05

1998 941,1 5,15E+06 1,15E+06 210,41 5,29E+05 1,57E+06 1,68E+06 1,07E+05 -2,56E+05

1999 812,1 4,44E+06 4,00E+05 73,13 4,94E+05 1,25E+06 8,94E+05 -3,51E+05 -6,07E+05

2000 984,6 5,39E+06 9,86E+05 180,20 5,15E+05 1,42E+06 1,50E+06 7,83E+04 -5,29E+05

2001 732,7 4,01E+06 8,55E+05 156,39 5,13E+05 1,39E+06 1,37E+06 -1,84E+04 -5,47E+05

2002 826,0 4,52E+06 7,59E+05 138,76 5,11E+05 1,34E+06 1,27E+06 -6,63E+04 -6,13E+05

2003 1086,9 5,95E+06 1,57E+06 286,11 5,25E+05 1,70E+06 2,09E+06 3,89E+05 -2,24E+05

2004 1012,7 5,54E+06 1,45E+06 264,95 5,13E+05 1,75E+06 1,96E+06 2,14E+05 -1,09E+04

2005 1342,2 7,34E+06 2,13E+06 390,30 4,17E+05 2,08E+06 2,55E+06 4,67E+05 4,56E+05

2006 803,0 4,39E+06 1,65E+06 302,31 4,24E+05 2,03E+06 2,08E+06 4,33E+04 5,00E+05

2007 1312,7 7,18E+06 2,97E+06 543,77 3,85E+05 2,70E+06 3,36E+06 6,57E+05 1,16E+06

162

6.7.3

Estimativas de vazão

As alturas de água computadas nas duas simulações foram lançadas na

curva-chave da estação de Barro Branco, considerando-se a cota de referência

calculada no item 6.4. As vazões encontradas para os meses de junho e setembro

na estação seca, e dezembro e fevereiro na estação chuvosa, se encontram na

tabela 22.

Na tabela 23 se encontram as vazões máximas, médias e mínimas, medidas

na estação de Barro Branco nos mesmos meses dos anos de 2006 e 2007.

Considerando-se que o período monitorado na estação foi excepcionalmente

úmido, verifica-se que os resultados de vazão computados para a série histórica

estão dentro da faixa de variação possível para os meses avaliados. Deve-se ter em

mente que estes valores foram computados para o último dia de cada mês

considerado, simulando a leitura de carga daquele dia e podem, portanto,

equivaler à carga mínima, média ou máxima do mês.

Tabela 22 – Vazões computadas na simulação histórica para os meses indicados

Vazão Computada (m3/s)

Ano Hidrológico

Junho Setembro Dezembro Fevereiro

1988 0,033 0,043 0,054 0,100

1989 0,011 0,004 0,046 0,043

1990 0,000 0,004 0,010 0,007

1991 0,000 0,000 0,001 0,019

1992 0,004 0,000 0,029 0,027

1993 0,010 0,005 0,086 0,041

1994 0,017 0,002 0,034 0,041

1995 0,000 0,001 0,000 0,001

1996 0,000 0,000 0,033 0,014

1997 0,000 0,001 0,025 0,013

1998 0,000 0,000 0,034 0,018

1999 0,000 0,000 0,000 0,000

2000 0,000 0,000 0,019 0,008

2001 0,000 0,000 0,015 0,002

2002 0,000 0,000 0,007 0,001

2003 0,001 0,000 0,018 0,070

2004 0,001 0,000 0,031 0,044

2005 0,032 0,007 0,046 0,090

2006 0,010 0,008 0,104 0,069

2007 0,072 0,028 0,164 0,252

163

Tabela 23 – Vazões medidas na Estação de Barro Branco

Vazão (m

3/s) Nível

Jun Set Set Fev

Máximo 0,011 0,040 0,139 0,150

Médio 0,006 0,020 0,100 0,103

Mínimo 0,004 0,010 0,048 0,069

6.8

Vazões efluentes e vazão sustentável

O ano hidrológico de 1999 foi o mais seco de toda a série histórica

analisada, tendo correspondido ao pior balanço de massa e deixado um déficit

hídrico de 4,80 x 105 m3. Qualquer discussão a respeito de um valor sustentável de

exploração de água subterrânea na bacia deve levar em consideração o caráter

intermitente e temporário de seus córregos e a ocorrência de anos extremamente

secos. Mesmo em anos úmidos, os cursos d´água apresentam vazões muito

pequenas (como demonstram os dados das estações de Ferreira e Barro Branco) e

esta característica é ainda agravada pela prática, disseminada em toda a região

Noroeste Fluminense, de construção de pequenas barragens ao longo dos

córregos.

Ao analisarmos o balanço de massa da série de 20 anos (Tabela 21 e Figura

71), verificamos que o volume de vazão efluente e de recarga correspondeu a 1,25

x 106 m3 e 8,94 x 105 m3 para o ano de 1999, e 1,40 x 106 m3 e 9,18 x 105 m3 para

1995, tendo sido estes os piores anos da série.

164

Série Histórica de 20 anos

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3) Q efl

Q infl

Recarga

1999

Balanço Anual

Bal. Acum

Figura 71 – Balanço de massa da Série de 20 anos

Estes valores correspondem a um cenário de seca acentuada, em que os

córregos se transformaram em leitos secos, como atestam os registros jornalísticos

da época. Pode-se estabelecer um valor mínimo de descarga total para a bacia,

com base nestes valores, tendo-se em mente que a simulação da série de 20 anos

não levou em consideração nenhum bombeamento, sendo o balanço de massa

correspondente a uma condição natural de fluxo. Valores equivalentes aos

encontrados em 1995 e 1999 corresponderiam à condição de secamento dos

córregos e inviabilizariam, por exemplo, as culturas de verão em suas várzeas e

qualquer outra atividade que dependa da captação das suas águas, sem falar nos

transtornos causados pelo secamento de poços domésticos escavados, muito

utilizados na região. Portanto, se o critério principal de estabelecimento da vazão

sustentável de exploração for a descarga total medida por ano deve-se levar em

consideração que determinados níveis de recarga, naturais da bacia, já são

suficientes para ocasionar o secamento dos córregos e que qualquer extração

adicional de água ocasionará uma piora deste cenário.

Tomando por base o volume de descarga do ano de 1995 e acrescentando

uma pequena margem de segurança, pode-se sugerir como regime de exploração

sustentável da micro-bacia de Barro Branco aquele que não resultar em vazões

abaixo de 1,50 x 106 m3/ano, com exceção dos anos muito secos, onde, a rigor,

não existiria uma vazão de exploração sustentável. Os anos muito secos da série

não são necessariamente os anos de menor precipitação pluviométrica, a exemplo

165

do ano de 1999, cuja precipitação foi de 812,10 mm, sendo o quinto menor índice

pluviométrico, mas possuindo a recarga mais baixa da série, de apenas 73,13 mm

(Tabela 21). A avaliação da vazão sustentável, portanto, deve basear-se na análise

do balanço de massa, ano a ano, através da utilização de um modelo numérico

calibrado, em que o valor utilizado como entrada de recarga direta, seja calculado

a partir do ajuste de dados hidrológicos, como a análise dos hidrogramas de rios

da região.

7

Cenários simulados de bombeamento

Foram simulados seis cenários de bombeamento, onde foram variados o

número de poços, a sua localização e as vazões bombeadas. A vazão de exploração

escolhida para a maioria dos cenários foi de 20 m3/h, que corresponde a um valor de

produção encontrado em diversos poços na região (Barreto et al. 2001), inclusive no

Município de São José de Ubá. O balanço de massa de cada cenário de bombeamento

foi computado e o resultado comparado com os valores encontrados para a série de 20

anos, sem bombeamento. Na figura 72 é apresentada a localização dos poços

utilizados nos cenários em relação às unidades hidroestruturais e aos córregos da

bacia. Todos os cenários tiveram o mesmo tempo de simulação da série histórica. O

volume de fluxo efluente, relativo ao ano de 1999, foi utilizado como referência para

a avaliação da sustentabilidade dos cenários simulados, já que neste ano foi registrada

uma das maiores secas ocorridas na região, com o secamento do rio São Domingos e

de seus afluentes em vários locais da bacia. O fluxo efluente computado para este ano

corresponde, portanto, a um valor abaixo do limite de sustentabilidade sugerido para

a bacia.

167

Figura 72 – Localização dos poços criados para os cenários simulados

7.1

Cenário 1: Vazão bombeada de 480 m3/d – 1 poço bombeando 20 m3/h próximo ao poço profundo (PP)

Esta simulação reproduziu o cenário de um único poço, bombeando 20 m3/h,

ininterruptamente, totalizando 480 m3/dia, correspondendo ao poço “e” na Figura 72.

A sua localização é praticamente a mesma do poço profundo de propriedade da

prefeitura de São José de Ubá, e capta a zona de fratura NW, modelada como a de

maior condutividade hidráulica, constituindo, portanto, o melhor “aqüífero” da área.

Na Figura 73 é apresentado o resultado do balanço de massa global deste

cenário, e na Figura 74, a comparação entre os valores de recarga total (direta e

indireta) resultantes com os da série histórica. Nota-se na figura 74 que a recarga total

168

computada para o cenário 1, é ligeiramente maior ou igual à recarga total sem

bombeamento (natural), com exceção do ano de 1996.

Poço e - Q=20m3/h

-1,5E+06

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3) Q Efl

Q Infl

Recarga

Balanço

Acumulado

Figura 73 – Balanço global do cenário 1

Recarga Total - Cenário 1

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

Vo

lum

e (

m3)

Cenário 1

Natural

Figura 74 – Comparação entre a recarga total do cenário 1 e a recarga da série de 20 anos sem bombeamento.

169

Nas figuras 75 e 76 estão traçadas as curvas de vazão efluente e influente do

Cenário 1 e as mesmas curvas para a condição natural. Nota-se que a vazão efluente

do Cenário 1 é sempre menor do que a natural e que a vazão influente é quase sempre

maior, com exceção de 1997, resultando em uma recarga menor para este ano. O

volume de vazão efluente de 1999 foi traçado como referência.

Vazão efluente

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 1

Natural

Qefl 1999

Figura 75 – Comparação entre a vazão efluente do cenário 1 e a da série de 20 anos sem bombeamento.

Vazão influente

0,00E+00

1,00E+05

2,00E+05

3,00E+05

4,00E+05

5,00E+05

6,00E+05

7,00E+05

8,00E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 1

Natural

Figura 76 – Comparação entre a vazão influente do cenário 1 e a vazão influente sem bombeamento.

170

Na figura 77 é apresentada a comparação entre o balanço anual da bacia sem

bombeamento e o do Cenário 1. Nota-se que o balanço do Cenário 1 é, em quase toda

série, equivalente ou ligeiramente maior que o natural, tendo sido menor de 1988 a

1990, e em 1996. Na figura 78 é apresentado o comparativo dos balanços acumulados

relativos ao cenário 1 e à condição natural da bacia. O balanço acumulado do cenário

de bombeamento resultou em valores sempre menores que os encontrado para a

condição natural.

Balanço anual

-6,0E+05

-4,0E+05

-2,0E+05

0,0E+00

2,0E+05

4,0E+05

6,0E+05

8,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 1

Natural

Figura 77 – Comparação entre balanço anual do cenário 1 e o da série de 20 anos sem bombeamento.

Balanço Acumulado

-1,5E+06

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 1

Natural

Figura 78 – Comparação entre balanço acumulado do cenário 1 e o da série de 20 anos sem bombeamento.

171

7.2

Cenário 2: Vazão bombeada de 480 m3/d – 1 poço bombeando 20 m3/h no vale maior da bacia

O segundo cenário corresponde a um único poço, localizado no maior vale da

bacia, identificado como “b” na figura 72. Foi aplicado um regime de bombeamento

de 20 m3/h/24h, totalizando uma vazão de 480 m

3/d. A diferença entre este cenário e

o anterior está apenas na localização do poço, sendo neste caso mais próxima do

córrego Barro Branco. O sistema aqüífero captado é o mesmo.

Na figura 79 é apresentado um diagrama com o balanço de massa do Cenário 2

e as suas respectivas parcelas. Na figura 80 foi traçado o comportamento da recarga

no Cenário 2, confrontado com a recarga da bacia sem bombeamento. Nota-se um

comportamento semelhante ao observado no Cenário 1, sendo a recarga equivalente

ou ligeiramente maior durante toda a série, com exceção do ano de 1996.

Nas figuras 81 e 82 são apresentadas comparações entre as vazões efluentes e

influentes do Cenário 2 e as da bacia em condições naturais. Novamente, como

esperado, a vazão efluente do cenário é menor que a natural. Na Figura 81 a vazão

efluente do ano de 1999 foi traçada como referência.

Poço b - Q =20m3/h

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3) Q Efl

Q Infl

Recarga

Balanço

Acumulado

Figura 79 – Balanço global do cenário 2

172

Recarga Total - Cenário 2

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 2

Natural

Figura 80 – Comparação entre a recarga total do Cenário 2 e a recarga da série de 20 anos sem bombeamento.

Vazão efluente

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 2

Natural

Qefl 1999

Figura 81 - Comparação entre a vazão efluente do cenário 2 e a da série de 20 anos, sem bombeamento.

Na Figura 82 observa-se novamente um comportamento semelhante ao do

cenário anterior, sendo a vazão influente maior que a natural em quase toda a série,

com exceção dos anos de 1997 e de 2006.

173

Vazão influente

0,0E+00

1,0E+05

2,0E+05

3,0E+05

4,0E+05

5,0E+05

6,0E+05

7,0E+05

8,0E+05

9,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (dias)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 2

Natural

Figura 82 - Comparação entre a vazão influente do cenário 2 e a da série de 20 anos, sem bombeamento.

O balanço anual também apresentou resultado semelhante, sendo equivalente

ou ligeiramente maior que o natural durante o período (Figura 83). Já o balanço

acumulado (Figura 84) foi melhor que o do Cenário 1, tendo ficado menor que o

natural apenas nos dois primeiros anos da série, apresentando valores maiores no

restante do período.

Balanço anual

-6,0E+05

-4,0E+05

-2,0E+05

0,0E+00

2,0E+05

4,0E+05

6,0E+05

8,0E+05

1,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 2

Natural

Figura 83 - Comparação entre o balanço anual do cenário 2 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

174

Balanço acumulado

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 2

Natural

Figura 84 - Comparação entre o balanço acumulado do cenário 2 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

7.3

Cenário 3: Vazão bombeada de 480 m3/d – 1 poço bombeando 20 m3/h na várzea, à jusante, no Córrego Barro Branco

O cenário 3 corresponde ao mesmo regime de bombeamento dos anteriores, só

que a localização do poço “a” (Figura 72) é mais à jusante no vale do córrego Barro

Branco, na área onde se observou a ocorrência de nível freático aflorante na maioria

das simulações. A sua localização é mais próxima, portanto da saída da bacia. Outra

diferença entre este cenário e os anteriores é que a zona de fratura captada pelo poço

“a” possui condutividade hidráulica quatro vezes menor que a zona de fratura captada

nas duas simulações anteriores. Abaixo, na Figura 85, é apresentado o balanço global

desta simulação e suas respectivas parcelas. Na Figura 86 observa-se novamente que

a recarga computada teve um comportamento muito próximo da recarga sem

bombeamento. Na Figura 87, observa-se que a vazão efluente também se manteve

menor que a da série sem bombeamento.

175

Poço a - Q=20m3/h

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

Q Efl

Q Infl

Recarga

Balanço

Acumulado

Figura 85 – Balanço global do cenário 3

Recarga Total - Cenário 3

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 3

Natural

Figura 86 – Comparação entre a recarga total do cenário 3 e a recarga da série de 20 anos (natural).

176

Vazão efluente

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

um

e (

m3

)

Q Efl

Natural

Qefl 1999

Figura 87 - Comparação entre a vazão efluente do cenário 3 e a da série de 20 anos, sem bombeamento (natural).

A vazão influente, no entanto, se comportou de forma diferenciada dos dois

cenários anteriores (Fig. 88), apresentando valores mais próximos dos encontrados

para a condição natural, e em alguns anos iguais ou menores. Com isso o balanço

anual (Fig. 89) ficou muito próximo do natural e o acumulado foi ligeiramente maior

até a metade da série, após o que, manteve-se equivalente ao da bacia sem

bombeamento (Fig. 90).

Vazão influente

0,0E+00

1,0E+05

2,0E+05

3,0E+05

4,0E+05

5,0E+05

6,0E+05

7,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário3

Natural

Figura 88 - Comparação entre a vazão influente do cenário 3 e a da série de 20 anos, sem bombeamento.

177

Balanço anual

-6,0E+05

-4,0E+05

-2,0E+05

0,0E+00

2,0E+05

4,0E+05

6,0E+05

8,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 3

Natural

Figura 89 - Comparação entre o balanço anual do cenário 3 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

Balanço Acumulado

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 3

Natural

Figura 90 - Comparação entre o balanço acumulado do cenário 3 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

178

7.4 Cenário 4: Vazão bombeada de 960 m3/d – 2 poços bombeando 20 m3/h

cada, poços “e” e “a”

Neste cenário a vazão bombeada foi dobrada, com dois poços bombeando 20

m3/h cada. Os poços utilizados foram o “e”, no local do poço profundo da prefeitura e

o “a”, na várzea à jusante no córrego Barro Branco (Fig. 72). Na figura 91 foram

traçadas as curvas correspondentes ao balanço global da bacia, para o período de 20

anos, e suas respectivas parcelas. Na figura 92, nota-se que a recarga para este cenário

foi ligeiramente maior em quase toda a série com exceção de 1997, quando foi

menor, apresentando neste caso uma diferença menor que a dos cenários anteriores. A

vazão efluente (Fig. 93), como esperado, foi a menor de todas, assim como a vazão

influente (Fig. 94) foi bem maior que a dos cenários 1 e 2. O balanço anual (Fig. 95)

também não apresentou uma diferença sensível, tendo sido, no entanto, o pior de

todos. Finalmente, o balanço acumulado (96) foi em toda a série menor do que o do

cenário sem bombeamento.

Poços "e" e "a": Q=40m3/h

-1,5E+06

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

) Q Efl

Q Infl

Recarga

Balanço

Acumulado

Figura 91 – Balanço global do Cenário 4.

179

Recarga Total - Cenário 4

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 4

Natural

Figura 92 – Comparação entre a recarga total do Cenário 4 e a recarga da série de 20 anos.

Vazão efluente

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 4

Natural

Qefl 1999

Figura 93 - Comparação entre a vazão efluente do Cenário 4 e a da série de 20 anos,

sem bombeamento.

180

Vazão influente

0,0E+00

1,0E+05

2,0E+05

3,0E+05

4,0E+05

5,0E+05

6,0E+05

7,0E+05

8,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 4

Natural

Figura 94 - Comparação entre a vazão influente do Cenário 4 e a da série de 20 anos, sem bombeamento.

Balanço anual

-8,0E+05

-6,0E+05

-4,0E+05

-2,0E+05

0,0E+00

2,0E+05

4,0E+05

6,0E+05

8,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

va

zã

o (

m3

)

Cenário 4

Natural

Figura 95 - Comparação entre o balanço anual do Cenário 4 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

181

Balanço Acumulado

-1,5E+06

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 4

Natural

Figura 96 - Comparação entre o balanço acumulado do Cenário 4 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

7.5

Cenário 5: Vazão bombeada de 120 m3/d – 1 poço bombeando 5 m3/h próximo ao poço profundo (PP)

Este cenário corresponde a um único poço (poço e na Fig. 72), bombeando 5

m3/h, localizado próximo ao poço tubular profundo da Prefeitura de São José de Ubá.

A vazão bombeada, portanto, é quatro vezes menor que a dos cenários 1, 2 e 3, e

corresponde a um valor médio de vazão de exploração de poços que captam o

cristalino no Estado do Rio de Janeiro (Barreto et al., 2001). O regime de

bombeamento aplicado foi o mesmo dos cenários anteriores, ou seja, 24h/d, todos os

dias do ano.

Na figura 97 foram traçadas as curvas do balanço de massa global e suas

parcelas, relativas ao período de 20 anos. Na figura 98 é apresentada a comparação

entre a recarga total do cenário e a da bacia sem bombeamento. Nota-se que a

recarga foi praticamente a mesma em todo o período, apresentando valores

ligeiramente maiores que a natural, com exceção de 1997, quando apresentou uma

diferença significativa, e em 2006, quando foi ligeiramente menor.

182

Poço e - Q=5m3/h

-1,5E+06

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3) Q Efl

Q Infl

Recarga

Balanço

Acumulado

Figura 97 – Balanço global do Cenário 5.

Recarga Total

0,00E+00

5,00E+05

1,00E+06

1,50E+06

2,00E+06

2,50E+06

3,00E+06

3,50E+06

4,00E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 5

Natural

Figura 98 – Comparação entre a recarga total do Cenário 5 e a recarga da série de 20 anos.

Na Figura 99, nota-se que a diminuição da vazão efluente foi quase

imperceptível quando comparada com a natural. A vazão influente (Fig. 100), por

183

outro lado foi maior em quase toda a série, com exceção de 1997 e dos dois últimos

anos.

Vazão efluente

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 5

Natural

Qefl 1999

Figura 99 - Comparação entre a vazão efluente do Cenário 5 e a da série de 20 anos,

sem bombeamento.

Vazão influente

0,0E+00

1,0E+05

2,0E+05

3,0E+05

4,0E+05

5,0E+05

6,0E+05

7,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 5

Natural

Figura 100 - Comparação entre a vazão influente do Cenário 5 e a da série de 20 anos, sem bombeamento (natural).

184

Na figura 101 é apresentado o balanço anual e na figura 102, o balanço

acumulado. Novamente percebe-se que a vazão bombeada no cenário 5 não provocou

grandes alterações no balanço anual em relação ao balanço da série sem

bombeamento. O balanço acumulado é maior que o natural até quase a metade da

série, sendo menor deste ponto em diante.

Balanço anual

-6,0E+05

-4,0E+05

-2,0E+05

0,0E+00

2,0E+05

4,0E+05

6,0E+05

8,0E+05

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 5

Natural

Figura 101 - Comparação entre o balanço anual do Cenário 5 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

Balanço Acumulado

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 5

Natural

Figura 102 - Comparação entre o balanço acumulado do Cenário 5 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

185

7.6

Cenário 6: Vazão bombeada de 3456 m3/d – 6 poços bombeando 24m3/h

Neste cenário foi imposta uma vazão de bombeamento diária de 3456 m3/d, que

ao final de 360 dias equivale, aproximadamente, ao volume total de vazão efluente da

bacia do ano de 1999 (1,25 x 106

m3). Foram utilizados todos os seis poços indicados

na Figura 72, sendo a explotação distribuída pelos dois vales da bacia, com poços na

sua porção média, à montante, e próximos ao exutório.

A Figura 103 corresponde ao balanço de massa global da bacia, com suas

respectivas parcelas. Nota-se que houve uma mudança de ordem de grandeza do

balanço acumulado, que chegou a -1,70 x 107 m

3. Na figura 104 é apresentada a

comparação entre a recarga total resultante deste cenário e a recarga total sem

bombeamento.

6 poços - Q=24m3/h

-2,0E+07

-1,5E+07

-1,0E+07

-5,0E+06

0,0E+00

5,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

) Q Efl

Q Infl

Recarga

Balanço

Acumlado

Figura 103 - Balanço global do Cenário 6

186

RecargaTtotal

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

4,5E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 6

Natural

Figura 104 – Comparação entre a recarga total do Cenário 6 e a recarga da série de 20 anos sem bombeamento.

Nas figuras 105 e 106 são apresentadas as curvas de variação da vazão efluente

e influente no período de 20 anos. A vazão efluente relativa ao ano de 1999 foi

traçada como referência. Nota-se que a partir de 1995, os valores de vazão efluente

são inferiores a 1,40 x 106 m

3, e que em 1999 a vazão efluente do cenário 6 se

equipara à natural. A partir de 1999 a vazão decai rapidamente para valores abaixo de

1,0 x 106 m

3/ano e permanece neste patamar até o final da série.

As figuras 107 e 108 abaixo correspondem, respectivamente, à comparação

entre o balanço anual e o acumulado do Cenário 6 e os da bacia em condições

naturais. Nota-se que o balanço anual se mantém negativo, com valores bem

inferiores aos computados para as condições naturais, até 2003, quando então se

mantém positivo ou próximo de zero, sendo que a partir de 2005 ele apresenta valores

superiores aos da bacia sem bombeamento.

187

Vazão Efluente

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

)

Cenário 6

Natural

Qefl 1999

Figura 105 - Comparação entre a vazão efluente do Cenário 6 e a da série de 20 anos, sem bombeamento.

Vazão Influente

0,0E+00

2,0E+05

4,0E+05

6,0E+05

8,0E+05

1,0E+06

1,2E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

Cenário 6

Natural

Figura 106 - Comparação entre a vazão influente do Cenário 6 e a da série de 20 anos, sem bombeamento.

188

Balanço Anual

-2,0E+06

-1,5E+06

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cebário 6

Natural

Figura 107 - Comparação entre o balanço anual do Cenário 6 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

Balanço Acumulado

-2,0E+07

-1,5E+07

-1,0E+07

-5,0E+06

0,0E+00

5,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3)

Cenário 6

Natural

Figura 108 - Comparação entre o balanço acumulado do Cenário 6 e o da série de 20 anos, sem bombeamento.

189

O balanço acumulado decresce rapidamente, chegando a valores da ordem de

107 m

3 negativos, e só apresenta uma recuperação nos três últimos anos, indicando

claramente que a vazão bombeada não é sustentada pela bacia.

7.7 Análise dos Resultados

Nenhum dos cenários descritos acima pode ser considerado sustentável, se o

critério a ser seguido se basear em um limite inferior de vazão efluente, como

proposto no Capítulo 6. Já vimos que a bacia naturalmente apresenta cenários de

completo secamento dos seus córregos, e que um valor mínimo aceitável de volume

de vazão anual de 1,40 x 10 m3/ano ainda deixaria de fora do critério de

sustentabilidade os anos de 1999 e de 2002. Os cenários aqui apresentados, por outro

lado, representam regimes intensos de bombeamento, onde os poços são explorados

de forma ininterrupta.

Os resultados relativos aos cenários de 1 a 3, que representam apenas um poço

bombeando 20 m3/h, mostraram que esta vazão de bombeamento é suficiente para

reduzir significativamente o volume de água escoado pelos canais. A figura 109

apresenta uma comparação entre as vazões efluentes resultantes dos três primeiros

cenários.

O resultado de vazão efluente para os 3 cenários é muito semelhante, mas o

cenário 1, em comparação com o 2 e o 3, foi o que apresentou o resultado mais

favorável, tendo provocado a menor redução de volume desta vazão. Este resultado

está relacionado com a localização mais distante do poço “e” em relação ao córrego

do Barro Branco, em comparação com os poços “a” e “b”, e por seu cone de

influência não chegar a atingir diretamente o rio, como é o caso dos Cenários 2 e 3.

Nas figuras 110 a 112 são apresentados os cones de rebaixamento dos poços “e”,

“b” e “a”, que correspondem respectivamente aos poços utilizados nos cenários 1, 2

e 3. O resultado é relativo ao estágio de tempo correspondente a outubro de 1997, que

foi um ano com valores médios de precipitação e de recarga (1057 mm e 192 mm,

respectivamente).

190

No Cenário 2 onde o poço “b” capta o rio mais à montante, a vazão efluente

resultante é maior do que no Cenário 3, em que o poço está mais próximo da saída da

bacia e, portanto, da estação fluviométrica.

No Cenário 3, o poço “a” capta a área de baixada com nível freático aflorante,

ou seja, está localizado diretamente em uma área de descarga da bacia, tendo,

portanto, um maior impacto na vazão efluente resultante, por estar divergindo de

forma direta um volume de água que seria descarregado pelo rio. Outro aspecto do

Cenário 3 é que a zona de fratura captada tem condutividade hidráulica menor que

nos Cenários 1 e 2, fazendo com que o cone de rebaixamento do poço seja maior do

que o dos outros dois cenários, sendo capaz de captar um maior volume de descarga.

As figuras 113 e 114 representam a distribuição de carga hidráulica do estágio de

tempo de 3631 dias, correspondente ao início de outubro do ano de 1997 da série

histórica sem bombeamento.

Vazão Efluente

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

Cenário1

Cenário2

Cenário3

Qefl 1999

Figura 109 – Comparação dos volumes de vazão efluente, relativos aos Cenários 1, 2 e 3.

191

Figura 110 – Cone de rebaixamento do poço “e” (canto inferior direito). As isolinhas

representam intervalos de 1 m de carga hidráulica.

Figura 111 – Cone de rebaixamento do poço “b” captando o córrego Barro Branco. As

isolinhas representam intervalos de 1 m de carga hidráulica.

192

Figura 112 – Cone de rebaixamento do poço “a” captando o córrego Barro Branco. As

isolinhas representam intervalos de 1 m de carga hidráulica.

Figura 113 – Distribuição de carga hidráulica no vale principal, em condições “naturais”, onde estão situados os poços e e b – estágio de tempo de 3631 dias (outubro de 1997).

193

Figura 114 - Distribuição de carga hidráulica, em condições naturais, no vale principal à jusante, onde está situado o poço “a” – estágio de tempo de 3631 dias (outubro de 1997).

Os três primeiros cenários foram comparados também em relação ao balanço

acumulado (Fig. 115). Observa-se, como esperado, que no caso do Cenário 1, a

recarga induzida pelo bombeamento foi a menor de todas, já que não houve uma

interferência direta entre o cone de rebaixamento do poço e o rio, e como resultado

não houve um aumento de fluxo influente que compensasse o volume de água

subtraído pelo poço. O Cenário 2 teve como resultado uma maior recarga indireta,

tendo o seu cone de rebaixamento atingido diretamente o córrego Barro Branco,

induzindo um maior volume de fluxo influente em suas imediações. Já o Cenário 3,

que representa um bombeamento direto de uma área de descarga, apresenta um

balanço acumulado pior que o do Cenário 2, na maior parte da série. Por ser um poço

localizado diretamente em uma área de descarga, ele não induz a ocorrência de nova

recarga.

194

Balanço acumulado

-1,5E+06

-1,0E+06

-5,0E+05

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

Cenário1

Cenário2

Cenário3

Figura 115 – Comparação dos resultados de balanço acumulado dos Cenários 1, 2 e 3.

O resultado do Cenário 4 demonstra que a bacia suporta uma vazão de

bombeamento de 960 m3/d, mas a vazão efluente resultante fica abaixo da vazão de

1999 em boa parte da série, e abaixo de 1,40 x 106 m

3/ano na maior parte do período,

sendo, portanto, insustentável se este volume for tomado como critério de

sustentabilidade. Provavelmente uma extração deste nível corresponderia ao

secamento dos córregos em boa parte da série.

Os resultados do Cenário 5 indicam que a vazão de bombeamento de 120 m3/d

não tem como conseqüência nenhuma mudança significativa do volume escoado nos

córregos da bacia, não alterando, portanto, o seu equilíbrio natural em épocas de seca.

Em épocas de cheia o seu impacto é imperceptível, sendo um cenário sustentável.

Vazões de exploração maiores podem ser testadas com regimes de bombeamento

menos intensos, ou mesmo, com um planejamento que preveja a interrupção do

bombeamento em épocas mais secas e captação e armazenamento de água em épocas

mais úmidas.

O Cenário 6 representa uma condição extrema de extração de água subterrânea

na bacia, e a sua simulação teve por objetivo a avaliação do impacto da extração de

um volume correspondente a toda a descarga do ano mais seco da série no balanço de

195

massa da bacia e no comportamento da recarga indireta. Nota-se que de 2001 em

diante há um aumento pronunciado da recarga total (Figura 116), em função do

rebaixamento de carga hidráulica subterrânea, provocado pelo bombeamento, e do

aumento da recarga indireta, ou fluxo influente (Figura 106). Apesar do valor de

recarga total computado no cenário 6 chegar a valores superiores que os encontrados

no cenário natural, o balanço acumulado e o nível de vazão efluente resultantes

indicam claramente a não sustentabilidade do bombeamento. A simulação

demonstrou que mesmo um cenário de explotação não sustentável pode resultar em

valores de recarga total superiores aos encontrados na bacia em condições naturais.

0,0E+00

5,0E+05

1,0E+06

1,5E+06

2,0E+06

2,5E+06

3,0E+06

3,5E+06

4,0E+06

4,5E+06

1985 1990 1995 2000 2005 2010

período (anos)

vo

lum

e (

m3

) Recarga Total

Rec. Total Natural

Recarga direta

Q Influente

Figura 116 – Comportamento da recarga total e da vazão influente do cenário 6, da recarga total natural e da recarga direta.

A bacia de Barro Branco representa um sistema hidrológico frágil, onde os

cursos d’água superficiais são alimentados exclusivamente pelo fluxo subterrâneo, e

qualquer explotação de água subterrânea será sustentada pela captura da descarga

destes cursos. A gestão de recursos hídricos na bacia deve passar pela decisão de que

nível de vazão nos córregos é considerado sustentável e capaz de manter as lavouras

de verão, tão dependentes destes corpos d’água. O modelo numérico de fluxo da

micro-bacia de Barro Branco se mostrou uma ferramenta útil para auxiliar nesta

196

tomada de decisão, inclusive para avaliação da localização ótima de instalação de

poços profundos.

Deve-se ter sempre em mente a limitação dos dados utilizados na construção do

modelo, e a possibilidade de aquisição de novos dados hidrológicos e de fluxo

subterrâneo, que permitam uma melhor calibração da dinâmica

superficial/subterrânea.

8

Conclusões e Considerações Finais

O trabalho de modelagem numérica desenvolvido nesta Tese alcançou o

objetivo proposto, que foi o de fornecer uma primeira avaliação da dinâmica do fluxo

subterrâneo e das reservas da micro-bacia de Barro Branco, incluindo estimativas de

recarga subterrânea. A simulação de cenários de bombeamento permitiu a análise da

sustentabilidade de vazões de exploração de água subterrânea, através de balanços de

massa.

Um dos maiores problemas envolvendo a modelagem de fluxo em bacias

compostas por aqüíferos fraturados é a obtenção de parâmetros hidráulicos que

representem adequadamente o meio. Além do alto custo envolvido na realização de

ensaios hidráulicos e investigações geofísicas, existe uma grande incerteza na

obtenção dos parâmetros e na sua espacialização, em função da grande

heterogeneidade dos sistemas fraturados. Os parâmetros deste tipo aqüífero

dependem essencialmente da sua composição litológica, da natureza das tensões

envolvidas na geração dos diversos sistemas de fraturas presentes (ambiente tectônico

gerador das estruturas) e da profundidade de sua ocorrência. Maciços fraturados

semelhantes quanto a estas características possuirão comportamento semelhante no

que se refere aos seus parâmetros hidráulicos, independentemente do local de sua

ocorrência.

Uma contribuição desta Tese é a proposta de construção de uma base de dados

de condutividade hidráulica de rochas fraturadas a partir da enorme quantidade de

198

dados já existentes, gerados em projetos executados em diferentes locais do mundo e

abrangendo os mais variados tipos litológicos e ambientes tectônicos. Grande parte

dos dados foi gerada nas décadas de 70 a 90, quando maciços cristalinos foram

investigados de forma detalhada para disposição de rejeitos radioativos. Existe ainda

uma grande quantidade de dados de projetos civis e de mineração. A base de dados de

condutividade hidráulica de rochas fraturadas ainda está em desenvolvimento.

A modelagem numérica de fluxo subterrâneo em bacias fraturadas pode então

ser realizada a partir de dados normalmente disponíveis em projetos de pesquisa de

recursos hídricos e de meio ambiente, que, via de regra, não dispõe de recursos

financeiros para a execução de investigações do meio fraturado. Assim dados como

geologia, solos, uso da terra, modelos digitais de elevação e dados de monitoramento

hidrológico podem ser usados para a construção do modelo conceitual de fluxo da

bacia. O mapeamento geológico de detalhe com a caracterização do ambiente

tectônico gerador das estruturas permitirá encontrar um sítio semelhante na base de

dados, cujas propriedades hidráulicas poderão ser utilizadas para alimentar o modelo

numérico. O modelo conceitual hidrogeológico dependerá da identificação e

caracterização geométrica das estruturas condicionantes do fluxo subterrâneo na

bacia. Sem um modelo conceitual sólido, embasado na história tectônica e

conhecimento geológico da área, é desaconselhável o uso de valores de condutividade

hidráulica extraídos da base de dados. Os dados de condutividade hidráulica

utilizados na Tese foram obtidos no sítio de Chalk River (AECL), Ontário, Canadá

que é análogo ao de Barro Branco.

A avaliação de recursos hídricos da micro-bacia de Barro Branco fez parte do

projeto PRODETAB/Aqüíferos – “Planejamento Conservacionista e Modelagem

Preditiva de Sistemas Aqüíferos do Cristalino para a Recarga Hídrica em Bacias

Hidrográficas de Relevo Acidentado” da Embrapa Solos, onde foram previstos, além

da caracterização hidrogeológica, outros estudos de caracterização do meio físico,

manejo dos solos e sócio-economia. A modelagem numérica de fluxo subterrâneo

integrou dados de hidrologia de superfície e de propriedades físico-hídricas dos solos

obtidos neste e em outros projetos desenvolvidos na região noroeste fluminense.

199

A modelagem permitiu algumas conclusões importantes sobre o regime

hidrológico da bacia. Assim, os resultados da simulação histórica mostraram uma

distribuição de carga hidráulica que não apresentou alterações significativas de ano

para ano, com exceção do ciclo de 2006/2007, caracterizando uma condição de fluxo

natural, sem bombeamento, correspondente a um equilíbrio dinâmico.

Os perfis 2D de distribuição de carga hidráulica mostraram a existência de

sistemas de fluxo locais, restritos aos dois vales da bacia, com as áreas de recarga

correspondentes aos divisores de água entre os vales do Ferreira e do Barro Branco, e

as áreas de descarga correspondentes aos próprios vales. Em outros trechos os perfis

mostraram a existência de sistemas intermediários com a recarga ocorrendo no vale

do Ferreira e a descarga no vale do Barro Branco. Os perfis mostraram também o

caráter influente dos pequenos córregos formadores do Barro Branco.

Os balanços de massa anuais, relativos ao período de 20 anos, mostraram uma

alternância entre armazenamento e depleção nas reservas da bacia. O balanço de

massa acumulado permaneceu negativo durante 17 anos consecutivos da série, de

1988 a 2004, tendo havido uma recuperação das reservas apenas nos últimos três

anos. O valor médio de recarga direta neste período foi de 233 mm, correspondendo a

um volume de 1,27 x 106 m

3, e o de recarga total (incluindo o fluxo influente) de

1,76x 106 m

3. Os três últimos anos da série podem representar o início de uma

seqüência de armazenamento.

As medidas de vazão na bacia apresentaram valores muito pequenos que

evidenciaram uma grande fragilidade dos sistemas hídricos superficiais, mesmo em

épocas úmidas. Esta situação torna-se ainda mais grave pela prática de construção de

pequenas barragens ao longo dos cursos d’água, para uso na irrigação das lavouras.

Dados históricos e registros jornalísticos dão conta da ocorrência de cenários de total

secamento dos córregos, com imensos prejuízos para a lavoura e para a vida da

população local.

O critério principal de estabelecimento da vazão sustentável de exploração deve

levar em conta um nível de extração que não ocasione a piora deste quadro. Foi

sugerido como regime de exploração sustentável aquele que não resultar em vazões

abaixo de 1,50 x 106 m

3/ano, tomando por base os volumes de descarga

200

correspondentes aos anos mais secos da série, acrescidos de uma margem de

segurança. Em anos muito secos, a rigor, não existe uma vazão de exploração

sustentável na micro-bacia de Barro Branco.

A análise do balanço de massa da série histórica mostrou que os anos muito

secos não são necessariamente os anos de menor precipitação pluviométrica, a

exemplo do ano de 1999, cuja precipitação foi de 812,10 mm, sendo o quinto menor

índice pluviométrico, mas possuindo a recarga mais baixa da série, de apenas 73,13

mm. Ficou demonstrado que a avaliação da vazão sustentável deve basear-se na

análise do balanço de massa, ano a ano, através da utilização de um modelo numérico

calibrado.

Os cenários simulados de exploração através de poços demonstraram que

vazões da ordem de 20 m3/h impactam significativamente a vazão dos córregos na

bacia. Foi demonstrado também que vazões da ordem de 5m3/h podem não

produziram impacto significativo nas vazões superficiais.

O modelo pode ainda ser melhorado com o aporte de novos dados, se houver

uma continuidade dos estudos na área, principalmente com a inclusão de

monitoramento integrado de fluxo subterrâneo e superficial. Neste sentido, alguns

pontos de melhoria podem ser ressaltados:

• Execução de levantamento altimétrico de precisão (DGPS) das cotas dos

poços e estações fluviométricas e elaboração de um modelo digital de

elevação que inclua mais pontos das áreas de baixada da bacia, com

eqüidistância das curvas de nível de 1 m;

• Monitoramento integrado dos piezômetros e das estações fluviométricas

através de medidores de nível automáticos, com intervalos curtos de

medição de forma a registrar a faixa de variação diária da água subterrânea

integrada com as medidas de vazão dos rios;

• Monitoramento integrado de eventos de chuva intensa para melhor

caracterização da relação entre escoamento superficial e subterrâneo;

• Mapeamento sistemático de fraturas (scan mapping) nas áreas da bacia do

São Domingos que ofereçam condições de afloramentos para uma melhor

caracterização do meio fraturado.

201

• Avaliação das incertezas envolvidas nos procedimentos de aquisição de

dados hidrometeorológicos e a precisão dos equipamentos utilizados.

O fluxo através do perfil de solo foi importante para a identificação de classes

de recarga, em conjunto com o relevo. No entanto, em termos de avaliação da recarga

direta no modelo, o fluxo não saturado influenciou apenas no intervalo de tempo de

chegada da frente de umidade ao nível freático. Simulações de longo prazo não

apresentam uma grande sensibilidade à condutividade hidráulica dos solos.

O controle do relevo na recarga subterrânea deveria ser estudado de uma forma

sistemática, com o monitoramento do escoamento superficial e do fluxo hipodérmico

em encostas de forma integrada com o monitoramento do nível freático.

A estimativa de recarga através do cálculo do fluxo de base, usada como dado

de entrada no modelo, foi possível devido à grande monotonia fisiográfica da região

noroeste do Estado do Rio de Janeiro. O cálculo do fluxo de base na bacia de

contribuição da estação de Cardoso Moreira forneceu um valor regional que pôde ser

aplicado em Barro Branco, como uma primeira aproximação. Os valores de recarga

direta foram encontrados durante a calibração do modelo. Ficou claro, a partir da

análise dos cenários de bombeamento, que para o estabelecimento de vazões de

exploração sustentáveis é mais importante avaliar a captura da descarga superficial do

que estimar a recarga. Projetos de avaliação de recursos hídricos para outorga de

exploração por poços e estimativa de vazões insignificantes, devem concentrar

esforços no monitoramento da água superficial com dados de qualidade, que é mais

simples e menos dispendioso do que estudos de recarga subterrânea. Modelos

numéricos de fluxo subterrâneo que disponham de dados de qualidade de

monitoramento superficial poderão ser então usados para o estabelecimento de vazões

insignificantes e níveis de exploração sustentáveis.

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