Kapittel 5. Drøfting
5.3 System og innovasjonskompetanse
5.3.6 Eksterne aktører
Os modelos empíricos constituem as equações que são obtidas a partir de ajustes de funções matemáticas para resultados de ensaios de infiltração em campo.
Segundo Brandão et al. (2003), a principal vantagem dos modelos empíricos está ligada ao fato de permitir relacionar os parâmetros do modelo a características do solo, sem que estes obrigatoriamente tenham significado físico e englobar na determinação de suas constantes alguns fatores que são difíceis de serem considerados nos modelos físicos. Por outro lado, a principal desvantagem refere-se aos dados ajustados, que são válidos somente para as condições de contorno em que foram determinados, não podendo ser adotados para outros tipos de solos. Além disso, as equações empíricas visam quantificar a infiltração em termos de lâmina de água com o tempo, não fornecendo informações sobre o fluxo em subsuperfície nem sobre a redistribuição de água no solo.
Dentre os modelos empíricos, destacam-se os de Kostiakov (1932), Horton (1940), e Holtan (1961).
O modelo de Kostiakov (1932) apresenta valor de taxa de infiltração inicial tendendo para o infinito e taxa de infiltração para longos valores de tempo tendendo
a um valor próximo a zero, e não a um valor constante tendendo à condutividade hidráulica saturada. Para eliminar a deficiência da taxa de infiltração tender a zero quando o tempo tende a infinito, foi proposta a equação de Kostiakov modificada (KOSTIAKOV-LEWIS, 1945, citado por BRANDÃO et al., 2003).
O modelo de Horton (1940), por sua vez, inclui considerações sobre as condições da superfície do solo, como o efeito de compactação natural causado pelo impacto das gotas de chuva, fenômenos de expansão e contração do solo, dentre outros. Neste modelo, a taxa de infiltração se aproxima de um valor constante, mas freqüentemente é menor que a condutividade hidráulica em solo saturado. Tal diferença se deve à presença de ar ocluso no solo e da incompleta saturação do solo em condições de campo (BRANDÃO et al., 2003).
Já a equação empírica proposta por Holtan (1961) é explicitamente dependente das condições de umidade do solo. A vantagem deste modelo é que as descrições dos parâmetros são em termos da caracterização do solo e das condições de vegetação. A principal falha, entretanto, é a dependência da identificação da profundidade da zona de controle, pois nela é baseado o volume da umidade armazenada (ESPINOZA, 1999).
Um resumo sobre os principais modelos empíricos é apresentado na Tabela 3, que mostra as equações de infiltração acumulada I(t) e de infiltração instantânea i(t), como resultado da derivação da primeira.
Tabela 3 – Principais modelos de base empírica. I(t) – infiltração acumulada; i(t) – infiltração instantânea (Fonte: SILVA, 2009).
Modelo Equações Observações
Kostiakov (1932) I(t)t
1)
(t t i
α>0 e 0< <1 são constantes empíricas t - tempo Kostiakov –Lewis (1945) I(t) t i0t
0 1 ) (t t i i i0 – taxa de infiltração básica
Horton (1940)
t f f e i i t i t I 1 ) ( 0
t f f i i e i t i( ) 0 i0 e if - vel. de infiltração inicial e final
é uma constante empírica
Holtan (1961)
1,41 )
(t i ab
I f 0.25<a<0.28 - constante relativa a
condição na superfície; b - fator de escala;
2.10 Recarga
Definida como uma parcela da infiltração que atinge a zona saturada, sendo responsável pela sua elevação, a recarga subterrânea direta é uma das componentes do ciclo hidrológico de maior dificuldade de quantificação numa área, sendo conseqüência das variabilidades temporal e espacial das chuvas e das características dos materiais geológicos superficiais e profundos, topografia, vegetação e uso do solo.
Conceitualmente, Lerner et al. (1990) diferencia três tipos de recarga, a saber:
- recarga direta: refere-se à recarga proveniente da precipitação ou irrigação, que ocorre de maneira uniforme em grandes áreas;
- recarga indireta: recarga concentrada a partir de depressões topográficas em superfície, tais como rios e lagos;
- recarga localizada: forma intermediária de recarga resultante da concentração horizontal da água em superfície, na ausência de canais bem definidos.
Rushton (1997) sugere ainda duas terminologias, a recarga real ou efetiva e a recarga potencial. Segundo o autor, recarga real refere-se àquela que realmente atinge a zona saturada e que é normalmente estimada através de estudos da zona saturada, enquanto que a recarga potencial está relacionada ao excesso de água relativo ao balanço entre a precipitação menos a evapotranspiração, que ainda pode sofrer processos como evaporação ou interfluxo na zona não saturada não atingindo assim a zona saturada. Estes dois últimos processos são marcantes sobretudo em locais em que a zona saturada é considerada rasa.
Segundo De Vries e Simmers (2002), estes problemas conceituais normalmente não ocorrem em áreas em que a zona saturada é profunda, muito abaixo da zona de raízes. Sob tais condições, praticamente toda a água que passa pela zona das raízes é assumida como disponível para recarregar a zona saturada, não sofrendo mais influência do fenômeno da evapotranspiração. Embora trabalhos como os de Coudrain-Ribstein et al. (1998) e de Adar et al. (1995) tenham
demonstrado que a extração de água ainda ocorra em profundidades de cerca de 20 m para algumas espécies de árvores, a velocidade de fluxo ascendente é pequena, sendo significativa somente para ambientes áridos.
Balek (1987) propõe uma classificação de recarga em função do tempo:
- Recarga de curta duração: gerada depois de chuva intensa, principalmente em regiões com períodos secos e úmidos não definidos.
- Recarga Sazonal: ocorre regularmente em períodos de degelo, em regiões temperadas, ou períodos úmidos, em regiões com estações definidas.
- Recarga perene: pode ocorrer em partes úmidas dos Trópicos, onde existe um fluxo descendente quase permanente.
- Recarga histórica: aconteceu há muito tempo e contribuiu para a formação dos recursos de água subterrânea atuais.
Os materiais geológicos exercem grande influência na recarga, principalmente nas porções superficiais, como apontado por Balek (1987). Nesta região é que são marcantes os fenômenos de dinâmica das águas, e a característica destes materiais é que vai determinar a separação entre escoamento superficial e infiltração.
A topografia é também mencionada por Scanlon et al. (2002), que afirma que a recarga deve ocorrer em altos topográficos e a descarga em baixos topográficos, em regiões úmidas, enquanto que em regiões áridas a recarga geralmente ocorre em baixos topográficos, como rios efêmeros e canais, que propiciam a acumulação de água e posteriores infiltração, percolação e recarga.
A vegetação também cumpre papel importante na recarga, uma vez que a atividade das raízes é variável em função das necessidades biológicas de cada espécie. Neste sentido, a vegetação influi diretamente no processo da evapotranspiração, alterando consequentemente os volumes de recarga. Diversos trabalhos apontam esta tendência, como o de Allison et al. (1990) em que verificou que a troca de eucaliptos por árvores de raízes curtas praticamente dobrou a recarga numa região da Austrália.
Segundo Custodio (2002), o cálculo da recarga pode ser muito impreciso em função das variabilidades espacial e temporal existentes, das mudanças de uso do solo, além da escala de trabalho. Neste sentido, Lerner et al. (1990), sugerem que uma determinada área seja dividida em blocos homogêneos em termos de geologia,
morfologia, solos, clima, chuva e vegetação, sendo estes fatores mapeados de forma que possam ser combinados e, consequentemente, auxiliar na estimativa da recarga.
Percebe-se, portanto, que uma série de fatores permanentes e dinâmicos está envolvida no processo da recarga, tornando a tarefa de sua determinação ou estimativa laboriosa e objeto de inúmeros estudos.