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Infiltração é o processo de entrada de água para o interior do solo, através dos poros presentes na estrutura do material inconsolidado. Green-Ampt (1911), Chow (1964), Viessman (1977), Bouwer (1978), Hillel (1980), Todd (1980); Linsley (1982), Libardi (1995), Reichardt (1996), Canholi (2005), Tucci (2009) e Roth (2011), concordam que o processo de infiltração é limitado por um conjunto de fatores estruturais do solo e das características do local.

Alguns exemplos dos fatores estruturais do solo são: permeabilidade, condutividade hidráulica, porosidade e índice de vazios, granulometria dos grãos, composição mineralógica, compactação, teor de água presente ou saturação e retenção característica do solo em diferentes valores de umidade. Quanto às características do local, pode-se citar: declividade, uso e ocupação, tipo de cobertura vegetal, aporte de água (precipitação e irrigação), viscosidade da água (relativa à temperatura ambiente local) e até mesmo a profundidade do lençol. Quando próximo a superfície, o aquífero freático pode alterar as condições de dinâmica da água no solo devido a influência de forças capilares (TODD, 1980; HILLEL, 1980; LIBARDI, 1995).

Basicamente o processo de infiltração de água no solo, inicialmente seco e texturalmente uniforme é ilustrado na Figura 1.9 e explicado por Hillel (1980). No início da chuva, após as perdas por interceptação e dos efeitos de adsorção a camada mais superficial do solo começa a inchar-se de água, ou seja, o teor de água (θ) eleva-se por unidade de volume de solo saturando o solo em vários milímetros de espessura.

Este aporte de água no solo responde aos potenciais mátricos do solo e satura a camada superficial do solo criando uma frente de molhamento ou umedecimento. Esta frente de umedecimento é transmitida à camada de solo subsequente, pois como explica Hillel (1980), o solo subsequente à frente de umedecimento tem um gradiente de sucção muito maior que o da camada limítrofe desta frente, causando assim, um fluxo de água para a camada subsequente. Quando a frente de umedecimento alcança a zona capilar ou de umedecimento, as diferenças entre os gradientes de capilaridade e de sucção na frente de molhamento e da camada de solo subsequente já não são mais tão severas e fazem com que a frente de umedecimento não avance (HILLEL, 1980; ROTH, 2011).

A seguir, na Figura 1.9, apresentam-se as etapas dos fenômenos de movimento da água no solo e condições de fluxo descendente no perfil do solo.

Figura 1. 9 - Zonas de umedecimento no processo de infiltração Fonte: Hillel (1980) (Adaptado).

1.7.1 Condutividade hidráulica

A condutividade hidráulica foi dada por Darcy, em 1856, que utilizou um experimento sobre infiltração vertical de água em filtros de areia homogênea sob condições de saturação.

A constante de proporcionalidade K refere-se à capacidade de transmissão do liquido por um meio poroso qualquer, sendo uma propriedade intrínseca do meio que traduz a velocidade com que um determinado líquido atravessa um material poroso qualquer. A condutividade hidráulica é a mais importante propriedade que governa o movimento da água no solo.

A água em estado líquido flui devido ao gradiente de potencial existente. Sendo a direção do fluxo da zona com maior potencial para a de menor potencial e, dependendo da quantidade de água no solo, tem-se a condutividade hidráulica saturada (PALMA, 2004). Na Figura 1.10, verifica-se que o aumento do teor de umidade de 0,1 para 0,5 faz com que a tensão de sucção reduza de 600cm para um valor quase nulo, pois estas forças dependem da superfície livre para a tensão superficial agir. O aumento do teor de umidade de 0,2 a 0,5 provoca um aumento da condutividade relativa de 0 até aproximar-se de 1, pois com o surgimento de uma carga hidráulica as forças gravitacionais que promovem o escoamento no solo aumentam.

Figura 1. 10 - Relação entre o teor de umidade, a sucção capilar relativa e a condutividade hidráulica de uma chuva de intensidade constante.

Fonte: MEIN e LARSON, 1971 (Adaptado).

Entretanto, no caso de uma precipitação de intensidade igual à taxa inicial de infiltração, quando o acréscimo de umidade aumenta até a saturação a condutividade hidráulica do solo é diminuída até uma taxa constante como representado na Figura 1.11. A geração do escoamento superficial inicia-se a partir do momento em que a intensidade da precipitação começa a ficar maior que a capacidade de infiltração de água no solo.

Figura 1. 11 - Taxa de infiltração versus tempo para uma dada precipitação com intensidade constante.

Fonte: Mein and Larson, 1971 (Adaptado).

1.7.2 Densidade de fluxo

A densidade de fluxo representa, a vazão de solução por unidade de área de secção transversal de solo e, dimensionalmente, tem unidade de velocidade; corresponde, portanto, a uma distância percorrida num intervalo de tempo para uma dada seção de solo. No entanto, a densidade de fluxo não representa a velocidade real da água no solo por se tratar da velocidade de uma seção de líquido e não da água através da mesma área da seção, mas agora, formada por um meio poroso qualquer (LIBARDI, 1995). Essa densidade pode ser dada por: t A V q sol .  (1.26)

onde, V_sol é o volume de solução; A é a área; e, t é o tempo.

1.7.2.1 Medida da condutividade hidráulica em solos não saturados

O primeiro trabalho que quantificou o movimento da solução em solo não saturado foi o de Buckingham (1907). Há diversas opções de ensaios de campo para determinação da condutividade hidráulica, que podem ser realizados em furos de sondagens, em poços ou em cavas, aproveitando-se piezômetros e utilizando-se equipamentos e arranjos especiais, como os infiltrômetros. A seguir são citados alguns tipos de ensaios para determinação da condutividade hidráulica em campo:

 Ensaios com permeâmetros em furos de sondagens, como o Permeâmetro Boutwell (BOUTWELL e DELRICK, 1986);

 Ensaios com permeâmetros de ponta porosa, como o Permeâmetro BAT (TORTENSON, 1984);

 Ensaios de infiltração, utilizando infiltrômetros ou permeâmetros “Air Entry” (BOWER, 1966);

 Ensaios de infiltração utilizando permeâmetros de Guelph (ELRICK, 1989);  Perfil instantâneo (HILLEL, 1980);

 Ensaios com drenos subterrâneos (BOUWER, 2002).