HIDROLOGIA APLICADA
TEXTO BÁSICO
Disciplina Ministrada na Universidade Estadual do Rio Grande do
Sul, para o curso de graduação em Engenharia de Bioprocessos e
Biotecnologia na unidade de Caxias do Sul.
Adriano Rolim da Paz
[email protected]
Setembro/2004
Capítulo
1
Introdução à hidrologia
Aspectos gerais
A Hidrologia pode ser entendida como a ciência que estuda a água, como a
própria origem da palavra indica (do grego): hidrologia = hydor (“água”) + logos
(“ciência” ou “estudo”). Entretanto, uma boa definição adotada por vários autores é a
seguinte:
“Hidrologia é a ciência que trata da água na Terra, sua ocorrência,
circulação e distribuição, suas propriedades físicas e químicas e sua
reação com o meio ambiente, incluindo sua relação com as formas
vivas” (Definição do U.S. Federal Council of Service and Technology,
citada por Chow, 1959, apud Tucci, 2000).
Como se pode perceber pela definição acima, a hidrologia é uma ciência
consideravelmente ampla, cujo escopo de trabalho abrange diversas sub-áreas mais
específicas, como por exemplo:
-
Hidrometeorologia: trata da água na atmosfera;
-
Limnologia: estuda os lagos e reservatórios;
-
Potamologia: estuda os rios;
-
Oceanografia: estuda os oceanos;
-
Hidrogeologia: estudas as águas subterrâneas;
-
Glaciologia: trata da ocorrência de neve/gelo na natureza.
2
Entretanto, cabe salientar que a maioria dos estudos envolve mais de uma das
sub-áreas, já que os fenômenos e processos envolvendo a água na natureza (ocorrência,
distribuição, propriedades físico-químicas, etc.) estão interrelacionados de tal forma que
a explicação e o entendimento dos mesmos só são alcançados mediante a reunião dos
conhecimentos das diversas sub-áreas. Por exemplo, como estudar os processos de
deposição de nutrientes e sedimentos em um reservatório (limnologia) sem a
caracterização do aporte dessas substâncias oriundo do curso d’água (rio) barrado para
formar o reservatório (potamologia)?
Tornando a análise um pouco mais geral, face ao caráter de escassez atribuído à
água atualmente, sendo reconhecida a importância em preservar e usar racionalmente
esse recurso, uma vasta gama de profissionais tem se dedicado a estudar a hidrologia,
entre eles os engenheiros, economistas, estatísticos, químicos, biólogos, químicos,
matemáticos, geólogos, agrônomos, geógrafos, etc.
Os problemas relacionados à água geralmente requerem um enfoque
multidisciplinar, segundo o qual diversos especialistas contribuem em suas áreas para
entender a situação e alcançar a melhor alternativa, sob determinados critérios. Um
exemplo disso é um projeto que vise o barramento de um rio para formação de um
reservatório, com o objetivo de captar água para abastecimento humano e irrigação.
Simplificadamente, poder-se-ia dizer que o hidrólogo seria responsável pela
caracterização da área contribuinte ao reservatório, estimando a vazão afluente e
dimensionando a barragem; ao especialista em hidráulica caberia projetar o sistema de
captação, bombeamento e distribuição da água; o biólogo analisaria o impacto do
barramento do rio sobre o ecossistema, em particular sobre a biota aquática, bem como
no levantamento das espécies que habitam a região a ser alagada; o sociólogo (e
psicólogo) estaria envolvido com a remoção da população residente na área alagada pela
barragem, a qual seria realocada; a vegetação que ficaria submersa com o enchimento
do lago iria se degradar, merecendo o devido monitoramento da qualidade da água, que
poderia ser realizado por um especialista na área de saneamento/química; o agrônomo
iria definir as condições de irrigação das culturas agrícolas atendidas, e assim por
diante.
3
Por outro lado, também cabe salientar que, a despeito dos vários profissionais
envolvidos na problemática da água, os estudos hidrológicos, propriamente ditos,
geralmente envolvem técnicas originárias ou desenvolvidas a partir de conceitos de
outras áreas, mas que o profissional que lida com a hidrologia deve estar familiarizado e
ser capaz de aplica-las e entender seus resultados. Entre tais técnicas pode-se citar:
teoria estocástica, séries temporais, análise multicritério, teoria das decisões, análise
econômica, programação dinâmica, inteligência artificial, otimização, interpretação de
imagens de satélite, etc.
Breve histórico da hidrologia
A importância da água na história da humanidade é identificada quando se
observa que os povos e civilizações se desenvolveram às margens de corpos d’água,
como rios e lagos. A seguir serão listados alguns fatos marcantes da história da
hidrologia, de maneira superficial, sendo maiores detalhes encontrados na bibliografia
pesquisada, citada ao final deste documento.
•
Diversos autores citam registros de que no Egito Antigo, na época dos
faraós, existiram obras de irrigação e drenagem. Também na Mesopotâmia,
na região conhecida como Crescente Fértil, entre os rios Tigre e Eufrates, a
água já era usada para irrigação.
•
Os filósofos gregos são considerados os primeiros a estudar a hidrologia
como ciência. Por exemplo, Anaxágoras, que viveu entre 500 e 428 a. C,
tinha conhecimento de que as chuvas eram importantes na manutenção do
equilíbrio hídrico na Terra.
•
Mas apenas na época de Leonardo da Vinci é que o ciclo hidrológico veio a
ser melhor compreendido. Um fato relevante foi o realizado por Perrault, no
século 17, que analisou a relação precipitação-vazão, comparando a
precipitação com dados de vazão.
•
No século 19 dá-se o início de medições sistemáticas de vazão e
precipitação;
•
Até a década de 30, prevalece o empirismo, procurando descrever os
fenômenos naturais, enquanto até a década de 50 é predominante o uso de
indicadores estatísticos dos processos envolvidos;
4
•
Com o advento do computador em conjunto com o aprimoramento de
técnicas estatísticas e numéricas, deu-se um grande avanço na hidrologia.
Foram desenvolvidos modelos precipitação-vazão e avanços na hidrologia
estocástica. O escoamento subterrâneo, a limnologia e a modelação
matemática de processos constituem outros desenvolvimentos importantes.
A modelagem ajuda a entender e explicar padrões de ocorrência e possibilita
simular cenários futuros, fornecendo subsídios importantes para responder a perguntas
do tipo “o que aconteceria se...?”. Um exemplo de modelagem de processos é a
simulação da circulação da água e do transporte de poluentes em um lago ou rio. Com
um modelo computacional, é possível inferir sobre o que aconteceria se ocorresse um
vazamento de óleo próximo a um lago, em termos de áreas atingidas, tempo de
deslocamento da mancha de óleo, etc. Isso tudo sem o processo estar ocorrendo, apenas
hipoteticamente, o que permite prever impactos e traçar alternativas de combate
previamente.
Ocorrência de água na Terra
Considera-se, atualmente, que a quantidade total de água na Terra, estimada em
cerca de 1.386 milhões de km3, tem permanecido de modo aproximadamente constante
durante os últimos 500 milhões de anos. Entretanto, as quantidades de água estocadas
na Terra sob as diferentes formas (ou nos diferentes “reservatórios”) variaram
substancialmente nesse período.
Na Figura 1.1 é apresentada a distribuição da água na Terra, conforme
Shiklomanov (1997) apud Setti et al. (2001).
Verifica-se que cerca de 97,5% do volume total de água na Terra estão nos
oceanos (água salgada), sendo apenas 2,5% do total constituído por água doce. Por sua
vez, a água doce é encontrada principalmente sob a forma de geleiras, que representam
68,7% do total de água doce. Considerando que as águas doces contidas em rios e lagos
constituem as formas mais acessíveis ao uso humano e de ecossistemas, tem-se um
percentual muito pequeno de água disponível – em torno de 0,27% da água doce o que
corresponde a 0,007% do volume total de água.
5
Assim, embora a Terra apresente 1.386 milhões de km3 de água, considera-se
que o que está disponível ao uso humano é apenas 0,007% dessa quantidade.
Reservatório
% do
volume
total
Volume
3
3
(x 10 km )
% do
volume
de água
doce
Oceanos
Subsolo:
Água doce
Água salgada
Umidade do solo
Áreas congeladas
Antártida
Groenlândia
Ártico
Montanhas
Solos congelados
Lagos
Água doce
Água salgada
Pântanos
Rios
Biomassa
Vapor d'água na atmosfera
1.338.000,0
23.400,0
10.530,0
12.870,0
16,5
24.064,0
21.600,0
2.340,0
83,5
40,6
300,0
176,4
91,0
85,4
11,5
2,1
1,1
12,9
96,5379
1,6883
0,7597
0,9286
0,0012
1,7362
1,5585
0,1688
0,0060
0,0029
0,0216
0,0127
0,0066
0,0062
0,0008
0,0002
0,0001
0,0009
30,0607
0,0471
68,6971
61,6629
6,6802
0,2384
0,1159
0,8564
0,2598
0,0328
0,0061
0,0032
0,0368
Armazenamento total de água salgada
Armazenamento total de água doce
Armazenamento total de água
1.350.955,4
35.029,1
1.385.984,5
97,4726
2,5274
100,0
100,0
-
Água doce
2,5%
outros
1%
água
congelada
Água salgada
30%
água doce no
subsolo
69%
97,5%
Figura 1.1 – Distribuição da água na Terra (adaptado de Shiklomanov, 1997, apud Setti
et al. 2001).
6
Capítulo
2
Ciclo hidrológico
Descrição geral
Embora tenham sido estimados os volumes em cada um dos “reservatórios” na
Terra (ver Figura 1.1), é importante lembrar que a água está em constante movimento,
constituindo o que se denomina de ciclo hidrológico. Esse ciclo tem o Sol como
principal fonte de energia, através de sua radiação, e o campo gravitacional terrestre
como a principal força atuante.
A Figura 2.1 apresenta um esquema do ciclo hidrológico, identificando as
diversas etapas que o compõem.
7
Figura 2.1 – Ciclo hidrológico (fonte: adaptado de EPA, 1998).
De maneira simplificada, o ciclo hidrológico pode ser descrito da seguinte
forma:
-
ocorre evaporação da água dos oceanos e formação do vapor de água;
-
sob determinadas condições, o vapor precipita na forma de chuva, neve, granizo,
etc (precipitação);
-
parte da precipitação não chega nem a atingir a superfície terrestre, sendo
evaporada;
-
boa parte da precipitação atinge diretamente a superfície de lagos e oceanos, daí
evaporando parcela;
-
da precipitação que atinge a superfície terrestre, uma parte é interceptada pela
cobertura vegetal (interceptação), de onde parte evapora e parte acaba
escorrendo até o solo;
-
da precipitação que chega ao solo, parcela infiltra sub-superficialmente
(infiltração), e desta uma parte escoa até corpos d’água próximos, como rios e
lagos (escoamento sub-superficial);
-
uma parte infiltrada percola atingindo os aqüíferos (percolação), que escoam
lentamente até rios e lagos (escoamento subterrâneo);
-
ainda quanto à parte da precipitação que atinge o solo, esta vai escoar
superficialmente (escoamento superficial), sendo retida em depressões do solo,
sofrendo infiltração, evaporação ou sendo absorvida pela vegetação. O
“restante” do escoamento superficial segue para rios, lagos e oceanos, governada
pela gravidade;
-
a vegetação, que retém água das depressões do solo e infiltrações, elimina vapor
d’água para a atmosfera (transpiração), através do processo de fotossíntese;
-
a água que alcança os rios, seja por escoamento superficial, sub-superficial ou
subterrâneo, ou mesmo precipitação direta, segue para lagos e oceanos,
governada pela gravidade.
Cabe ressaltar que o ciclo hidrológico não apresenta um “começo” nem um
“fim”, já que a água está em movimento contínuo, sendo o início da descrição do ciclo
realizado a partir da evaporação dos oceanos apenas por questões didáticas.
8
Outro fato a ser ressaltado é que a evaporação está presente em quase todas as
etapas do ciclo.
Um termo normalmente usado para denotar a evaporação associada à
transpiração da vegetação é a evapotranspiração.
Apesar de haver algumas divergências quantos aos valores estimados de autor
para autor, convém comentar que cerca de 383.000 km3 de água evaporam por ano dos
oceanos (Wundt, 1953, apud Esteves, 1988). Isso equivaleria à retirada de uma camada
de 106 cm de espessura dos oceanos por ano. Desse total evaporado, estima-se que 75%
retornem diretamente aos oceanos sob a forma de precipitação, enquanto os 25%
restantes precipitam sobre os continentes.
Uma curiosidade evidenciada por Esteves (1988) é que a composição química da
precipitação oceânica difere nitidamente da continental, particularmente no que diz
respeito à concentração de íons como Na+, Mg2+ e Cl-, maior na precipitação oceânica.
O ciclo hidrológico, como já colocado anteriormente, promove a movimentação
de enormes quantidades de água ao redor do planeta. Entretanto, algumas das fases do
ciclo são consideradas rápidas e outras muito lentas, se comparadas entre si. A Tabela
2.1 ilustra esse comentário, ao apresentar alguns períodos médios de renovação da água
nos diferentes “reservatórios”. Tais valores dizem respeito ao tempo necessário para que
toda a água contida em cada um dos reservatórios seja renovada – dentro de uma visão
bastante simplificada, é claro, da “entrada”, “circulação” e “saída” de água neles.
Tabela 2.1 – Período de renovação da água em diferentes reservatórios na Terra.
Fonte: Shiklomanov (1997) apud Setti et al. (2001).
Reservatórios
Período médio de renovação
Oceanos
2.500 anos
Águas subterrâneas
1.400 anos
Umidade do solo
1 ano
Áreas permanentemente congeladas
9.700 anos
Geleiras em montanhas
1.600 anos
Solos congelados
10.000 anos
Lagos
17 anos
Pântanos
5 anos
Rios
16 dias
Biomassa
algumas horas
Vapor d'água na atmosfera
8 dias
9
A princípio, as etapas de precipitação e evaporação são consideradas as mais
importantes dentro do ciclo hidrológico, pensando em termos de volume de água
movimentado. Entretanto, à medida que se diminui a escala de análise, as demais fases
do ciclo se tornam muito importantes. Por exemplo, analisando uma determinada área
de dezenas de hectares, a interceptação, infiltração, percolação e escoamento superficial
são bastante relevantes para entendimento dos processos hidrológicos.
Impactos sobre o ciclo hidrológico
Observando a descrição do ciclo hidrológico, é fácil perceber o quanto ele é
condicionado pelas características locais, como clima, relevo, tipo de solo, uso e
ocupação do solo, geologia, tipo de cobertura vegetal, rede hidrográfica (rios), etc. Por
exemplo, a interceptação que ocorre em uma área com mata nativa é muito superior à de
áreas agrícolas, como o cultivo de fumo e arroz. Em áreas com solo tipo argiloso, pouco
permeável, a infiltração se dá em menor quantidade do que em áreas com solo arenoso,
mais permeável, enquanto que em áreas pavimentadas essa fase já não ocorre
praticamente. Como o escoamento se processa movido pela ação da gravidade, em
terrenos mais íngremes a tendência é ocorrer menor retenção da água em depressões do
solo, com escoamentos mais rápidos do que em terrenos mais planos, onde há maior
propensão ao acúmulo de água, facilitando a infiltração.
O homem vem modificando o meio em que vive, de modo à “adequá-lo” às suas
necessidades, o que repercute em sensíveis alterações do ciclo hidrológico. Por
exemplo, pode-se citar o barramento de rios, que modifica o regime de escoamento,
aumenta a evaporação e eleva o nível das águas subterrâneas (lençol freático), além de
outras conseqüências sobre a biota aquática. Outro exemplo é a impermeabilização do
solo devido à urbanização, o que diminui a parcela infiltrada e aumenta o escoamento
superficial, causando alagamentos. O desmatamento é outro exemplo, na medida em
que diminui a interceptação, deixando os solos expostos à ação das gotas de chuva e do
escoamento superficial, que erodem o solo e carreiam nutrientes e sedimentos para rios
e lagos.
Para ilustrar o efeito da substituição da cobertura natural do solo pela
urbanização sobre o ciclo hidrológico, tem-se a Figura 2.2. Observa-se que, após uma
impermeabilização entre 30% e 50% da superfície, o escoamento superficial passa a
10
corresponder a 55% do total precipitado, enquanto esse percentual era equivalente a
apenas 10% da precipitação para a situação de cobertura natural do solo.
Figura 2.2 – Ilustração do efeito da urbanização sobre o ciclo hidrológico (os
percentuais se referem à parcela da precipitação que “segue” cada uma das fases do
ciclo). Fonte: adaptado de EPA (1998).
Além de alterar as fases do ciclo hidrológico, as atividades antrópicas1 têm uma
série de repercussões sobre o meio ambiente, tais como: contaminação de corpos
d’água, devido ao lançamento de efluentes de origem industrial, agrícola ou doméstico
(esgoto das cidades); introdução de espécies exóticas (espécies que não eram
encontradas na região na região e foram introduzidas pelo homem); ocupação de
planícies de inundação; mudanças globais no clima; desmatamento; contaminação do ar,
ocasionando chuvas ácidas, etc (Tabela 2.2).
1
atividade antrópica = aquela relativa à ação humana.
11
Tabela 2.2 – Atividade humana e seus impactos sobre a disponibilidade hídrica. (Fonte:
adaptado de Tundisi, 2000).
Atividade humana Impacto nos ecossistemas aquáticos
Valores/serviços em risco
Construção de
represas
Alteração do fluxo dos rios, transporte
de nutrientes e sedimentos,
intereferência na migração e
reprodução de peixes
Habitats, pesca comercial e
esportiva, deltas e suas
economias
Construção de
diques e canais
Destruição da conexão do rio com as
áreas inundáveis
Fertilidade natural das várzeas e
controles das enchentes
Alteração do canal Danos ecológicos dos rios. Modificação
natural dos rios
dos fluxos dos rios
Drenagem de áreas
alagadas
Desmatamento/uso
do solo
Eliminação de um componente
fundamental dos ecossistemas
aquáticos
Habitats, pesca comercial e
esportiva. Produção de
hidroeletricidade e transporte.
Biodiversidade. Funções naturais
de filtragem e reciclagem de
nutrientes. Habitats para peixes e
aves aquáticas.
Mudança de padrões de drenagem, Qualidade e quantidade da água,
inibição da recarga natural dos
pesca comercial, biodiversidade
aquíferos, aumento da sedimentação
e controle de enchentes.
Poluição não
controlada
Prejuízo da qualidade da água
Suprimento de água. Custos de
tratamento. Pesca comercial.
Biodiversidade. Saúde humana.
Remoção excessiva
de biomassa
Diminuição dos recursos vivos e da
biodiversidade
Pesca comercial e esportiva.
Ciclos naturais dos organismos.
Introdução de
espécies exóticas
Supressão das espécies nativas.
Alteração dos ciclos de nutrientes e
ciclos biológicos
Poluentes do ar
(chuva ácida)
Mudanças globais no
clima
Habitats, pesca comercial.
Biodiversidade natural e
estoques genéticos.
Pesca comercial. Biota aquática.
Perturbação da composição química de
Recreação. Saúde humana.
rios e lagos
Agricultura
Alteração drástica do volume dos
recursos hídricos, dos padrões de
distribuição da precipitação e
evaporação, riscos de enchente
Suprimento de água, transporte,
produção de energia elétrica,
produção agrícola, pesca.
Crescimento da
Aumento na pressão para construção Praticamente todas as atividades
população e padrões de hidroelétricas, da poluição da água, econômicas que dependem dos
gerais do consumo
da acidificação de lagos e rios.
serviços dos ecossistemas
Modificação do ciclo hidrológico.
aquáticos.
humano
Usos da água
Os setores usuários das águas são diversos, utilizando-as para diferentes fins.
Dependendo do uso, há a necessidade de derivação da água e ocorre um consumo (uso
consuntivo), retornando determinada parcela da água aos corpos d’águas. Outros usos,
12
como a navegação, por exemplo, são considerados não consuntivos, pois não alteram a
quantidade deste recurso na natureza.
Na Tabela 2.3 são listados os principais usos da água, explicitando algumas
características: existência ou não de derivação de águas do seu curso natural; a
finalidade e os tipos de uso; as perdas por uso consuntivo da água; os requisitos de
qualidade exigidos para cada uso e; os efeitos da utilização, especialmente de qualidade.
Tabela 2.3 – Usos da água (Fonte: adaptado de Barth, 1987, apud Setti et al., 2001).
Forma
Finalidade
Tipo de uso
abastecimento
urbano
abastecimento
doméstico, industrial,
comercial e público
Uso consuntivo
Requisitos de
qualidade
baixo, de 10%, sem
altos ou médios, influindo
contar as perdas nas
no custo do tratamento
redes
sanitário, de processo,
médio, de 20%,
abastecimento
incorporação ao
médios, variando com o
variando com o tipo de
produto, refrigeração e
industrial
tipo de uso
uso e de indústria
geração de vapor
Com
derivação
de águas
sem
derivação
das águas
Efeitos nas águas
Poluição orgânica e
bacteriológica
Poluição orgânica,
substâncias tóxicas,
elevação de
temperatura
irrigação
irrigação artificial de
culturas agrícolas
segundo diversos
métodos
alto, de 90%
Médios, dependendo do
tipo de cultura
Carreamento de
agrotóxicos e
fertilizantes
abastecimento
doméstico ou para
dessedentação de
animais
baixo, de 10%
Médios
Alterações na qualidade
com efeitos difusos
aqüicultura
estações de
piscicultura e outras
baixo, de 10%
Altos
Carreamento de
matéria orgânica
geração
hidroelétrica
acionamento de
turbinas hidráulicas
perdas por evaporação
do reservatório
baixos
alterações no regime e
na qualidade da água
navegação
fluvial
manutenção de
calados mínimos e
eclusas
não há
baixos
lançamento de óleo e
combustíveis
lazer contemplativo
altos, especialmente
recreação de contato
primário
não há
natação e outros
recreação, lazer
esportes com contato
e harmonia
direto, como iatismo e
paisagística
motonáutica
pesca
com comerciais de
espécies naturais ou
introduzidas através de
estações de
piscicultura
diluição,
autodepuração e
assimilação de
esgotos
transporte de esgotos
urbanos e industriais
usos de
preservação
vazões para assegurar
o equilíbrio ecológico
não há
altos, nos corpos d'água, alterações na qualidade
correntes, lagos, ou
após mortandade de
reservatórios artificiais
peixes
não há
não há
poluição orgânica,
física, química e
bacteriológica
não há
médios
melhoria da qualidade
da água
13
Escassez da água
Há algum tempo atrás, predominava a idéia da abundância da água na natureza,
o que não gerava preocupação quanto à quantidade de água consumida ou desperdiçada
por determinado uso. Entretanto, atualmente tem-se tentado tornar cada vez mais
consensual a noção de escassez de água, pelo menos em termos relativos, em virtude da
crescente demanda por esse valioso recurso.
São diferenciados dois tipos de escassez: (a) escassez quantitativa e (b) escassez
qualitativa.
A escassez quantitativa decorre da falta de água em quantidade suficiente para
atender àqueles usos pretendidos, sendo comum a ocorrência no Nordeste brasileiro
(região semi-árida, principalmente). Cabe salientar aqui a irregular distribuição
temporal (precipitações concentradas em poucos meses do ano) e espacial (abundância
de água na Amazônia e escassez no semi-árido nordestino).
A escassez qualitativa é resultante da falta de qualidade suficiente da água para
atender os usos pretendidos, ocasionada principalmente pelo lançamento de esgotos das
várias origens.
Assim, por ser um recurso escasso, a água é considerada dotada de valor
econômico, como dispõe a Lei 9.433 de 19972, a chamada Lei das Águas. Por isso, além
da gestão da oferta de água (busca de novos mananciais de abastecimento ou aumento
da exploração dos existentes), praticada há mais tempo, tem-se ressaltado a necessidade
da gestão da demanda pela água. Isso visa proporcionar um uso racional desse recurso e,
para tanto, diversos instrumentos estão previstos na referida lei, entre eles alguns
instrumentos econômicos, como a outorga e a cobrança pela água. A outorga se refere
basicamente à concessão do direito de utilização da água, seja para captá-la, para usá-la
como diluição de esgotos (efluentes) ou para geração de energia elétrica, a ser emitida
pelo órgão responsável. A cobrança diz respeito ao pagamento de um valor pela retirada
da água do corpo d’água ou pelo lançamento de efluentes no mesmo.
2
Lei Federal n. 9.433, de 8 de janeiro de 1997, que institui a Política Nacional de Recursos Hídricos, cria
o Sistema Nacional de Recursos Hídricos e dá outras providências.
14
Capítulo
3
Bacia Hidrográfica
Conceito de bacia hidrográfica
A expressão bacia hidrográfica é usada para denotar a área de captação natural
da água de precipitação que faz convergir os escoamentos para um único ponto de saída,
que é chamado de exutório. A bacia é constituída por um conjunto de superfícies
vertentes – terreno sobre o qual escoa a água precipitada – e de uma rede de drenagem
formada por cursos d’água que confluem até resultar um leito único no exutório.
Superfícies
Superficies
Vertentes
vertentes
Rede de
Rede
de
drenagem
drenagem
Fonte: adaptado
de EPA (1998)
Figura 3.1 – Superfícies vertentes e rede de drenagem que compõem uma bacia
hidrográfica.
15
Relembrando os processos envolvidos no ciclo hidrológico (Capítulo 2), a bacia
hidrográfica pode ser considerada como um sistema físico, cuja entrada é o volume de
água precipitado e cuja saída é o volume de água escoado pelo exutório. Entretanto, esse
é um sistema aberto, já que nem toda a precipitação (entrada de água) se torna
escoamento no exutório (saída) ou fica armazenada na própria bacia. Há perdas
intermediárias, relativas aos volumes evaporados, transpirados (pela vegetação) ou
infiltrados profundamente (Figura 3.2). Tais volumes de água representam parcela da
entrada no sistema que é “perdida” para a atmosfera ou para camadas profundas do
subsolo.
limite da bacia
hidrográfica
Precipitação
evaporação
transpiração
rede de drenagem
Vazão
percolação profunda
Figura 3.2 – Representação da bacia hidrográfica como um sistema aberto.
Mesmo com esse aspecto de sistema aberto, o estudo hidrológico se dá a nível de
bacia hidrográfica, cujo papel hidrológico é entendido como sendo o de transformar
uma entrada de volume de água concentrada no tempo (que é a precipitação) em uma
saída de água de forma mais distribuída no tempo (escoamento pelo exutório).
Nesse meio termo, ou seja, entre a ocorrência da precipitação e a vazão de saída
da bacia, decorrem todos os processos descritos no Capítulo 2, compondo o Ciclo
Hidrológico. Há interceptação pela vegetação, erosão do solo, evaporação, transpiração,
armazenamento da água em depressões do solo, infiltração sub-superficial e profunda,
etc. Ocorrem também os diversos usos da água pela população residente na bacia, como
captação de água para abastecimento doméstico, uso para lazer, banho, lançamento de
esgotos e efluentes industriais, entre outros. Entretanto, como acontece cada processo do
ciclo ou cada uso da água e em que intensidade vai variar conforme as características da
16
bacia, como relevo, topografia, cobertura vegetal, tipo de solo, geologia, presença de
áreas urbanas, atividades agropecuárias ou industriais, etc.
Na Figura 3.3 são apresentados dois gráficos, denominados de hietograma e
hidrograma. O primeiro se refere à representação da precipitação ocorrida ao longo do
tempo, enquanto o hidrograma retrata o comportamento da vazão ao longo do tempo.
Tais gráficos são apenas exemplos típicos e serão discutidos em mais detalhes no
Capítulo referente ao Escoamento Superficial, mas permitem visualizar o papel
hidrológico da bacia, transformando a entrada de água concentrada no tempo em uma
saída mais distribuída.
precipitacao
tempo
(Hietograma)
Hietograma)
vazao
tempo
(Hidrograma)
Hidrograma)
Figura 3.3 – Exemplo de gráficos da precipitação ao longo do tempo (hietograma) e da
vazão (hidrograma), ilustrando o papel hidrológico de uma bacia hidrográfica.
Simplificadamente, pode-se descrever o processo de transformação da
precipitação em vazão do seguinte modo: a precipitação que cai sobre as vertentes
(superfícies que contribuem para os cursos d’água da rede de drenagem) infiltra-se
totalmente no solo até saturá-lo. Nesse instante, decresce a taxa de infiltração, que passa
a ser inferior à precipitação e aumenta o escoamento superficial (Figura 3.4), que segue
até a rede de drenagem e daí até o exutório da bacia. Esse processo de formação do
escoamento superficial é geralmente caracterizado como uma “produção de água” pelas
vertentes.
17
À medida que se processa o escoamento superficial nas vertentes, ocorre
também o transporte de partículas do solo (sedimentos), devido à força erosiva das gotas
da chuva e à própria ação do escoamento. Isso é referido como “produção de
sedimentos” pelas vertentes, de forma análoga à produção de água, e será melhor
discutido no Capítulo referente ao Transporte de Sedimentos.
Importante ressaltar que as superfícies vertentes e a rede de drenagem são
indissociáveis, visto que estão em constante interação. Durante a precipitação, as
vertentes contribuem para os arroios e rios com água e sedimentos carreados.
Entretanto, quando ocorre cheia no rio, este extravasa da sua calha principal, alcançando
a planície de inundação, ocorrendo fluxo inverso de água e sedimentos (agora no
sentido calha do rio para planície de inundação).
Figura 3.4 – “Produção” de escoamento superficial nas superfícies vertentes de uma
bacia hidrográfica.
Delimitação da bacia hidrográfica
Como já mencionado, a bacia hidrográfica é vista como o conjunto de áreas que
contribuem para um determinado ponto. Entretanto, como definir tal área de
contribuição, também conhecida como área de drenagem? Normalmente, os limites da
bacia são estabelecidos analisando a topografia do terreno (relevo), através das curvas
de nível (linhas indicativas da altitude do terreno – cotas – em relação a um referencial,
como o nível do mar). Seja utilizando mapas impressos ou arquivos eletrônicos, a bacia
hidrográfica é delimitada identificando as áreas de maior cota, que constituem os
18
chamados divisores topográficos da bacia. Como o escoamento se dá pela ação da
gravidade, e a bacia é definida como o conjunto de áreas que contribuem para um ponto,
é fácil perceber que as regiões de terreno mais elevado estabelecem uma divisão entre a
parte do terreno cujo escoamento segue até o rio em questão e a parte cujo escoamento
segue para outro rio de outra bacia.
Também é importante ter em mente o conceito de “bacias dentro de bacias”, o
qual é ilustrado pela Figura 3.5. Tendo o ponto A como base, a área contribuinte, ou
seja, sua bacia hidrográfica é a indicada em tal figura. Entretanto, essa bacia está
inserida na bacia do ponto B que, por sua vez, está contida na bacia do ponto C. Assim,
conforme a escala em que se trabalhe e, principalmente, o interesse do estudo a ser
realizado, serão tomadas as bacias “maiores” ou as sub-bacias e micro-bacias.
A
B
C
Figura 3.5 – Delimitação da área contribuinte conforme o ponto considerado (A, B ou
C, cuja localização é indicada pelas setas).
Voltando à questão da delimitação de uma bacia, a rigor existem três tipos de
divisores de bacias: divisor topográfico, baseado no relevo; divisor geológico, em
função das características geológicas; e divisor freático, estabelecido de acordo com a
posição do lençol freático (nível das águas subterrâneas no subsolo) (Figura 3.6). Mas,
devido à falta de informações e à não praticidade no estabelecimento dos divisores
geológicos e freáticos, geralmente são empregados apenas os divisores topográficas
para identificar e delimitar uma bacia.
19
Fonte: Villela (1975)
Figura 3.6 – Indicação dos divisores topográficos e freáticos de uma bacia hidrográfica
(Fonte: Villela, 1975).
Bacia hidrográfica x gestão dos recursos hídricos
Com base nas definições de bacia hidrográfica, percebe-se porque se adota a
bacia hidrográfica como unidade para a gestão dos recursos hídricos. Como a bacia
define todas as áreas contribuintes para um ponto, isso significa que os impactos, ações,
intervenções, projetos em um ponto da bacia poderão repercutir em toda a área a jusante
da área afetada inicialmente. Por exemplo, o lançamento de efluentes de uma indústria
em um determinado ponto de um arroio irá influir na qualidade da água em todo o
restante do arroio a jusante, bem como nos demais cursos d’água para o qual tal arroio
conflui. Outro exemplo diz respeito ao desmatamento de uma parte da área da bacia,
cujo efeito (maior geração de escoamento superficial) será sentido nos trechos a jusante
da bacia. Assim, os problemas relativos à água são comumente tratados pensando na
bacia hidrográfica onde estão inseridos, cuja delimitação prevalece sobre os limites
municipais e estaduais, por exemplo.
Por isso, a Lei 9.433 (1997) estabelece como um dos princípios a definição da
bacia hidrográfica como unidade territorial para implementação da Política Nacional de
Recursos Hídricos.
20
O território brasileiro foi dividido inicialmente em 8 regiões hidrográficas (R.
H.), mas atualmente, segundo a Resolução 32 do Conselho Nacional de Recursos
Hídricos (CNRH) de 15 de outubro de 2003, são estabelecidas 12 regiões hidrográficas
(Figura 3.6): R. H. do Amazonas; R. H. do Tocantins; R. H. do Paraguai; R. H. do
Paraná; R. H. do Atlântico Nordeste Ocidental; R. H. do Atlântico Nordeste Oriental; R.
H. do Parnaíba; R. H. do São Francisco; R. H. do Atlântico Leste; R. H. do Atlântico
Sudeste; R. H. do Atlântico Sul; R. H. do Uruguai.
R.H. Atlântico
Nordeste Ocidental
R.H. do Parnaíba
R.H. Amazônica
R.H. Atlântico
Nordeste Oriental
R.H. do
Tocantins
R.H. do São
Francisco
R.H. Atlântico Leste
R.H. do Paraguai
R.H. do
Paraná
R.H. Atlântico Sudeste
R.H. do Uruguai
R.H. Atlântico Sul
Figura 3.7 – Divisão hidrográfica nacional (Fonte: adaptado de ANA, 2004).
O Estado do Rio Grande do Sul, portanto, está inserido nas Regiões
Hidrográficas do Uruguai e do Atlântico Sul. Por outro lado, o próprio Estado foi
dividido em três regiões hidrográficas menores, que são: a Região Hidrográfica do
Uruguai, a Região Hidrográfica do Guaíba e a Região Hidrográfica do Litoral (Figura
3.8).
Vale ressaltar aqui que o conceito de região hidrográfica difere um pouco de
bacia hidrográfica. As regiões hidrográficas foram traçadas com base nas bacias
hidrográficas mas respeitando alguns limites geopolíticos. Por exemplo, tem-se a
Região Hidrográfica Amazônica. Parte da bacia contribuinte ao rio Amazonas está além
21
da fronteira do Brasil, de modo que o traçado da região correspondente seguiu a
delimitação do país na parte norte.
No caso do Rio Grande do Sul, a Região Hidrográfica do Uruguai constitui o
conjunto de áreas que drenam para o Rio Uruguai, embora haja uma parcela de área
contribuinte a esse corpo d’água situada na Argentina e no Uruguai. A Região
Hidrográfica do Guaíba contempla todas as áreas cuja contribuição segue para o Lago
Guaíba. Já a Região Hidrográfica do Litoral é composta pelas áreas que drenam
diretamente para o oceano ou para o sistema de lagoas Mirim, Mangueira e Lagoa dos
Patos.
Figura 3.8 – Divisão hidrográfica do Estado do Rio Grande do Sul.
22
Fisiografia da bacia hidrográfica
A caracterização física da bacia hidrográfica, em termos de relevo, rede de
drenagem, forma e área de drenagem, constitui o que se denomina de fisiografia. Para
essa caracterização são utilizados mapas, fotografias aéreas, imagens de satélite
(sensoriamento remoto) e levantamentos topográficos. Até um tempo atrás utiliza-se
instrumentos como o curvímetro e o planímetro, que permitiam calcular comprimentos e
áreas sobre mapas impressos. Entretanto, hoje em dia são empregados programas
computacionais específicos, facilitando e agilizando enormemente essa tarefa.
A seguir serão apresentadas algumas características fisiográficas mais utilizadas.
Área da bacia
A área da bacia (A) corresponde a sua área de drenagem, cujo valor corresponde
à área plana entre os divisores topográficos projetada verticalmente. O conhecimento da
área da bacia permite estimar qual o volume precipitado de água, para uma certa lâmina
de precipitação3, pela expressão:
volume precipitado = lâmina precipitada x área da bacia
Como exemplo, a bacia do rio Caí tem uma área estimada em 4.983 km2,
enquanto a área da bacia dos rios Taquari-Antas é de cerca de 26.536 km2.
Forma da bacia
A forma da bacia, obviamente, é função da delimitação da área da bacia e tem
influência no tempo transcorrido entre a ocorrência da precipitação e o escoamento no
exutório. Em bacias de formato mais arredondado esse tempo tende a ser menor do que
em bacias mais compridas, como ilustra a Figura 3.9 para três bacias hipotéticas.
Dois coeficientes são comumente empregados como indicativos da forma da
bacia: fator de forma e coeficiente de compacidade.
-
Fator de forma: esse coeficiente é definido pela relação entre a largura média da
bacia e o comprimento axial do curso d’água principal (LC ) . A largura média L
é calculada pela expressão:
3
O conceito de lâmina de precipitação é definido no Capítulo 4 – Precipitação.
23
L=
A
,
Lc
e, portanto, o fator de forma K f é determinado por:
Kf =
L
A
= 2
Lc Lc
Esse coeficiente dá uma idéia da tendência da bacia a cheias e, a princípio,
comparando-se duas bacias, aquela de maior fator de forma estaria mais
propensa a cheias do que a outra.
-
Coeficiente de compacidade: esse coeficiente é definido como a relação entre o
perímetro da bacia e a circunferência de um círculo de mesma área da bacia.
Assim, considerando uma bacia de área A e um círculo também de área A, temse que:
Kc =
Pbacia
P
=
Pcículo 2πr
e
A = πr 2
Logo:
K c = 0,28
P
A
Pela sua definição, se K c = 1 a forma da bacia é um círculo, sendo mais
“irregular” quanto maior o valor desse coeficiente, o que implica em uma menor
tendência a cheias.
b. 1
b. 2
b. 3
Figura 3.9 – Bacias hipotéticas de mesma área, onde o tempo entre a precipitação e a
vazão no exutório tende a ser na seguinte ordem: t2<t1<t3, devido à forma da bacia.
24
Rede de drenagem
A rede de drenagem é constituída pelo rio principal e seus afluentes. O rio
principal é identificado a partir do exutório da bacia, “subindo o rio”, ou seja,
percorrendo o sentido inverso do fluxo da água, até percorrer a maior distância (em
outras palavras, o rio principal é aquele maior curso d’água do exutório até a cabeceira
da bacia). Quatro indicadores são utilizados, geralmente, para descrever a rede de
drenagem de uma bacia: ordem dos cursos d’água, densidade de drenagem, extensão
média do escoamento superficial e sinuosidade do curso d’água principal, os quais serão
descritos a seguir.
-
Ordem dos cursos d’água: esse parâmetro dá uma idéia do grau de ramificação
da rede de drenagem, sendo a regra mais usual de classificar cada curso d’água a
que considera que todos os cursos d’água que não recebem afluência de outros
são de ordem 1; dois de ordem n formam um curso d’água de ordem n+1; dois
de ordens diferentes formam um de ordem igual àquele formador de maior
ordem. A bacia hipotética da Figura 3.10 exemplifica esse processo.
1
1
1
1
2
2
2
1
1
2
1
3
3
Figura 3.10 – Classificação dos cursos d’água de uma bacia quanto à ordem.
-
Densidade de drenagem: esse índice é definido pela relação entre o comprimento
total dos cursos d’água da bacia (∑ lc ) e sua área:
Dd =
∑l
c
A
Os valores mais usuais da densidade de drenagem são: 0,5 ≤ Dd ≤ 3,5 km / km 2 .
-
Extensão média do escoamento superficial: representa a distância média que
água teria que percorrer, em linha reta, do ponto onde atingiu o solo até a rede de
drenagem. Para sua determinação, considera-se um retângulo de área igual à da
25
bacia e com o maior lado igual à soma do comprimento total dos cursos d’água,
como exemplifica a Figura 3.11.
2lm
lm
4lm
x = ∑ lC
Figura 3.11 – Retângulo auxiliar de área igual à da bacia, para determinação da extensão
média do escoamento superficial.
Interpretando o retângulo anterior como sendo a bacia, é fácil perceber que a
distância média que a água precipitada percorre até alcançar a rede de drenagem
é um quarto do seu lado menor. No caso do retângulo, a rede de drenagem se
limita ao curso d’água central, cujo comprimento é equivalente ao comprimento
total dos cursos d’água da bacia original.
Como o retângulo da Figura 3.11 tem área igual à da bacia, tem-se que:
A = x ⋅ 4lm
-
⇒ lm =
A
4∑ lc
Sinuosidade do curso d’água principal: representa a relação entre o comprimento
do rio principal ( Lc ) e a distância entre a nascente (cabeceira) e a foz (dc ) ,
medida em linha reta. Esse termo dá uma idéia da “quantidade” de curvatura do
rio, sendo determinado pela expressão:
Sc =
Lc
dc
A Figura 3.12 ilustra a definição das variáveis Lc e dc , enquanto a Figura 3.13
mostra um rio nos EUA que apresenta grande sinuosidade, evidenciada pela quantidade
de meandros.
26
dC
LC
Figura 3.12 – Representação do comprimento do rio principal ( Lc ) e a distância entre
sua foz e nascente (dc ) .
Fonte: EPA (1998)
Figura 3.13 – Foto de um rio nos EUA dando idéia da sinuosidade de um curso d’água
natural.
Relevo da bacia
As características do relevo da bacia têm influência direta sobre o escoamento
superficial, principalmente na velocidade do escoamento e na maior ou menor tendência
ao armazenamento da água na superfície ou depressões do solo. Entretanto, o relevo
também influencia a evaporação, a precipitação e a temperatura, por serem função da
altitude, dentre outras variáveis.
27
-
Declividade da bacia: bacia com maior declividade tende a ter maior velocidade
do escoamento e ser mais susceptível à erosão do solo, caso este esteja
descoberto; a declividade da bacia é geralmente estimada pelo método das
quadrículas, analisando as curvas de nível do terreno. O referido método foge ao
escopo desta disciplina e não é descrito neste texto.
-
Declividade do curso d’água principal: para dois pontos quaisquer do curso
d’água, a declividade é determinada pela relação entre a diferença total de
elevação do leito (cotas) e a distância horizontal entre eles:
DC =
-
∆Cota1
dist.horiz.
Curva hipsométrica: representação gráfica do relevo médio da bacia, indicando
para cada cota do terreno a porcentagem da área da bacia situada acima ou
abaixo dessa cota. A Figura 3.14 mostra um exemplo típico de uma curva
hipsométrica, na qual 38% da área da bacia está situada acima da cota 50 m.
Cota (m)
150
100
50
38%
20%
40%
60%
80%
100%
Figura 3.14 – Exemplo de uma curva hipsométrica, segundo a qual, por exemplo, 38%
da área da bacia está em cotas superiores à 50 m.
28
Capítulo
4
Precipitação
Aspectos gerais
A precipitação é entendida como qualquer forma de água proveniente da
atmosfera que atinge a superfície terrestre, como, por exemplo, neve, granizo, chuva,
orvalho, geada, etc. O que diferencia as várias formas de precipitação é o estado em que
a água se encontra.
Devido a sua capacidade de gerar escoamento, a chuva constitui a forma de
precipitação de maior interesse para a hidrologia. Como visto nos Capítulos 2 e 3
anteriores, parcela da chuva que atinge o solo gera escoamento nas vertentes da bacia
hidrográfica, alcançando a rede de drenagem e daí seguindo até o exutório da bacia.
Como a precipitação constitui a “entrada” de água na bacia hidrográfica,
tomando-a como um sistema físico, a estimativa da precipitação em uma bacia dá idéia
da disponibilidade hídrica nela, servindo para avaliar a necessidade de irrigação, a
previsão de enchentes nos rios, a operação de hidroelétricas, o atendimento às demandas
para abastecimento público, etc.
Mecanismo de formação da precipitação
A precipitação ocorre a partir da presença de vapor d’água na atmosfera, que sob
determinadas condições precipita na forma de neve, gelo, chuva, etc.
Para a ocorrência de chuva, deve-se haver condições propícias para o
crescimento das gotas de água, até que elas possuam peso superior às forças que as
mantêm em suspensão na atmosfera. Esse crescimento se dá principalmente devido à
presença dos chamados núcleos de condensação nas nuvens, que são partículas
orgânicas, sais, cristais de gelo, produtos resultantes da combustão, entre outros. As
gotas de chuva tendem a condensar sobre tais partículas e, mediante alguns processos
29
físicos, ocorre o crescimento das gotas, em parte devido ao choque das primeiras com
outras gotas menores. Ao atingir peso suficiente, as gotas precipitam.
Classificação da precipitação
A ocorrência de precipitação está geralmente relacionada à ascensão de ar
úmido, após o qual se dá o processo de condensação sobre os núcleos e de crescimento
das gotas, descritos no item anterior. Mas há diferentes mecanismos agindo no sentido
de causar a referida ascensão do ar úmido e, conforme o tipo de mecanismo, as
precipitações são classificadas em:
-
Convectivas: a ascensão do ar úmido e quente decorrente de uma elevação
excessiva de temperatura; como o ar quente é menos denso, ocorre uma brusca
ascensão desse ar que, ao subir, sofre um resfriamento rápido, gerando
precipitações intensas com pequena duração, cobrindo pequenas áreas; ocorrem
com freqüência em regiões equatoriais;
-
Orográficas: a ascensão do ar quente e úmido, proveniente do oceano, ocorre
devido a obstáculos orográficos, como montanhas e serras; ao subir, ocorre o
resfriamento e em seguida a precipitação; são caracterizadas por serem de
pequena intensidade, mas longa duração, cobrindo pequenas áreas; como as
montanhas constituem um obstáculo à passagem do ar úmido (com “potencial”
para formar precipitação), normalmente existem áreas no lado oposto
caracterizadas por baixos índices de precipitação, sendo chamadas de “sombras
pluviométricas”;
-
Frontais: neste tipo de precipitação, a ascensão do ar decorre do “encontro” entre
massas de ar frias e quentes; como resultado, o ar mais quente e úmido sofre
ascensão, resfria-se e ocorre a precipitação, caracterizada por longa duração e
intensidade média, cobrindo grandes áreas.
30
Caracterização da precipitação
Uma precipitação, no caso chuva, é caracterizada pelas seguintes grandezas:
-
altura pluviométrica (P): representa a espessura média da lâmina de água
precipitada, sendo geralmente adotada como unidade o milímetro (mm);
significa a espessura da lâmina de água que recobriria toda a região, supondo-se
que não houvesse infiltração, evaporação nem escoamento para fora da região;
-
duração (t): representa o período de tempo durante o qual ocorreu a precipitação;
geralmente se utilizam horas (h) ou minutos (min) como unidade;
-
intensidade (i): fazendo-se a relação da lâmina de água precipitada com o
intervalo de tempo transcorrido, obtém-se a intensidade dessa precipitação,
geralmente em mm/h ou mm/min; assim i = P/t;
-
tempo de recorrência (Tr): representa o número médio de anos durante o qual se
espera que uma determinada precipitação seja igualada ou superada; por
exemplo, ao se dizer que o tempo de recorrência de uma precipitação é de 10
anos, tem-se que, em média, deve-se esperar 10 anos para que tal precipitação
seja igualada ou superada.
Medição da precipitação
Os instrumentos usuais de medição da precipitação são o pluviômetro e o
pluviógrafo, descritos sucintamente a seguir.
O pluviômetro é constituído por um recipiente metálico dotado de funil com anel
receptor (Figura 4.1), geralmente com uma proveta graduada para leitura direta da
lâmina de água precipitada. Esse instrumento armazena a água da chuva e, fazendo-se a
leitura da proveta, tem-se a lâmina precipitada (P). Normalmente, a leitura é feita
diariamente, às 7h da manhã, por uma pessoa encarregada (operador) – geralmente, um
morador da região, cujo acesso diário ao equipamento seja fácil, e que recebe orientação
do órgão/empresa responsável pelo monitoramento.
31
Assim, o pluviômetro indica a precipitação ocorrida nas últimas 24 horas, desde
a última leitura, a qual é anotada pelo operador em uma caderneta diariamente.
Fonte: Studart,
2003.
Figura 4.1 – Foto de um pluviômetro. (Fonte: Studart, 2003).
O outro instrumento utilizado para registrar a precipitação, o pluviógrafo, difere
do pluviômetro basicamente por possuir um mecanismo de registro automático da
precipitação, gerando informações mais discretizadas no tempo, isto é, informações em
intervalos de tempo menores. Os equipamentos mais antigos utilizam um braço
mecânico para traçado de um gráfico em papel graduado com os valores precipitados
(Figura 4.2). Os pluviógrafos mais modernos armazenam tais informações em meio
magnético (Figura 4.3) ou enviam em tempo real por sistema de transmissão remoto de
dados.
Para acionamento do mecanismo de registro, seja em papel ou em meio
magnético, há dois tipos principais de sensores: cubas basculantes, cujo enchimento e
vertimento aciona o registro; reservatório equipado com sifão, sendo a variação do nível
no reservatório a responsável pelo acionamento do registro.
Dessa forma, o pluviógrafo permite ter informações mais detalhadas ao longo do
tempo, além de uma maior precisão também. Outra grande vantagem é não necessitar da
visita diária do operador, cuja visita fica restrita à troca de papel ou para descarregar os
dados em um computador portátil, em períodos como 15 dias ou um mês. Em tais casos,
32
o operador já passa a ser alguém com conhecimento mais especializado, geralmente um
técnico.
Figura 4.2 – Foto de pluviógrafo com mecanismo de registro em papel graduado.
(Fonte: Studart, 2003).
Figura 4.3 – Foto de pluviógrafo com mecanismo de registro em meio magnético.
(Fonte: Hobeco, 2003).
33
Análise de dados de precipitação
Um posto de medição de chuva (posto pluviométrico) é instalado e mantido com
o objetivo de obter uma série ininterrupta de dados de precipitação ao longo dos anos.
Entretanto, é comum a ocorrência de problemas mecânicos ou com o operador, de modo
que normalmente existem períodos sem registros das precipitações ou com falhas nas
observações.
Como falhas são designados dados cujos valores são incoerentes ou denotam
erros grosseiros, os quais são detectados por análise visual no primeiro contato com a
série histórica de dados ou mesmo só no momento do processamento das informações,
durante os estudos hidrológicos.
São comuns as falhas cuja origem é o preenchimento errado da caderneta pelo
operador, constando valores absurdos de tão elevados ou com casas decimais acima da
precisão do instrumento. Por exemplo, em dados diários, uma precipitação de 1000 mm
com certeza representa uma falha de leitura, pois esse valor equivale ao precipitado
anual em algumas regiões. Outro exemplo é um valor de 1,25 mm, sabendo que o
pluviômetro usado tem graduação de 0,1 mm.
Também pode ocorrer que o operador não pôde comparecer ao local e “estime”
um valor para leitura, que, às vezes, é perceptível – o operador repete o último valor
anotado ou coloca zero, por exemplo.
Entretanto, as falhas também podem ter origem em problemas mecânicos no
sensor ou no registrador do instrumento, causado por intempéries ou até por animais ou
vandalismo.
Enfim, é normal que as séries históricas de precipitação contenham falhas, as
quais devem ser identificadas e excluídas, tornando as séries com “espaços” sem
informação. Isso por que os estudos hidrológicos requerem séries contínuas de
precipitação. Vale lembrar que, por exemplo, um dia com falha já incapacita o uso do
valor da precipitação mensal naquele mês, dada pela soma das precipitações diárias.
Preenchimento de falhas
Para realizar o preenchimento de falhas em séries de dados de precipitação,
tornando-as contínuas, são usualmente empregados os métodos da ponderação regional,
regressão linear e uma combinação dos dois anteriores. A seguir tais métodos serão
34
brevemente apresentados, sendo a descrição detalhada encontrada na bibliografia
indicada ao final deste documento.
- Método da ponderação regional
Este método consiste em estimar a precipitação ocorrida no posto com falha
considerando-a proporcional às precipitações em postos vizinhos, sendo o fator de
proporcionalidade função da precipitação média em tais postos, levando em
consideração ainda a precipitação média no próprio posto com falha.
Tal método é utilizado selecionando ao menos três postos vizinhos àquele com
falha, os quais devem estar localizados em região climatologicamente semelhante ao
posto com falha.
Por exemplo, considerando que em uma série de dados de um posto X tenham
sido encontradas falhas, e considerando que existem os postos Y, Z e W situados em
regiões de clima semelhante e com dados disponíveis, as falhas citadas podem ser
preenchidas pela seguinte equação, conforme o método da ponderação regional:
P
P
1 P
PX =  Z + Y + W
3  PZm PYm PWm

 ⋅ PXm ,

onde PXm, PYm, PZm e PWm são as precipitações médias nos postos X, Y, Z e W,
respectivamente; PX, é a precipitação no posto X a determinar; PY, PZ e PW são as
precipitações nos postos Y, Z e W, respectivamente, no intervalo de tempo referente
àquele da precipitação no posto X a determinar.
Esse método é normalmente usado para séries mensais ou anuais, não sendo
recomendado para séries diárias, devido à grande variabilidade temporal e espacial da
precipitação.
- Método da regressão linear
Outro método de preenchimento de falhas de dados de precipitação consiste em
utilizar a técnica da regressão linear simples ou múltipla, segundo a qual a precipitação
no posto com falhas é correlacionada estatisticamente com a precipitação em um posto
vizinho com dados disponíveis, no caso da regressão simples, ou vários postos vizinhos,
no caso da regressão múltipla.
Basicamente, o referido método consiste em ajustar uma equação do tipo (para
regressão linear múltipla):
35
PX = a ⋅ PY + b ⋅ PZ + c ⋅ PW + d ,
onde Px é a precipitação a ser determinada no posto X com falha; Py, Pz e Pw são as
precipitações nos postos vizinhos Y, Z e W, respectivamente; a, b, c, d são coeficientes
a ajustar com base nas séries de dados disponíveis dos quatro postos.
O método mais comum de determinar os coeficientes a, b, c, d é o método dos
mínimos quadrados, que procura ajustar tais valores de modo a minimizar o somatório
do quadrado das distâncias de cada valor em relação à média e cuja descrição foge ao
escopo deste texto, mas é facilmente encontrada em qualquer livro de Estatística, como
por exemplo Spiegel (1972).
- Método da ponderação regional com base em regressões lineares
Sendo uma combinação dos dois métodos anteriores, este consiste em
estabelecer regressões lineares entre o posto com falhas e cada um dos postos vizinhos
selecionados. Para cada regressão linear, obtém-se um coeficiente de correlação (que
estima o “grau de correlação” em cada regressão) e a partir desses coeficientes são
determinados os pesos de cada posto na equação de determinação da precipitação no
posto com falha.
Assim, a precipitação no posto com falha é determinada por uma ponderação das
precipitações nos postos vizinhos, sendo os pesos de cada posto estabelecidos em
função do grau de correlação dos seus dados com os do posto com falhas, obtidos
mediante regressão linear. Maiores informações sobre esse método podem ser
encontradas em Tucci (2000).
Análise de consistência
Dispondo das séries de precipitação sem falhas, preenchidas por algum dos
métodos descritos anteriormente, convém realizar uma análise de consistência, para
avaliar a homogeneidade das informações entre os postos pluviométricos. Embora à
primeira vista os dados possam estar com valores supostamente coerentes, é possível
haver inconsistência nas informações dos totais precipitados, oriundos de problemas
como troca de operador, troca de equipamento, mudança nas condições vizinhas ao
local onde o equipamento está instalado, etc.
36
Caso sejam identificadas inconsistências, devem ser revistas as falhas
preenchidas bem como tentar identificar outras falhas não apontadas inicialmente.
Para detectar tais inconsistências, geralmente são empregados os métodos da
Dupla Massa e do Vetor Regional. O primeiro método é descrito resumidamente a
seguir, enquanto o segundo pode ser encontrado em detalhes em Tucci (2000).
- Método da Dupla Massa
Este é um método simples, desenvolvido pelo U.S. Geological Survey (Tucci,
2000), o qual consiste em traçar em um gráfico os totais acumulados de precipitação do
posto a consistir (posto cuja consistência se quer analisar) versus os totais acumulados
de um posto base de comparação.
Se os pontos de tal gráfico se alinharem em uma reta aproximada, isso indica
uma proporcionalidade entre os dados dos dois postos em questão, como ilustra a Figura
4.4-a.
Posto Y
Posto Y
Posto X
(a)
Posto Y
(c)
Posto X
(b)
Posto Y
Posto X
(d)
Posto X
Figura 4.4 – Exemplos de resultados da análise de consistência do Posto Y tendo como
base o posto X (totais precipitados acumulados).
37
Entretanto, pode ocorrer que os pontos se alinhem em uma reta até certo instante
e em outra a partir daí, sendo duas retas de declividades diferentes (Figura 4.4-b). Isso
indica uma mudança de tendência no posto a consistir (no caso, posto Y), que pode ser
causada por erros sistemáticos (por exemplo, mudança do operador, que está fazendo a
leitura do instrumento erroneamente), por alterações climáticas, como a construção de
um lago artificial próximo ao local de medição, entre outras.
Também pode ocorrer dos pontos se alinharem em duas ou mais retas de mesma
declividade (paralelas) (Figura 4.4-c). A principal causa são erros de transcrição dos
dados, causados pelo operador ou durante o processamento das informações.
Quando o gráfico dos totais acumulados apresenta a forma da Figura 4.4-d, onde
os pontos estão distribuídos de forma dispersa, sem haver nenhuma tendência clara, isso
indica, geralmente, que os postos em questão apresentam regimes pluviométricos
distintos, não devendo ser usados conjuntamente nos estudos hidrológicos.
Análise de freqüência dos totais precipitados
Uma análise simples e rápida de se fazer sobre os totais precipitados é verificar
com qual freqüência eles ocorreram historicamente, com base nos dados observados
disponíveis. Para tanto, os dados são dispostos em ordem decrescente de valores, sendo
atribuído a cada um deles um número (m) correspondente a sua ordem – o primeiro
(maior valor) recebe o valor m = 1, o segundo m = 2, e assim sucessivamente até o
número de dados ou registros disponíveis, representado por n. O valor de m varia então
de 1 até n.
A freqüência (F) é determinada pelas equações abaixo, conforme se opte pelo
método da Califórnia ou de Kimball:
F=
m
n
(método da Califórnia)
F=
m
n +1
(método de Kimball)
Convém ressaltar que o valor de F representa a freqüência com que o valor da
precipitação de ordem m foi igualada ou superada, tendo como fonte de informações a
série de dados disponíveis. Como já ressaltado, a precipitação é um fenômeno aleatório,
38
de grande variabilidade temporal e espacial, e a estimativa da freqüência F apenas dá
uma idéia da probabilidade de ocorrência de cada valor da precipitação na área em
estudo, havendo técnicas estatísticas mais complexas para realizar previsões mais
confiáveis.
Precipitação média em uma bacia
Os postos pluviométricos registram a precipitação pontual, naquele local onde
estão instalados e, devido à variabilidade espacial e temporal da precipitação, as
medições em postos geograficamente próximos são distintas. Para os estudos
hidrológicos acerca de uma bacia hidrográfica, uma das informações mais
imprescindíveis é o regime pluviométrico da região. Uma forma, então, de incorporar as
medições pontuais dos postos e espacializar tais informações para a área da bacia é
determinando a precipitação média.
A precipitação média em uma bacia é entendida como sendo a lâmina de água de
altura uniforme sobre toda a sua área, associada a um período de tempo (um dia, um
mês, etc.). Obviamente, isso constitui uma simplificação, mas que permite inferir sobre
o regime pluviométrico da região e servir de comparação entre bacias.
Com base nos dados disponíveis de postos inseridos na área da bacia
hidrográfica ou em regiões próximas, costuma-se estimar a precipitação média em uma
bacia empregando o método aritmético, o método de Thiessen ou o método das isoietas,
os quais serão descritos a seguir.
Método artimético
Esse método é o mais simples e consiste apenas em obter a precipitação média a
partir da média aritmética das precipitações nos postos selecionados. Assim, supondo
que estejam disponíveis dados dos postos X, Y, Z e W, a precipitação média na bacia da
Figura 4.5 pode ser estimada como:
Pm =
PX + PY + PZ + PW
,
4
onde PX, PY, PZ, PW, são as precipitações nos postos X, Y, Z e W, respectivamente, e Pm
é a precipitação média na bacia.
39
Figura 4.5 – Postos com dados disponíveis para estimativa da precipitação média da
bacia do exemplo.
Esse método não considera a localização geográfica dos postos, relativamente à
bacia. Para o exemplo dado, a precipitação registrada no posto W tem a mesma
“importância” daquela medida em Y, situada no interior da bacia, na estimativa da
precipitação média via o método aritmético.
Método de Thiessen
Esse método determina a precipitação média em uma bacia a partir das
precipitações observadas nos postos disponíveis, incorporando um peso a cada um
deles, em função de suas “áreas de influência”. Com base na disposição espacial dos
postos, são traçados os chamados polígonos de Thiessen, que definem a área de
influência de cada posto em relação à bacia em questão.
Dessa forma, a precipitação média é obtida pela ponderação dos valores
registrados em cada posto e de suas áreas de influência. Considerando quatro postos
com informação disponível (postos X, Y, Z e W), a precipitação média estimada por
esse método é:
Pm =
AX ⋅ PX + AY ⋅ PY + AZ ⋅ PZ + AW ⋅ PW
,
A
onde: PX, PY, PZ, PW são as precipitações nos postos X, Y, Z e W, respectivamente; AX,
AY, AZ, AW são as áreas de influência dos postos X, Y, Z e W; Pm é a precipitação média
na bacia; A é a área da bacia que, no caso, corresponde à soma das áreas AX, AY, AZ, AW.
40
Para o traçado dos polígonos de Thiessen, inicialmente os postos são unidos por
linhas retas formando um polígono fechado (Figura 4.6-b); em seguida, são traçadas
retas perpendiculares aos segmentos que unem os postos, dividindo-os em duas partes
iguais (Figura 4.6-c); essas retas perpendiculares são prolongadas até o cruzamento com
as demais, definindo os polígonos de Thiessen e, portanto, as áreas de influência de
cada posto na bacia (Figura 4.7).
(a)
(c)
(b)
Figura 4.6 – Exemplo do traçado dos polígonos de Thiessen, para estimativa da
precipitação média na bacia, com base nos dados dos postos X, Y, Z e W.
(a)
(b)
Figura 4.7 – Definição dos polígonos de Thiessen e das áreas de influência dos postos
X, Y, Z e W para estimativa da precipitação média na bacia do exemplo.
Esse método incorpora, portanto, a questão da disposição espacial dos postos,
relativamente à bacia, diferindo a “importância” de cada posto através da hipótese que
41
cada um teria sua área de influência na bacia. Como essas áreas não variam, visto que os
postos têm localização fixa, o cálculo pode ser automatizado, agilizando o processo.
Entretanto, uma crítica a esse método é que ele não leva em conta as
características do relevo, apresentando bons resultados parar terrenos levemente
ondulados e também quando há uma boa densidade de postos de medição da
precipitação.
Método das isoietas
O método das isoietas, como o próprio nome sugere, utiliza as isoietas para
determinação da precipitação média em uma bacia. As isoietas são linhas de igual
precipitação, traçadas para um evento específico ou para uma determinada duração. Por
exemplo, pode-se ter um mapa com as isoietas referentes ao evento chuvoso ocorrido
em tal data, ou as isoietas de precipitação mensal na bacia. Enquanto a primeira seria
obtida a partir dos dados do evento especificado, a segunda seria com base nas séries de
dados mensais disponíveis.
As isoietas são determinadas por interpolação a partir dos dados disponíveis nos
postos da área em estudo, podendo depois ser ajustadas conforme o relevo. Na Figura
4.8 é apresentado um exemplo fictício das isoietas em uma bacia hidrográfica,
correspondendo a valores mensais.
Figura 4.8 – Exemplo de isoietas mensais, com valores em mm.
42
A precipitação média na bacia pode ser obtida, portanto, a partir das isoietas
traçadas, fazendo uma média ponderada em função das áreas entre duas isoietas
consecutivas e o valor médio entre elas, como mostra a expressão a seguir:

∑  A
Pm =

i , i +1
 P + Pi +1  
⋅ i
 
 2 
,
A
onde Ai,i+1 é a área entre a isoieta i e a consecutiva i+1; Pi e Pi+1 são as precipitações
referentes às isoietas i e i+1; Pm é a precipitação média na bacia; e A é a área da bacia
que, no caso, é equivalente ao somatório das áreas entre as isoietas.
O emprego das isoietas para determinação da precipitação média em uma bacia
tem a vantagem de que leva em consideração a disposição espacial dos postos na bacia,
quando realiza a interpolação para traçado das isoietas, e também o relevo da bacia, ao
permitir ajustar o traçado por ele.
Precipitações máximas
A precipitação máxima é entendida como aquela ocorrência extrema, com
duração, distribuição espacial e temporal críticas para uma área ou bacia hidrográfica.
Em diversos estudos hidrológicos, o maior interesse é justamente conhecer ou estimar
qual a precipitação máxima, ou seja, qual o total de precipitação, sua duração e
distribuição espacial e temporal que sejam críticas para a área em estudo. Geralmente,
para os estudos de drenagem urbana e de previsão de enchentes torna-se imprescindível
a caracterização das precipitações máximas. Além disso, os dados de vazão estão menos
disponíveis do que de precipitação e, com base nestes, pode-se determinar a
precipitação máxima e então estimar a vazão de enchente na bacia.
É importante perceber que uma precipitação máxima deve ser caracterizada
pelas grandezas intensidade, duração e freqüência ou tempo de retorno. Dizer que a
precipitação máxima em uma certa bacia é 120 mm não permite saber nada, sem
informar a duração, pois esse total precipitado pode ocorrer em um dia ou em um mês,
representando situações completamente distintas. E ao associar a intensidade e duração
da precipitação com seu tempo de retorno, é possível ter uma idéia da freqüência de
ocorrência da precipitação máxima especificada e, portanto, o quanto determinado
projeto está “vulnerável” ou “seguro” ao considerar tal precipitação máxima.
43
Assim, para caracterizar a precipitação máxima em uma área, são normalmente
empregadas as chamadas curvas i-d-f ou curvas intensidade-duração-freqüência. Tais
curvas são obtidas a partir de dados de pluviógrafos, como apresentado por Tucci
(2000).
Para um determinado tempo de retorno (Tr), a curva i-d-f estabelece as máximas
intensidades da precipitação (i) para cada duração (t), tendo geralmente a seguinte
forma:
c
i=
c1 ⋅ Tr 2
,
(t + c3 )c 4
onde c1, c2, c3, c4, são coeficientes ajustados para cada região; i é a intensidade da
precipitação em mm/h; t é a duração em minutos e Tr é o tempo de retorno em anos.
Por exemplo, as curvas i-d-f para a cidade de Curitiba (PR) e para a região do
Parque da Redenção, em Porto Alegre (RS), são:
5950 ⋅ Tr0, 217
i=
(t + 26)1,15
i=
1265 ⋅ Tr0, 052
(t + 12)0,88
(curva i-d-f de Curitiba – PR)
(curva i-d-f da Redenção, Porto Alegre –RS)
Assim, para um tempo de retorno de 10 anos, a precipitação máxima com
duração de 2 horas, para a área próxima ao Parque da Redenção, em Porto Alegre, tem
intensidade de 19 mm/h. Já para Curitiba, essa precipitação tem intensidade de 32
mm/h.
Outra forma de apresentar a curva i-d-f é graficamente, como exemplifica a
Figura 4.9, referente à cidade de Caxias do Sul, na qual são traçadas as curvas para os
tempos de retorno de 2, 5 e 10 anos. Por exemplo, para um Tr = 10 anos e uma duração
de 2 h, a intensidade da precipitação máxima em Caxias do Sul é em torno de 30 mm/h.
44
Figura 4.9 – Curva i-d-f de Caxias do Sul, para os tempos de retorno de 2, 5 e 10 anos
(nas ordenadas, tem-se a intensidade da precipitação, em mm/h; nas abscissas, a duração
da precipitação, em horas) (Fonte: IPH, 2001).
45
Capítulo
5
Escoamento Superficial
Introdução
Conforme visto no Capítulo 2, uma das etapas do ciclo hidrológico compreende
o escoamento superficial, cuja principal origem é a precipitação. Notadamente, dentre as
várias formas de precipitação (granizo, neve, chuva, etc), ao se estudar o escoamento
superficial o maior interesse e praticamente o único se resume à chuva, pela própria
capacidade de gerar escoamento superficial.
Relembrando o ciclo hidrológico, a precipitação que atinge o solo vai sendo
armazenada nas depressões do solo e infiltrando até saturá-lo, quando então o
escoamento superficial fica mais intenso. Esse é o chamado escoamento superficial
“livre”, que ocorre sobre as diversas superfícies que compõem a bacia hidrográfica. Tal
escoamento passa, então, a constituir a microrrede de drenagem, formando pequenos
canaletes de água que procuram seguir caminhos preferenciais no solo, conforme a
topografia (relevo), a presença de obstáculos, como rochas, raízes, plantas, etc, sob ação
da gravidade. Ocorre, então, a formação de pequenos cursos d’água, os córregos, que
também vão confluindo uns aos outros até alcançarem os rios.
Nota-se, portanto, que há um longo caminho da água precipitada na bacia até o
curso d’água principal, escoando inicialmente sobre o solo nas superfícies vertentes e
daí seguindo o direcionamento da rede de drenagem, dos menores filetes de água até os
maiores rios.
Entretanto, a água que corre nos rios não tem como origem apenas o escoamento
superficial sobre as superfícies vertentes da bacia. Uma parte da vazão4 do rio é
proveniente do escoamento sub-superficial e subterrâneo, como descrito no Capítulo 2.
Ou seja, parcela da água precipitada que infiltra vai escoar sub-superficialmente e outra
4
Vazão = volume por unidade de tempo, geralmente em m3/s ou l/s.
46
parcela vai se juntar ao escoamento subterrâneo, alimentando os rios. A rigor, há ainda a
parcela da precipitação que cai diretamente sobre a superfície dos rios, mas que é
geralmente desprezível, se for considerada relativamente às demais contribuições.
Resumindo, em um corpo d’água o escoamento tem como origem as seguintes
componentes:
- precipitação direta sobre a superfície do corpo d’água;
- escoamento superficial nas vertentes da bacia;
- escoamento sub-superficial;
- escoamento subterrâneo.
Hidrograma
Para estudar ou avaliar o escoamento superficial, é de grande utilidade o traçado
do hidrograma, que consiste em um gráfico da evolução da vazão ao longo do tempo.
Para um rio, o hidrograma se refere a uma seção transversal específica, já que ao longo
do seu curso o rio vai recebendo mais contribuições (volumes de água) e aumentando
sua vazão5, de jusante para montante. Assim, tomando uma determinada seção de um
rio, o hidrograma correspondente indica o volume de água escoado por unidade de
tempo através daquela seção.
Como comentado anteriormente, há um longo percurso para a água precipitada
percorrer até atingir uma determinada seção do rio principal na bacia, além de
“intervirem” ao longo desse caminho outras etapas do ciclo hidrológico, como
evaporação, transpiração, infiltração, etc. Portanto, o comportamento da vazão ao longo
do tempo é o resultado de todos os processos e etapas do ciclo hidrológico que
ocorreram na bacia hidrográfica em questão, desde a ocorrência da precipitação até a
composição dessa vazão.
Vendo a bacia hidrográfica como um sistema físico, cuja entrada é a precipitação
e a saída é a vazão no seu exutório, como comentado no Capítulo 3, entende-se que o
hidrograma representa a “resposta” da bacia, naquele ponto ou seção considerada, à
precipitação que ocorreu na sua área de contribuição. E o modo como ocorre essa
“resposta”, ou seja, o formato do hidrograma (como evoluiu a vazão ao longo do
5
Em capítulo posterior, será dado maior ênfase às características do fluxo de água em um rio
propriamente dito (fluxo fluvial).
47
tempo), é reflexo direto das particularidades de cada bacia hidrográfica, estando
envolvidos fatores como grau de urbanização, tipo de solo, área, etc.
A título de curiosidade e ilustração, na Figura 5.1 é apresentado um hidrograma
composto por dados observados (vazões diárias medidas no próprio rio)6 no Rio
Uruguai, na seção localizada em Garruchos, a cerca de 300 km a montante de
Uruguaiana. Esse hidrograma é referente ao período entre julho e setembro de 1965,
com destaque para a cheia que ocorreu entre os dias 16 e 30 de agosto.
Vazão no Rio Uruguai (RS), seção em Garruchos
35.000
30.000
vazão (m3/s)
25.000
20.000
15.000
10.000
5.000
0
27/jul
06/ago
16/ago
26/ago
05/set
15/set
25/set
data (ano de 1965)
Figura 5.1 – Hidrograma na seção transversal do Rio Uruguai localizada em Garruchos,
no período de 27/jul/1965 a 15/set/1965.
O hidrograma no Rio Uruguai apresentado ilustra bem a questão da resposta da
bacia a um evento chuvoso. Observa-se que a vazão no rio oscilava em torno de 1.000
m3/s até 16 de agosto, quando começa a aumentar relativamente rápido, superando
30.000 m3/s por volta do dia 24 de agosto. Claramente, essa ascensão do hidrograma foi
devido à ocorrência de uma precipitação intensa na área de contribuição a montante.
Antes da precipitação, praticamente apenas o escoamento subterrâneo estava
contribuindo para a formação daquela vazão no rio, em torno de 1.000 m3/s.
Então, dada à ocorrência de um evento chuvoso, a resposta da bacia ou o
hidrograma resultante tem tipicamente o aspecto daquele mostrado na Figura 5.2, ao
qual se aproxima bem o hidrograma observado no Rio Uruguai.
6
Também no capítulo sobre Fluxo Fluvial serão descritos os métodos de medição de vazão.
48
Figura 5.2 – Hidrograma típico resultante da ocorrência de uma precipitação na área
contribuinte.
No hidrograma esquemático da Figura 5.2, convém destacar alguns pontos
interessantes:
- em resposta à precipitação ocorrida, apresentada no alto da figura, a vazão no rio
começa a subir a partir do instante correspondente ao ponto A, alcançando o pico (ponto
de máxima vazão) em B e depois decrescendo;
- o trecho de subida do hidrograma, entre os pontos A e B, é a curva de ascensão do
hidrograma, enquanto o trecho B-C é a curva de depleção;
- no hidrograma em questão, parte da vazão é devido ao escoamento superficial nas
vertentes e parte é devido à alimentação do rio pelas águas subterrâneas (escoamento
subterrâneo), sendo cada parcela correspondente indicada na figura – do eixo horizontal
até a curva azul claro corresponde à vazão contribuinte do escoamento subterrâneo; de
tal curva até a curva azul escuro (hidrograma propriamente dito) corresponde à
contribuição do escoamento superficial na bacia;
49
- o ponto C caracteriza o instante de tempo em que não há mais escoamento superficial
devido àquela precipitação contribuindo para essa seção do rio; esse ponto C é
conhecido como ponto de inflexão;
- também é interessante a caracterização do tempo de pico (tpico), ou seja, o tempo
transcorrido desde o centro de massa da precipitação até o hidrograma atingir seu
máximo.
O traçado da curva indicativa da parcela do hidrograma referente à contribuição
do escoamento subterrâneo (curva azul claro) compreende o que se chama de separação
do escoamento superficial. Geralmente são adotados métodos gráficos para o traçado
dessa curva, cuja descrição foge ao propósito deste texto, podendo ser encontrados
alguns exemplos em Tucci (2000).
Convém ressaltar que, desde o início da precipitação (instante de tempo t0),
transcorreu um certo tempo até que essa água precipitada atingisse o curso d’água na
seção em questão, o que só ocorreu no instante de tempo tA, referente ao ponto A, que já
foi indicado como o início da ascensão do hidrograma. Novamente, isso é decorrente de
todos os processos que estão envolvidos de certa forma no caminho desde a ocorrência
da precipitação até a vazão no rio.
Tempo de Concentração
Uma característica importante do hidrograma de uma bacia é o tempo de
concentração (tc), definido como sendo o tempo necessário para que toda a bacia
hidrográfica contribua para o ponto (seção) analisado. Em outras palavras, o tempo de
concentração também pode ser entendido como o tempo necessário para que a água
precipitada no ponto mais distante da bacia se desloque até a seção analisada.
Na prática, há diversas equações empíricas que correlacionam aspectos físicos
da bacia com o tempo de concentração, sendo uma forma usual de estimar esse
parâmetro. A equação de Kirpich e a desenvolvida pelo California Culverts Practice
são dois exemplos:
tC = 3,989 ⋅ L0, 77 ⋅ S −0,385
(Kirpich)
tC = 57 ⋅ L1,155 ⋅ H −0,385
(Califonia Culverts Practice)
50
onde: tC é o tempo de concentração (min); L é o comprimento do rio principal (km); S é
a declividade do rio principal (m/m); H é a diferença de cota entre o exutório da bacia e
o ponto mais a montante (m).
Fatores intervenientes no hidrograma
Como já comentado, o hidrograma constitui a resposta da bacia à ocorrência de
uma determinada precipitação, sendo resultado de todos os processos envolvidos que
acontecem na bacia desde o instante em que a chuva cai até atingir o rio. Então, ao
imaginar esse caminho e os processos envolvidos, percebe-se que há diversos fatores
que influenciam no modo como a bacia vai responder à precipitação, ou seja, em como
é o comportamento da vazão ao longo do tempo – o hidrograma. Os seguintes fatores
podem ser listados como os principais: características fisiográficas da bacia; tipo de
solo; uso e ocupação do solo; intervenções no rio; características da precipitação.
Características fisiográficas da bacia
Aspectos como forma, área, relevo e rede de drenagem têm grande influência na
forma do hidrograma. Por exemplo, uma bacia com formato arredondado tende a
apresentar o pico do hidrograma maior do que o de uma bacia de formato mais
alongado, considerando semelhantes as demais condições. Como o escoamento ocorre
pela ação da gravidade, é intuitiva a percepção de que uma bacia com maiores
declividades do terreno também está sujeita a maiores cheias (hidrogramas mais
acentuados) do que aquelas mais planas.
No mesmo sentido, o fato de apresentar uma rede de drenagem melhor
distribuída espacialmente (mais ramificada e com menor “espaço” entre os cursos
d’água) também facilita o escoamento superficial e aumenta a vazão de pico no exutório
da bacia.
Tipo de solo
Conforme a bacia apresente solos mais ou menos permeáveis, haverá maior ou
menor infiltração, respectivamente, ditando portanto a geração de escoamento
superficial. Solos argilosos, por exemplo, apresentam menor permeabilidade do que
solos arenosos. Também influencia a questão da umidade inicial do solo, ou seja, a
umidade do solo no instante em que ocorre a precipitação. Obviamente, se o solo já está
51
saturado ou com uma certa umidade, decorrente de uma precipitação anterior, ao ocorrer
a nova precipitação sua capacidade de absorver essa água será nula ou bem inferior
àquela se ele estivesse em condições normais, repercutindo na maior geração de
escoamento superficial7.
Uso e ocupação do solo
Analogamente ao tipo de solo, o tipo de atividade ou de ocupação da bacia
reflete diretamente no escoamento superficial, pois áreas urbanas, florestas e campos
agrícolas, por exemplo, apresentam diferentes comportamentos quanto à capacidade de
infiltração e de armazenamento da água precipitada.
Áreas urbanas apresentam praticamente toda a área coberta por superfícies
impermeáveis, fazendo com que quase todo o total precipitado escoe superficialmente,
ao passo que em áreas rurais uma parcela da precipitação infiltra no solo. Assim, no
primeiro caso, o hidrograma apresenta um pico mais acentuado e que ocorre mais rápido
do que no segundo caso, como ilustra a Figura 5.3.
urbanizada
rural
Figura 5.3 – Comparação esquemática entre os hidrogramas de uma bacia rural e depois
na situação urbanizada (Fonte: adaptado de Tucci, 2000).
Intervenções no rio
Procurando atender suas necessidades, o homem tem alterado substancialmente
os rios e arroios, seja na forma de barramentos como através de desvios, retificação e
canalização do rio. A construção de barragens altera drasticamente a variação natural da
vazão no rio a jusante da obra e, portanto, o hidrograma no trecho em questão é
7
Esse processo será melhor discutido em capítulo específico referente à Infiltração.
52
totalmente dependente do modo como é operada a barragem, do quanto de vazão ela
“deixa passar” para jusante – a vazão no rio a jusante de uma barragem é normalmente
referida como vazão regularizada (Figura 5.4).
As intervenções humanas no sentido de retificar e canalizar o curso d’água
também repercutem na forma do hidrograma, já que a canalização geralmente
possibilita um fluxo mais rápido, com maiores velocidades do escoamento.
natural
regularizada
Figura 5.4 – Comparação esquemática dos hidrogramas em um rio a montante
(hidrograma natural) e a jusante de uma barragem (hidrograma regularizado) (Fonte:
adaptado de Tucci, 2000).
Características da precipitação
Além dos demais fatores mencionados, que são função da própria bacia, as
características da precipitação também influenciam bastante o formato do hidrograma.
Chuvas rápidas mas com maior intensidade tendem a provocar hidrogramas com
maiores picos do que chuvas de menor intensidade e maior duração, cujo hidrograma é
“mais achatado”, ou seja, a vazão é mais uniforme ao longo tempo, relativamente ao
primeiro caso – a Figura 5.5 traz um exemplo.
Mas a distribuição espacial da chuva também repercute significativamente no
aspecto do hidrograma, pois a ocorrência da precipitação em uma área próxima à seção
do rio em análise vai gerar maiores vazões do que se essa mesma precipitação ocorresse
apenas na cabeceira da bacia.
53
P2
P1
P1
P2
Figura 5.5 – Comparação esquemática entre os hidrogramas resultantes de uma
precipitação mais concentrada no tempo (P1) e uma uniformemente distribuída no
tempo (P2) (Fonte: adaptado de Tucci, 2000).
Precipitação efetiva
Como já comentado, a principal origem do escoamento superficial é a
precipitação. Entretanto, apenas uma parcela da precipitação que atinge o solo gera
escoamento superficial, já que parte evapora, infiltra ou fica armazenada em depressões
do solo (Figura 5.6).
evapora
total
precipitado
arm. depres.
infiltra
gera
escoam.
superficial
Figura 5.6 – Principais “destinos” do total precipitado que atinge o solo.
À parcela da precipitação que produz escoamento superficial dá-se o nome de
precipitação efetiva. Para sua determinação, os principais métodos são aqueles que
utilizam equações de infiltração, índices e o método SCS.
54
Na tentativa de representar o processo de infiltração da água no solo, foram
desenvolvidas algumas equações, que serão descritas em capítulo posterior deste texto.
Tais equações não são normalmente empregadas para a determinação da precipitação
efetiva por requererem uma caracterização do solo da região, para estimar os parâmetros
da infiltração, o que nem sempre está disponível.
Índices
O uso de índices consiste em um método simplificado de determinar a
precipitação efetiva, através do emprego de um fator constante, chamado índice. Tal
fator pode ser estimado a partir dos dados de vazão ou adotando-se um valor préajustado com base em eventos anteriores de chuva ou com base no valor estimado para
outras bacias com características semelhantes.
O índice α é um fator constante multiplicativo da precipitação total (P), cujo
resultado é a precipitação efetiva (Pef), sendo seu valor geralmente entre 0,8 e 0,9
(Tucci, 2000):
Pef = α ⋅ P
Outro índice é o φ, cujo valor também constante deve ser subtraído do total
precipitado para obter a precipitação efetiva:
Pef = P − φ ,
onde φ pode ser determinado dividindo-se a diferença entre o total precipitado e o total
escoado pelo número de intervalos de tempo em que a precipitação foi discretizada:
φ=
∑ P − ∑Q
t
t
nt
,
onde Pt e Qt é a precipitação e a vazão no instante de tempo t, e nt é o número de
intervalos de tempo.
Seguindo o mesmo raciocínio, o índice w também constitui um valor constante a
ser descontado da precipitação total para obter a precipitação efetiva:
Pef = P − w ,
sendo que na estimativa de tal índice é considerado explicitamente um termo para
contabilizar as perdas iniciais de precipitação – parâmetro S, cujo valor é adotado –:
55
w=
∑ P −∑Q − S
t
t
nt
Método SCS
Esse método foi desenvolvido pelo Soil Conservation Service, do Departamento
de Agricultura dos EUA, em 1957, baseado em estudos que procuraram correlacionar a
precipitação total e a efetiva. Tais estudos indicaram uma relação do tipo:
(
)
Pef = P n + d n − d ,
onde P é a precipitação total, Pef é a precipitação efetiva, n é um coeficiente empírico e
d = P - Pef.
Fazendo algumas suposições e considerações, foi obtida a seguinte expressão
para determinação da precipitação efetiva:
Pef =
(P − 0,2S )2
P + 0,8S
(se P > 0,2S)
onde S representa a retenção potencial do solo, isto é, a sua capacidade de armazenar
água.
Este método considera que para cada precipitação ocorrem perdas iniciais
(evaporação, infiltração, etc) da ordem de 0,2S e, portanto, caso a precipitação seja
inferior a tais perdas iniciais, não há formação de escoamento superficial, ou seja, a
precipitação efetiva é zero:
Pef = 0
(se P < 0,2S)
Para estimar o valor de S, estabeleceu-se a relação desse parâmetro com um
outro, o chamado CurveNumber (CN), que não possui significado físico em si mas tem
seu valor diretamente relacionado ao tipo e umidade do solo e à ocupação da bacia. A
relação entre S e CN é:
S=
25400
− 254
CN
A definição do valor de CN é feita por consulta a valores tabelados, em função
do tipo do solo, da umidade antecedente do solo (condições de umidade do solo
anteriormente à ocorrência da precipitação que está sendo analisada), e do tipo de
atividade/ocupação que é desenvolvida na bacia.
56
Inicialmente deve-se escolher o tipo de solo dentre os quatro grupos
especificados na Tabela 5.1. Em seguida, é definida a condição de umidade antecedente
do solo, sendo estabelecidas três condições especificadas na Tabela 5.2. Independente
de qual condição de umidade do solo foi escolhida na tabela anterior, o próximo passo
consiste em escolher o valor do CN para a condição de umidade II, conforme o uso do
solo e o tratamento feito na sua superfície (Tabela 5.3). Por fim, caso a condição de
umidade não seja a II, procede-se à conversão do valor do CN escolhido no passo
anterior, utilizando-se da Tabela 5.4.
Tabela 5.1 – Tipos de solo considerados pelo SCS para escolha do CN.
Grupo
A
Descrição
Solos arenosos com baixo teor de argila total, inferior a 8%, não
havendo rocha nem camadas argilosas, e nem mesmo
densificadas até a profundidade de 1,5 m. O teor de húmus é
muito baixo, não atingindo 1%.
B
Solos arenosos menos profundos que os do Grupo A e com menor
teor de argila total, porém ainda inferior a 15%. No caso de terras
roxas, esse limite pode subir a 20% graças à maior porosidade. Os
dois teores de húmus podem subir, respectivamente, a 1,2 e 1,5%.
Não pode haver pedras e nem camadas argilosas até 1,5m, mas é,
quase sempre, presente camada mais densificada que a camada
superficial.
C
Solos barrentos com teor de argila de 20 a 30%, mas sem
camadas argilosas impermeáveis ou contendo pedras até
profundidades de 1,2m. No caso de terras roxas, esses dois limites
máximos podem ser de 40% e 1,5m. Nota-se a cerca de 60 cm de
profundidade, camada mais densificada que no Grupo B, mas
ainda longe das condições de impermebialidade.
D
Solos argilosos (30 - 40% de argila total) e ainda com camada
densificada a uns 50 cm de profundidade. Ou solos arenosos
como do Grupo B, mas com camada argilosa quase impermeável,
ou horizonte de seixos rolados.
Fonte: Porto (1995).
Tabela 5.2 – Condições de umidade antecedente do solo considerados pelo SCS para
escolha do CN.
Condição
I
II
III
Descrição
Solos secos: as chuvas, nos últimos cinco dias, não
ultrapassaram 15 mm.
Situação média na época das cheias: as chuvas, nos últimos
cinco dias, totalizaram de 15 a 40 mm.
Solo úmido (próximo da saturação): as chuvas, nos últimos
cinco dias, foram superiores a 40 mm, e as condições
meterológicas foram desfavoráveis a altas taxas de evaporação.
Fonte: Porto (1995).
57
Tabela 5.3 – Valores de CN em função da cobertura do solo e do tipo hidrológico de
solo, para a condição de umidade II.
Uso do solo/Tratamento/Condições hidrológicas
Uso residencial
Tamanho médio do lote
% Impermeável
2
até 500 m
65
2
1000 m
38
2
1500 m
30
Estacionamentos pavimentados, telhados
Ruas e estradas:
pavimentadas, com guias e drenagens
com cascalho
de terra
Áreas comerciais (85% de impermebialização)
Distritos industriais (72% de impermebialização)
Espaços abertos, parques, jardins:
boas condições, cobertura de grama > 75%
condições médias, cobertura de grama > 50%
Terreno preparado para plantio, descoberto
plantio em linha reta
Culturas em fileira
linha reta
condições ruins
condições boas
curva de nível
condições ruins
condições boas
Cultura de grãos
linha reta
condições ruins
condições boas
curva de nível
condições ruins
condições boas
Pasto
linha reta
condições ruins
condições médias
condições boas
curva de nível
condições ruins
condições médias
condições boas
Campos
condições boas
Florestas
condições ruins
condições médias
condições boas
A
Grupo hidrológico de solos
B
C
D
77
61
57
98
85
75
72
98
90
83
81
98
92
87
86
98
98
76
72
89
81
98
85
82
92
88
98
89
87
94
91
98
91
89
95
93
39
49
61
69
74
79
80
84
77
86
91
94
72
67
70
65
81
78
79
75
88
85
84
82
91
89
88
86
65
63
63
61
76
75
74
73
84
83
82
81
88
87
85
84
68
49
39
47
25
6
30
45
36
25
79
69
61
67
59
35
58
66
60
55
86
79
74
81
75
70
71
77
73
70
89
84
80
88
83
79
78
83
79
77
Fonte: Porto (1995).
58
Tabela 5.4 – Conversão dos valores de CN conforme as condições de umidade
antecedente do solo.
I
100
87
78
70
63
57
51
45
40
35
31
27
23
19
15
Condições de umidade
II
100
95
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
III
100
99
98
97
94
91
87
83
79
75
70
65
60
55
50
Fonte: Porto (1995).
Transformação da precipitação em vazão
Com já foi comentado em capítulos anteriores, o papel hidrológico da bacia
hidrográfica é o de transformar uma entrada de volume de água concentrada no tempo –
a precipitação – em uma saída de água mais distribuída no tempo – a vazão –. Isso é o
que se chama de transformação chuva-vazão.
Um dos principais interesses da hidrologia consiste justamente em estimar a
transformação chuva-vazão, ou seja, tentar estimar qual a resposta da bacia hidrográfica
dada a ocorrência de uma determinada precipitação. Isso tem grandes aplicações como,
por exemplo, estimar os impactos sobre a vazão em um rio e sobre o meio ambiente
decorrentes de mudanças na ocupação do solo, como a impermeabilização de áreas pela
urbanização ou o desmatamento. Outro exemplo é a previsão e controle de enchentes.
Há duas formas mais usadas para realizar a transformação chuva-vazão: (i)
métodos simplificados que procuram estimar características do hidrograma; (ii)
modelagem do processo “chuva-vazão”.
No primeiro caso, são empregadas equações empíricas que estimam parâmetros
como a vazão e o tempo de pico do hidrograma, por exemplo, sendo mais comuns os
métodos racional e do hidrograma unitário. Utilizando modelos hidrológicos (modelos
chuva-vazão), no outro caso, procura-se reproduzir os processos físicos envolvidos na
59
transformação chuva-vazão, sendo necessária uma grande quantidade de informações,
como dados históricos observados chuva e vazão, caracterização espacial do tipo e uso
do solo, parâmetros específicos para diversas equações, informações de relevo, rede de
drenagem, etc, além de um alto custo de recursos e de tempo.
Em função de fatores como objetivo do estudo, características da bacia (área,
tempo de concentração, homogeneidade, rede de drenagem), escala de trabalho,
disponibilidade e qualidade de informações, tempo e recursos disponíveis, deve-se optar
entre as duas metodologias citadas para estimar a transformação chuva-vazão.
Em projetos de drenagem urbana, geralmente são empregados métodos
simplificados, como o racional e do hidrograma unitário, os quais são descritos a seguir.
Método racional
Esse método consiste apenas em estimar a vazão de pico do hidrograma para
uma determinada bacia, considerando que a vazão é diretamente proporcional à área da
bacia e à intensidade da chuva. Essa consideração assume que a precipitação ocorre
uniformemente em toda a área da bacia, e também que a intensidade é constante ao
longo da duração da precipitação – em outras palavras, distribuição espacial e temporal
uniformes da precipitação.
A expressão do método racional, adotando unidades usuais para a área da bacia e
a intensidade da chuva, é:
Q p = 0,275 ⋅ C ⋅ i ⋅ A ,
onde Qp é a vazão de pico do hidrograma; i é a intensidade da chuva (mm/h); A é a área
da bacia (km2); C é o coeficiente de escoamento superficial (adimensional); e o valor
0,275 é usado para conversão de unidades.
O valor do coeficiente C é escolhido conforme o tipo de ocupação do solo,
denotando uma maior ou menor tendência à geração de escoamento superficial (Tabela
5.5). Caso a ocupação da bacia seja relativamente diversificada, podendo-se identificar
sub-áreas homogêneas, correspondendo a diferentes valores do coeficiente de
escoamento superficial, o valor a adotar pode ser determinado pela média ponderada
daqueles referentes a cada sub-área:
Cm =
1 n
∑ (C j ⋅ Aj ) ,
A j =1
60
onde: Cm é o coeficiente médio de escoamento superficial; A é área total da bacia; Cj e
Aj são o coeficiente de escoamento superficial e a área da bacia correspondentes ao tipo
de ocupação j, respectivamente; n é a quantidade de tipos de ocupação identificados na
bacia.
Em função das simplificações consideradas no método, a aplicação do mesmo é
recomendada para pequenas bacias, com área inferior a 3 km2 ou tempo de concentração
inferior a 1 h. Em bacias de tal ordem de grandeza, a consideração de distribuição
espacial e temporal uniforme da precipitação é mais aceitável.
Tabela 5.5 – Coeficientes de escoamento superficial em função da ocupação do solo.
Ocupação do solo
Edificações muito densas : partes centrais, densamente construídas de uma cidade com ruas e
calçadas pavimentadas
C
0,70 a 0,95
Edificações não muito densas : partes adjacentes ao centro, de menor densidade de
habitações, mas com ruas e calçadas pavimentadas
0,60 a 0,70
Edificações com poucas superfícies livres : partes residenciais com construções cerradas, ruas
pavimentadas
0,50 a 0,60
Edificações com muitas superfícies livres : partes residenciais com ruas macadamizadas ou
pavimentadas, mas com muitas áreas verdes
0,25 a 0,50
Subúrbios com alguma edificação : partes de arrabaldes e subúrbios com pequena densidade
de construções
0,10 a 0,25
Matas, parques e campos de esportes : partes rurais, áreas verdes, superfícies arborizadas,
parques ajardinados e campos de esporte sem pavimentação
0,05 a 0,20
Fonte: adaptado de Porto (1995).
Método do hidrograma unitário
Como já comentado diversas vezes, a resposta da bacia a uma dada precipitação
é a vazão no seu exutório, representada pelo hidrograma. Nesse sentido, desenvolveu-se
o conceito de hidrograma unitário (HU), que corresponde à resposta da bacia a uma
precipitação unitária.
O HU está associado a uma duração específica da precipitação, ou seja, o HU é a
resposta da bacia a uma precipitação unitária com determinada duração (Figura 5.7).
Para outra duração de chuva, já corresponderia um outro HU. Tais HUs representam
uma característica da bacia, sendo reflexo de todos aqueles fatores intervenientes no
processo de transformação chuva-vazão que dizem respeito à bacia (área, rede de
drenagem, relevo, tipo e cobertura do solo, etc).
Entretanto, o conceito de hidrograma unitário assume simplificadamente a
uniformidade das distribuições espacial e temporal da precipitação.
61
precipitação unitária
duração d
HU
Figura 5.7 – Esquema ilustrativo do conceito de Hidrograma Unitário.
A Figura 5.8 ilustra o processo de estimar o hidrograma da bacia a partir do
hidrograma unitário. Esse constitui a resposta da bacia a uma precipitação unitária de
determinada duração (por exemplo, d) e, ao ocorrer uma outra precipitação de mesma
duração d, o hidrograma correspondente é estimado com base naquele HU.
A forma como é feita tal estimativa é fundamentada em dois princípios básicos
que norteiam a idéia central do método, que são os princípios da proporcionalidade e da
superposição.
Segundo o princípio da proporcionalidade, para uma precipitação P de duração
igual à da precipitação unitária do HU, a resposta da bacia a tal precipitação P tem a
mesma duração do HU, sendo as vazões proporcionais ao HU, como ilustra a Figura
5.9.
Sabendo-se a resposta d abacia a uma
precipitação unitária de duração d
(ou seja, o HU)
Dado que ocorreu uma precipitação P
de mesma duração d na bacia
Determina-se a resposta da bacia
a essa precipitação P
(ou seja, o hidrograma resultante)
Figura 5.8 – Resumo simplificado do método do hidrograma unitário.
62
P = 2 x precipitação unitária
precipitação unitária
Hidrograma devido à P
duração d
HU
2Q
Q
duração do escoam. superficial
Figura 5.9 – Princípio da proporcionalidade no conceito do HU.
Já pelo princípio da superposição, o método do HU considera que, dada a
ocorrência de precipitações consecutivas no tempo, cada uma delas produz uma resposta
na bacia independente da outra (proporcional ao HU, pelo primeiro princípio). Como
ilustra a Figura 5.10, o hidrograma 1 representa a resposta da bacia à precipitação P1,
enquanto o hidrograma 2 corresponde à precipitação P2. Tais hidrogramas são
calculados
independentemente
da
ocorrência
do
outro,
apenas
fazendo
a
proporcionalidade em relação ao HU (na figura em questão, embora P1 e P2 tenham
graficamente o mesmo valor, a regra é válida para quaisquer volumes precipitados). O
hidrograma resultante da ocorrência das duas precipitações (P1 e P2), que ocorreram em
intervalos de tempo consecutivos, é dado pela soma das ordenadas dos hidrogramas 1 e
2, para cada instante de tempo.
A partir de dados históricos observados de vazão e precipitação, há alguns
procedimentos para estimar o HU da bacia para determinada duração, como aqueles
descritos em Tucci (2000). Entretanto, não é comum a disponibilidade de tais
informações, impossibilitando a aplicação desses procedimentos. Para contornar essa
dificuldade foram desenvolvidos hidrogramas unitários “artificiais”, estimados com
base em relações empíricas a partir de características físicas da bacia e do tempo de
concentração – são os chamados hidrogramas unitários sintéticos (HUS).
63
P1 P2
Hidrog. 2
duração d
Hidrog. 1
Q = Q1 + Q2
Q2
Q1
Figura 5.10 – Princípio da superposição no conceito do HU.
Um dos hidrogramas unitários sintéticos (HUS) mais comuns é o do SCS, que
possui uma forma triangular (Figura 5.11), sendo suas dimensões especificadas pelas
relações abaixo:
d = 0,133 ⋅ tC
tP =
d
+ 0,6 ⋅ tC
2
tb = 2,67 ⋅ t P
QP = 2,08
A
tP
onde: d é a duração da precipitação (h); tc é o tempo de concentração da bacia (h); tp é o
tempo de pico do HUS (h); tb é o tempo de base do HUS (duração do escoamento
superficial – h); Qp é a vazão de pico do HUS (m3/s); A é a área da bacia (km2).
precipitação
d
Qp
tp
escoamento
superficial
tempo
tb
Figura 5.11 – Hidrograma Unitário Sintético do SCS.
64
Assim, segundo o SCS, a resposta da bacia à precipitação unitária é um
hidrograma triangular, cuja vazão de pico é estimada pela relação apresentada
anteriormente, assim como o tempo de pico e a duração do escoamento superficial (ou
tempo de base). Valem para o HUS os mesmos princípios que norteiam o HU
(proporcionalidade e superposição).
Dada a ocorrência de precipitações consecutivas de diferentes lâminas de água,
aplicando-se os princípios de proporcionalidade e superposição obtém-se o hidrograma
final resultante da bacia, como ilustrado na Figura 5.10 para o caso de duas
precipitações. Em tal exemplo, a superposição foi realizada graficamente, o que se torna
inviável quando se pensa em um maior número de precipitações.
Convém aqui fazer um esclarecimento. Ao se falar em precipitações
consecutivas, está se referindo aos volumes precipitados em cada intervalo de tempo
igual à duração estabelecida na precipitação unitária do HU (lembrando: o HU é
definido para uma determinada duração da chuva). Na prática, tem-se um volume total
precipitado que é discretizado (dividido) no tempo em tais intervalos de tempo.
Para realizar a superposição dos hidrogramas de cada precipitação individual, ou
seja, para aplicar o método do hidrograma unitário, faz-se o que se chama de
convolução. Esse processo nada mais é do que: (i) cálculo das ordenadas do hidrograma
(as vazões propriamente ditas) referentes a cada precipitação individual em intervalos
de tempo discretizados; e (ii) a soma das ordenadas dos diversos hidrogramas nos
intervalos de tempo correspondentes. A atenção maior deve-se dar ao “deslocamento”
no tempo dos hidrogramas de cada precipitação, conforme o instante de tempo em que
ocorreu cada uma delas.
A seguir é apresentado um exemplo ilustrativo da convolução.
Seja um hidrograma unitário da bacia definido pelos seguintes pontos (Figura
5.12):
no tempo t = 1, vazão q1;
no tempo t = 2, vazão q2;
no tempo t = 3, vazão q3;
no tempo t = 4, vazão q4.
65
q2
q3
q1
q4
1
2
3
4
t
Figura 5.12 – Hidrograma Unitário Sintético do SCS do exemplo.
Agora, supondo que ocorreu uma precipitação P1 no instante de tempo t = 0 e
em seguida outra precipitação P2 em t = 1 (volumes de água precipitados iguais a P1 e
P2, respectivamente), tem-se que:
-
o hidrograma resultante exclusivamente da precipitação P1 tem as seguintes
ordenadas:
em t = 0, Q0 = 0;
em t = 1, Q1 = P1.q1;
em t = 2, Q2 = P1.q2;
em t = 3, Q3 = P1.q3;
em t = 4, Q4 = P1.q4.
-
o hidrograma resultante exclusivamente da precipitação P2 é:
em t = 0, Q0 = 0;
em t = 1, Q1 = 0;
em t = 2, Q2 = P2.q1;
em t = 3, Q3 = P2.q2;
em t = 4, Q4 = P2.q3;
em t = 5, Q5 = P2.q4.
Deve ser ressaltado que cada a resposta da bacia a cada precipitação foi
considerada tendo início no intervalo de tempo seguinte à ocorrência da precipitação (no
HUS desse exemplo, a precipitação ocorreu em t = 0 e a vazão gerada iniciou-se em t =
1). Dessa forma, a precipitação P1 ocorreu em t = 0, provocando uma vazão na seção
considerada que se inicia em t = 1. Analogamente, a primeira resposta à precipitação P2
(ocorrida em t = 1), foi no tempo t = 2.
66
Assim, o hidrograma resultante das duas precipitações é:
em t = 0, Q0 = 0;
em t = 1, Q1 = P1.q1;
em t = 2, Q2 = P1.q2 + P2.q1;
em t = 3, Q3 = P1.q3 + P2.q2;
em t = 4, Q4 = P1.q4 + P2.q3;
em t = 5, Q5 = P2.q4.
67
Capítulo
6
Interceptação e
Retenção Superficial
Introdução
Como já visto em capítulos anteriores, apenas uma parcela da precipitação gera
efetivamente escoamento superficial, em uma bacia hidrográfica. Do total precipitado,
parte é interceptada pela vegetação, parte evapora, parte infiltra, parte é absorvida pela
vegetação e eliminada pela transpiração e ainda uma parte fica retida em depressões do
solo.
Todos esses processos compõem (juntamente com outros não mencionados) o
chamado ciclo hidrológico e representam “perdas” na bacia hidrográfica. Vendo a bacia
como um sistema físico, que transforma uma entrada de água concentrada no tempo
(precipitação) em uma saída de água mais distribuída (escoamento superficial), e
sabendo então que o escoamento representa apenas uma parte da precipitação, as demais
parcelas do total precipitado são comumente referidas como perdas, por representarem
volumes de água de difícil utilização direta para aproveitamento humano.
Neste capítulo, serão tratadas especificamente as etapas de interceptação e
retenção superficial (ou armazenamento em depressões do solo).
Interceptação
A interceptação pode ser definida como a retenção de parte da precipitação
acima da superfície do solo, o que pode ocorrer devido à vegetação ou outras formas de
obstrução, sendo normalmente considerada apenas a primeira.
A maior parte do volume de água interceptado é então “perdida” através da
evaporação, ou seja, “deixa” de gerar escoamento superficial por evaporar. Dependendo
68
do estudo hidrológico desenvolvido, a interceptação pode ser desprezível ou ser
considerada embutida junto com outras perdas em um termo ou coeficiente único.
Entretanto, dependendo principalmente do tipo e densidade da cobertura vegetal na
bacia e das características da precipitação, o volume retido na vegetação pode ser bem
significativo e merecer um tratamento específico no processo de transformação chuvavazão.
Por exemplo, Linsley (1949) apud Tucci (2000) menciona que, sob determinadas
condições, a interceptação pode ser de 25% do total precipitado anual em uma bacia
hidrográfica. Já segundo Wingham (1970) apud Tucci (2000), o volume interceptado
pela vegetação pode atingir 250 mm ao ano em regiões úmidas com florestas.
Processo de interceptação
O processo de interceptação pela cobertura vegetal é ilustrado pela seqüência da
Figura 6.1, apresentada abaixo.
(a)
(b)
(c)
Figura 6.1 – Processo de interceptação da precipitação pela vegetação.
Considerando a não ocorrência de precipitação por um certo período de tempo,
ou seja, sem precipitação anterior, a cobertura vegetal se apresenta “seca”, isto é, sem
volume de água acumulado na superfície das folhas. Ao iniciar uma precipitação
(Figura 6.1-a), parte atravessa a folhagem, passando entre os espaços entre as folhas, e
parte é interceptada por elas. À medida que a precipitação continua, as folhas passam a
acumular um volume de água na sua superfície (Figura 6.1-b), o que vai variar de
acordo com o tamanho, forma, estrutura, etc, de cada folha. Esse volume acumulado na
vegetação passa a sofrer ação da radiação solar e parte evapora. Chega-se a um ponto
em que o volume de água armazenado nas folhas é tanto que passa a escoar pelos galhos
e troncos ou “precipitando” novamente pelas suas bordas (Figura 6.1-c).
69
Pode-se perceber, pelo processo descrito anteriormente, que o volume de água
interceptado pela vegetação varia ao longo do tempo, desde o início da precipitação,
quando estava “sem água acumulada” (ou seja, podia ocupar toda a sua capacidade de
armazenamento) até passado algum instante de tempo, quando fica com sua capacidade
preenchida.
Conclui-se, então, que a maior parte da interceptação ocorre no início da
precipitação e vai diminuindo ao longo do tempo, tendendo a zero. Um gráfico típico do
volume interceptado pela vegetação no decorrer do tempo, em termos percentuais do
total precipitado, tem a forma apresentada na Figura 6.2.
Interceptação (%)
80
40
20
tempo
Figura 6.2 – Comportamento típico da evolução da interceptação ao longo do tempo
transcorrido de precipitação, em uma bacia hidrográfica, em termos de percentual do
total precipitado.
Fatores intervenientes na interceptação
Os principais fatores que determinam o processo de interceptação são: as
características da precipitação, as condições climáticas, as características da vegetação e
a época do ano, que envolve os anteriores. Tais fatores são brevemente comentados a
seguir:
- Características da precipitação: com base na descrição do processo de interceptação,
feito anteriormente, é fácil perceber que a intensidade, duração e volume da precipitação
vão influenciar tal processo. Como descrito, a maior parcela da interceptação ocorre no
início da precipitação e, portanto, uma chuva com maior duração implica em um maior
70
período de tempo com menores taxas de interceptação. Da mesma forma, chuvas mais
intensas tendem a ter uma parcela menor do total precipitado sendo interceptada, já que
dificultam a retenção da água na folhagem e mais rapidamente “saturam” a capacidade
de armazenamento da vegetação. O gráfico da Figura 6.3 apresenta duas curvas do
percentual de interceptação ao longo do tempo, referentes a precipitações de
intensidades diferentes, que ilustram o comentário anterior.
Interceptação (%)
80
Intensidade da chuva
i2 > i1
40
20
i1
i2
Tempo de precipitação
Figura 6.3 – Comportamento relativo de duas precipitações de mesma duração e
intensidades diferentes, em termos do percentual que é interceptado.
- Condições climáticas: as condições de vento, umidade e temperatura do ar vão influir
na taxa de evaporação da água interceptada pela vegetação; ao evaporar mais, “liberase” a capacidade de armazenamento da vegetação, que pode então acumular mais água.
- Características da vegetação: a densidade de folhas (número de folhas por unidade de
área) vai representar a área de cobertura vegetal e, portanto, a área de interceptação; o
tamanho e a forma das folhas vai influir na capacidade da vegetação em armazenar
água; também interfere a disposição dos troncos, facilitando ou não o escoamento por
eles.
- Época do ano: como o regime de chuvas, o clima e a própria vegetação (devido aos
ciclos de crescimento, reprodução e troca de folhagem) variam ao longo do ano,
conclui-se que a interceptação é um processo que também varia durante o ano.
71
Balanço hídrico da interceptação
A equação da continuidade ou o balanço hídrico da interceptação pode ser
escrito simplificadamente da seguinte forma (Figura 6.4):
Pi = P – T – C,
onde Pi é a precipitação interceptada, P é a precipitação total, T é a precipitação que
atravessa a cobertura vegetal e C é a precipitação que escorre pelos galhos e troncos.
Figura 6.4 – Representação das variáveis do balanço hídrico da interceptação.
Interceptação: medição das variáveis
A medição das parcelas que compõem o balanço hídrico do processo de
interceptação merece uma atenção especial, como comentado a seguir:
- total precipitado (P): como se precisa saber o quanto está precipitando sem a
“interferência” da vegetação (antes que ocorra a interceptação), os equipamentos
comuns (pluviômetros ou pluviógrafos) são utilizados com a ressalva da sua
localização, procurando-se dispor os mesmos acima do topo da vegetação ou em áreas
próximas sem cobertura vegetal (clareiras);
- precipitação que atravessa a vegetação (T): esta variável representa a parcela da
precipitação que passa entre a folhagem e atinge a superfície e, portanto, os
instrumentos utilizados devem estar dispostos abaixo da vegetação; podem ser usados
pluviômetros, com um maior número de equipamentos para diminuir o efeito da
variabilidade espacial da interceptação, ou instrumentos específicos desenvolvidos para
cada caso; na Figura 6.5 é apresentado um equipamento desenvolvido por Silva et al.
(2000) para a região do Cariri paraibano.
- escoamento pelos troncos (C): geralmente, essa parcela representa apenas de 1% a
15% do total precipitado e é de difícil quantificação, requerendo o desenvolvimento de
instrumentos específicos para cada situação em particular, conforme o objetivo do
estudo, o tipo de vegetação e o regime de chuvas da região.
72
Figura 6.5 – Equipamento desenvolvido por Silva et al. (2000) para medição da parcela
da precipitação que atravessa a vegetação, no Cariri paraibano, sendo composta por
calha que capta a água e conduz a um pluviômetro digital.
Estimativa da interceptação
Para a estimativa da interceptação, existem fórmulas conceituais que relacionam
o volume interceptado durante uma precipitação com a capacidade de interceptação da
vegetação e a taxa de evaporação, procurando descrever o processo em si, ou seja,
embutindo um significado físico. Um exemplo é a equação de Horton (modificada por
Meriam), apresentada a seguir:
(
)
Pi = Sv ⋅ 1 − e − P / Sv +
Av
⋅E ⋅d ,
A
onde Pi é a precipitação interceptada (mm); Sv é a capacidade de interceptação da
vegetação (mm) P é a precipitação total (mm); Av é a área coberta pela vegetação; A é a
área total; E é a taxa de evaporação (mm/h); d é a duração da chuva (h).
É freqüente ainda a utilização de equações empíricas, desenvolvidas com base
no ajuste de equações relacionando as variáveis envolvidas a uma série de dados
monitorados, para a estimativa da interceptação. Um exemplo é a equação da forma:
Pi = a + b ⋅ P n ,
onde Pi é a precipitação interceptada, P é a precipitação total e a, b, n são coeficientes,
os quais podem ser ajustados para um determinado tipo de vegetação, por exemplo.
73
Retenção superficial
Tão logo tem início a precipitação e o escoamento superficial, parcela do volume
de água é “impedida” de escoar, ficando armazenada em depressões do solo, formando
poças, ou mesmo áreas maiores como lagoas e banhados, situados em áreas mais baixas
do terreno. Esse processo é chamado de retenção superficial. O volume retido e
armazenado superficialmente só diminui, então, sob ação da evaporação ou por
infiltração.
O processo de retenção superficial varia principalmente em função do relevo
(declividade do terreno e depressões), tipo de solo (mais ou menos permeável) e
cobertura do solo (áreas urbanas, matas, campos, etc). Assim, é mais predominante a
retenção superficial em áreas rurais, que apresentam uma superfície mais irregular, com
depressões no solo. Em bacias urbanas, podem ser projetados reservatórios de detenção,
para acumular água da precipitação, aliviando os condutos de drenagem pluvial.
A retenção superficial é de difícil quantificação, podendo, para grandes bacias,
serem analisadas as curvas de nível do terreno e empregadas técnicas de sensoriamento
remoto, como a interpretação de imagens de satélite, para identificação e estimativa das
áreas mais baixas do terreno, onde possivelmente podem ser acumulados volumes de
água.
74
Capítulo
7
Infiltração
Aspectos gerais
O processo de infiltração pode ser definido como a passagem de água da
superfície para o interior do solo, o qual depende fundamentalmente da disponibilidade
de água para infiltrar, da natureza do solo, do estado da sua superfície, e das quantidades
inicialmente presentes de ar e água no seu interior.
Simplificadamente, pode-se considerar o solo dividido em duas zonas, que são a
zona de aeração e a zona de saturação. A primeira é caracterizada por apresentar os
vazios do solo parcialmente ocupados pela água, variando conforme a ocorrência de
precipitação, características do solo, etc. Por ser a camada em contato com a superfície,
a água nela presente sofre ação da evaporação e também é absorvida pelas raízes das
plantas, sendo eliminada depois pela transpiração, em função da fotossíntese. Também
ocorre a ascensão da água devido ao efeito de capilaridade, mas, conforme os vazios do
solo vão sendo ocupados pela água, esta tende a romper as forças capilares e se deslocar
verticalmente para baixo, sob ação da gravidade.
A zona de saturação, como o próprio nome sugere, é caracterizada pela presença
de água nos vazios do solo em sua capacidade máxima, isto é, pela saturação do solo.
Tal camada constitui as águas subterrâneas, sendo válida a distribuição hidrostática de
pressões (pressão varia linearmente na vertical conforme a altura da camada saturada
acima) e ocorre o escoamento sob ação da gravidade. Também ocorre ascensão da água
da zona de saturação para a zona de aeração, por efeito da capilaridade.
zona de aeração
zona de saturação
Figura 7.1 – Zonas de aeração e de saturação no solo.
75
Grandezas características
A caracterização da infiltração basicamente envolve a capacidade de infiltração e
a taxa de infiltração, grandezas que facilmente podem ser confundidas entre si, mas que
denotam aspectos bem distintos.
A capacidade de infiltração pode ser entendida como a quantidade máxima que
um solo, sob determinadas condições, pode absorver (por unidade de tempo e por
unidade de área horizontal, ou seja, lâmina de água por unidade de tempo). Em outras
palavras, a capacidade de infiltração representa o potencial do solo em absorver água,
naquele instante, sob tais condições.
Já a taxa de infiltração é a taxa efetiva com que está ocorrendo, naquele instante,
a infiltração no solo. Percebe-se, então, que taxa de infiltração ≤ capacidade de
infiltração.
Então em um determinado instante de tempo, para o solo sob as condições desse
instante, tem-se a quantidade máxima que pode infiltrar (capacidade de infiltração) e a
quantidade que efetivamente está infiltrando nesse momento (taxa de infiltração). A
infiltração só ocorrerá em uma taxa igual à capacidade de infiltração quando a
intensidade da precipitação for superior à capacidade, ou seja, quando a água disponível
para infiltrar for superiora à capacidade do solo em absorvê-la.
Perfil de umidade do solo
Considerando que já passou um certo tempo sem a ocorrência de precipitação,
ao iniciar uma precipitação as camadas superiores do solo vão se umedecendo de cima
para baixo. Nesse instante, o perfil típico da umidade do solo é aquele mostrado na
Figura 7.2-a, no qual a umidade é maior próximo à superfície e diminui à medida que se
percorre o solo para baixo.
Continuando o aporte de água, isto é, continuando a precipitação, a tendência é a
saturação de toda a profundidade do solo. Mas, normalmente, a precipitação é capaz de
saturar apenas as camadas mais superficiais do solo.
Quando a precipitação cessa, a umidade no interior do solo se redistribui, e a
água das camadas superficiais tende a descer para camadas mais profundas, sendo parte
também evaporada ou absorvida pela vegetação. Resulta com isso que o perfil de
76
umidade no solo fica invertido, relativamente ao início da precipitação, sendo a maior
umidade do solo agora nas camadas inferiores do solo (Figura 7.2-b).
superfície
do solo
umidade
profundidade
umidade
profundidade
superfície
do solo
(a)
(b)
Figura 7.2 – Perfis de umidade do solo: (a) transcorrido algum tempo do início da
precipitação; (b) e algum tempo depois de cessar a precipitação.
Evolução da capacidade de infiltração durante a precipitação
O exame do processo de infiltração desde o início da precipitação até após esse
aporte de água cessar também pode ser feito enfocando-se a evolução da capacidade de
infiltração do solo.
Suponha-se que ocorra uma precipitação de intensidade menor do que a
capacidade de infiltração do solo, para as condições em que ele se encontrava. Então, se
o aporte de água é menor do que a capacidade que o solo tem de absorver água, toda a
precipitação vai infiltrar. Tem-se que, nesse instante de tempo, está ocorrendo uma taxa
de infiltração inferior à capacidade de infiltração do solo.
Como descrito anteriormente, à medida que a água vai infiltrando no solo, este
vai se umedecendo e, conseqüentemente, vai “perdendo” capacidade de infiltração ou
sua capacidade de absorver água. Caso a precipitação continue, atinge-se um estágio em
que a capacidade de infiltração diminuiu tanto que se iguala à precipitação. Ou seja,
perdeu-se a “folga” que tinha anteriormente, quando o solo apresentava uma certa
capacidade de infiltração e não era preciso utilizá-la por completo para infiltrar toda a
água. A umidade do solo aumentou de tal maneira que sua capacidade de absorver água
diminuiu e está igual à precipitação (nesse instante, a taxa de infiltração é igual à
capacidade infiltração).
77
Supondo-se a continuação da precipitação, tem início a formação do escoamento
superficial, e a taxa e a capacidade de infiltração diminuem exponencialmente, sendo
iguais entre si.
Caso a precipitação cesse, é interrompido o aporte de água na superfície e não
ocorre mais infiltração. Logo, a taxa de infiltração é nula, enquanto a capacidade de
infiltração inicia a crescer, à medida que a água tende a descer para as camadas mais
profundas ou ser evaporada/absorvida pela vegetação na parte mais superficial. Ao
ocorrer nova precipitação, todo o processo acontece novamente.
Dessa forma, tem-se que a capacidade de infiltração do solo, durante a
precipitação, varia ao longo do tempo, sendo a curva típica de infiltração da forma
daquela apresentada na Figura 7.3. Em tal curva, a capacidade de infiltração é máxima
no início da precipitação (com valor Io) e vai decaindo com o tempo, tendendo
assintoticamente a um valor constante, que é a capacidade de infiltração do solo
saturado (Is).
Capacidade de
infiltração (I)
Io
Is
tempo
Figura 7.3 – Curva de infiltração típica.
Para estimativa da infiltração foram desenvolvidas várias equações empíricas,
como a equação de Horton por exemplo, desenvolvida a partir de experimentos de
campo:
I t = I s + (I 0 − I s ) ⋅ e − kt ,
onde It é a taxa de infiltração no instante de tempo t; Is é a taxa mínima de infiltração
(solo saturado); I0 é a taxa de infiltração inicial (em t=0); k é uma constante.
78
Tal equação representa o decaimento da taxa de infiltração ao longo do tempo,
sendo válida para uma precipitação sempre superior à capacidade de infiltração (Tucci,
2000).
Fatores intervenientes no processo de infiltração
Os principais fatores que intervêm no processo de infiltração são:
- tipo de solo: aspectos como porosidade, tamanho e arranjo das partículas do solo vão
influir na capacidade do solo em absorver água (exemplo: solos arenosos apresentam
maior tendência à infiltração do que solos argilosos, mais impermeáveis) (Pinto, 1976);
- umidade do solo: conforme o solo se apresente com maior ou menor teor de umidade,
menor ou maior será sua capacidade de infiltração, ou seja, sua capacidade de “receber
mais água”;
- estado da superfície do solo: o mesmo tipo de solo pode apresentar regiões com
diferentes capacidades de infiltração, face ao estado da superfície; por exemplo, solos
compactados, seja devido ao trânsito de veículos, rebanhos, etc, tornam-se menos aptos
a infiltrar (mais impermeáveis) do que o mesmo solo no seu estado “natural”;
- cobertura vegetal: a presença de uma densa cobertura vegetal favorece a infiltração,
visto que dificulta o escoamento superficial (obstrução ao escoamento pelas raízes,
troncos, restos de folhas, etc), aumentando a disponibilidade de água para infiltrar; além
disso, ao cessar a precipitação, as raízes absorvem parcela da água na camada de
aeração, agilizando o processo de aumento da capacidade de infiltração;
- temperatura: o fator temperatura influi por alterar a viscosidade da água, sendo mais
fácil a infiltração para uma menor viscosidade (capacidade de infiltração nos meses
frios < capacidade nos meses quentes);
- precipitação: como a infiltração depende de haver água disponível para infiltrar, a
intensidade, duração e o volume total da precipitação irão influir substancialmente nesse
processo.
Tendo em vista os fatores enumerados anteriormente, percebe-se que a
capacidade de infiltração em uma bacia hidrográfica varia espacialmente, já que
apresenta áreas com diferentes tipos de solo, com diferentes estados de compactação e
de umidade, áreas de cobertura da vegetação variáveis, etc.
79
Além disso, a capacidade de infiltração varia temporalmente, tanto ao longo do
ano, devido à sazonalidade da precipitação, à variação da cobertura vegetal, à
temperatura, etc, como também durante o próprio evento chuvoso, à medida que a
umidade do solo vai variando, conforme foi descrito no item anterior.
Determinação da capacidade de infiltração
Os instrumentos mais comuns para a determinação da capacidade de infiltração
são os chamados infiltrômetros, constituídos por 2 cilindros (anéis) metálicos, de
diâmetro entre 20 e 90 cm.
Tais anéis são cravados verticalmente no solo, deixando uma certa altura livre
acima da superfície do solo. Em seguida, é adicionada água continuamente aos dois
cilindros, mantendo-se uma lâmina de água entre 5 e 10 mm. A capacidade de
infiltração é determinada dividindo-se o volume de água adicionado ao cilindro inferior
pelo tempo e pela área da sua seção transversal.
O anel externo tem a função meramente de tornar a infiltração da água no
cilindro interno exclusivamente (aproximadamente) na vertical (Figura 7.4). Caso
contrário, o solo com baixa umidade nas laterais iria absorver parcela da água que
infiltrou pelo cilindro interno, e o volume de água infiltrado, portanto, não representaria
a capacidade de infiltração daquela área do solo definida pela sua seção transversal.
Figura 7.4 – Representação da determinação da capacidade de infiltração com a
utilização de anéis concêntricos (infiltrômetros).
80
Na Figura 7.5, é apresentada uma foto de ensaio de infiltração realizado na
região do Cariri paraibano por Silva et al. (2000), empregando anéis concêntricos. Face
ao objetivo daquele estudo, que procurou analisar a interação solo-vegetação-atmosfera,
quanto aos balanços radiativo, de energia e hídrico, a infiltração foi determinada a partir
do perfil de umidade do solo, utilizando equipamento especializado (sonda TDR e
resistores em cápsulas porosas, instaladas em diferentes profundidades do solo) (Figura
7.6).
Figura 7.5 – Foto de ensaio de infiltração usando anéis concêntricos, realizado por Silva
et al. (2000) no Cariri paraibano.
Figura 7.6 – Foto apresentando instalação de sonda TDR e resistores em cápsula porosa,
para obtenção do perfil de umidade do solo na região do Cariri paraibano por Silva et al.
(2000).
81
Capítulo
8
Evaporação e
Evapotranspiração
Evaporação
Dentro do ciclo hidrológico, a evaporação é o processo físico no qual se
transfere água do estado líquido para a atmosfera no estado de vapor, ocorrendo
principalmente devido à radiação solar e aos processos de difusão turbulenta e
molecular.
De uma superfície líquida qualquer, exposta à ação da radiação solar (ou a outra
fonte de energia), devido à evaporação partículas de água escapam para a atmosfera.
Entretanto, simultaneamente a esse processo ocorre uma “troca” de partículas no sentido
inverso, na medida que partículas de água na forma gasosa presentes na atmosfera se
chocam com a superfície líquida e são absorvidas por esta. A evaporação continua então
até que ocorra um equilíbrio entre o número de partículas que escapam para a atmosfera
e o número de partículas que são absorvidas pela superfície líquida. Quando esse
equilíbrio acontece, tem-se que o ar em contato com a água está saturado, isto é, está
com sua capacidade máxima de vapor de água preenchida, para aquelas condições de
temperatura e pressão. Conforme a pressão e temperatura, tem-se diferentes graus de
saturação do ar.
Portanto, a evaporação compreende uma troca de água entre dois corpos, que são
a superfície evaporante e a atmosfera. Para que esse processo ocorra, é necessária uma
fonte de energia (no caso, a radiação solar) e de um gradiente de concentração de vapor.
Tal gradiente é dado pela diferença entre a pressão de saturação do vapor, na
temperatura da superfície evaporante, e a pressão de vapor do ar. Em outras palavras,
esse gradiente pode ser entendido como a diferença entre a pressão de vapor quando o
ar está saturado (que seria a pressão máxima, pois estaria com a máxima quantidade de
vapor) e a pressão de vapor do ar nas condições reais, no instante em que está sendo
analisado o processo.
82
Fatores que influenciam o processo de evaporação
Pode-se dizer que a ocorrência da evaporação em uma bacia hidrográfica é
função de:
- radiação solar: constitui a principal fonte de energia para o processo de evaporação,
que consome cerca de 585 cal/g (à 25o C) (Tucci, 2000). A quantidade de radiação
emitida pelo Sol que atinge a superfície terrestre não é uniforme, variando com a
posição geográfica, a presença de gases na atmosfera, a época do ano e as condições
climáticas locais;
- pressão de vapor: como já comentado, a existência de um gradiente de concentração
de vapor é uma das condições necessárias para a ocorrência do processo, sendo a
evaporação diretamente proporcional a tal gradiente;
- temperatura do ar: a temperatura tem influência no sentido de que, quanto maior a
temperatura, maior é a capacidade do ar em ter vapor de água (o ar suporta uma maior
quantidade de vapor), sendo maior a pressão de saturação do ar, aumento o gradiente de
concentração de vapor e, assim, aumentando a evaporação;
- umidade do ar: a umidade do ar representa a quantidade de vapor de água presente no
ar, interferindo na pressão exercida por essa quantidade de vapor. Quanto maior a
umidade, tem-se que a quantidade de vapor presente é mais próxima da quantidade
máxima possível (saturação) e, portanto, mais próxima é a pressão exercida por essa
quantidade de vapor em relação à pressão de saturação (ou seja, menor é o gradiente), e
menor é a evaporação;
- vento: o vento atua no sentido de renovar o ar saturado acima da superfície evaporante
(ele retira o ar com maior umidade ou saturado e repõe com ar mais seco), permitindo
sempre a ocorrência de um gradiente de concentração de vapor.
Balanço de energia
A radiação solar, que tem comprimento de onda curto, constitui a principal fonte
de energia para o processo de evaporação na superfície terrestre. Entretanto, apenas
parcela da radiação emitida pelo Sol atinge a superfície, já que uma parte do total
emitido é absorvida pela atmosfera (gases e outras partículas presentes) e outra parte é
dispersa para o espaço, como ilustra a Figura 8.1. Da parcela de radiação que atinge a
superfície, parte é refletida e parte é absorvida.
83
A radiação absorvida pela superfície resulta no aquecimento desta, provocando a
evaporação e a emissão de radiação térmica em direção à atmosfera. Ao contrário da
radiação emitida pelo Sol, a radiação térmica emitida pela superfície aquecida tem
comprimento de onda longo, fazendo com que ela seja muito absorvida pelos gases
presentes na atmosfera, como H2O, CO2, NO3, etc. O aquecimento da atmosfera resulta
na emissão de radiação de volta para a superfície, constituindo o que se chama de Efeito
Estufa.
Figura 8.1 – Balanço de energia esquemático (Fonte: adaptado de Schneider, 1987, apud
Tucci, 2000).
Estimativa da evaporação
Existem diversos métodos para estimar a evaporação que ocorre em uma
determinada bacia hidrográfica, sendo os principais:
- métodos de transferência de massa: baseados na primeira Lei de Dalton, segundo a
qual a evaporação é relacionada com a pressão de vapor da seguinte forma:
E = b ⋅ (es − ea ) ,
onde E é a evaporação, b é um coeficiente empírico, es é a pressão de vapor de saturação
(na temperatura da superfície evaporante) e ea é a pressão de vapor em uma certa altura
acima da superfície evaporante.
- balanço de energia: alguns métodos procuram representar o balanço de energia
descrito no item anterior (Figura 8.1), empregando equações empíricas e/ou conceituais,
84
para determinar a evaporação. O mais conhecido é o método de Penman, cuja descrição
pode ser encontrada em Tucci (2000) e foge aos objetivos desse texto.
- equações empíricas: com base em medições e observações de campo, foram
desenvolvidas algumas equações empíricas para estimar a evaporação. Entretanto, elas
geralmente são restritas para uso nas regiões onde foram desenvolvidas e para algumas
condições específicas.
- balanço hídrico: uma forma de estimar a evaporação de um lago ou reservatório é
através do balanço hídrico, pelo qual são computadas as entradas e saídas de volumes de
água. Já que a evaporação constitui uma das saídas, caso se tenha conhecimento das
demais componentes do balanço, pode-se estimá-la. A equação geral é da forma:
variação do volume
armazenado
volume afluente da
bacia contribuinte
=
+
-
volume efluente (captações,
comportas, etc)
volume precipitado sobre a
superfície líquida
-
+
volume evaporado da
superfície líquida
- evaporímetro: também pode-se estimar a evaporação que ocorre em uma bacia
hidrográfica com o emprego de evaporímetros, que medem diretamente o poder
evaporativo da atmosfera, estando sujeitos aos efeitos de radiação, temperatura, vento e
umidade do ar (Tucci, 2000). Os dois tipos mais usuais são os atmômetros e os tanques
de evaporação. Os primeiros, como o de Piché (mais conhecido), são constituídos
basicamente por um recipiente com água conectado a uma placa porosa, onde ocorre a
evaporação, cuja medida é feita no recipiente. Os tanques de evaporação são
empregados com maior freqüência e constituem tanques de aço ou ferro galvanizado,
dispostos enterrados, na superfície, fixos ou flutuantes. O chamado tanque Classe A é o
mais conhecido (Figura 8.2), devendo ser disposto sobre um estrado de madeira. A
evaporação é estimada pela medição do rebaixamento da lâmina de água no tanque,
mas, como este proporciona condições mais propícias à evaporação, por ter dimensões
reduzidas, ser de material condutor, etc, normalmente é aplicado um coeficiente de
valor entre 0,6 e 0,8 na medição do tanque, para estimar a evaporação na bacia (ou seja,
a evaporação que ocorre na bacia é considerada como 60 a 80% daquela medida no
tanque Classe A).
85
Figura 8.2 – Evaporímetro tipo tanque Classe A (Fonte: Villela, 1975).
Evapotranspiração
O termo evapotranspiração é empregado para denotar a evaporação que ocorre a
partir do solo em conjunto com a transpiração dos vegetais, em uma bacia hidrográfica.
Além dos estudos hidrológicos de modo geral, a evapotranspiração constitui um
interesse especial para o balanço hídrico agrícola, onde são avaliadas as
disponibilidades e as demandas hídricas, servindo para verificar a necessidade de
irrigação (época, quantidade).
A evapotranspiração é um dos processos envolvidos na interação solovegetação-atmosfera, através da qual ocorrem trocas de calor, energia e água, e que
constitui objeto de estudo de muitas pesquisas atualmente.
Praticamente o total de água eliminada pelas plantas ocorre a partir dos
estômatos, situados na superfície das folhas, sendo tal perda de água motivada pela
diferença de pressão de vapor no ar acima da superfície da folha e a pressão de vapor no
espaço interno da folha. Percebe-se, assim, que o processo de evapotranspiração é
complexo e dinâmico, já que envolve organismos vivos, o que resulta na escassez de
informações e na dificuldade de quantificação.
Evapotranspiração potencial x real
Costuma-se usar um valor de referência para evapotranspiração, em alguns
estudos hidrológicos, que é o que se chama de evapotranspiração potencial, cuja
definição é:
86
Evapotranspiração potencial (ETP) é a quantidade de água transferida para a
atmosfera por evaporação e transpiração, na unidade de tempo, de uma superfície
extensa completamente coberta de vegetação de porte baixo e bem suprida de água
(Penman, 1956, apud Tucci, 2000).
Enquanto que a evapotranspiração real é a quantidade de água transferida para a
atmosfera por evaporação e transpiração, nas condições reais (existentes) de fatores
atmosféricos e umidade do solo. Logo, a evapotranspiração real é igual ou menor que a
evapotranspiração potencial (ETR ≤ ETP).
Por serem escassas as informações a respeito da evapotranspiração real, são
usados, geralmente, os valores de evapotranspiração potencial (estimados por equações
conceituais ou empíricas), sendo depois aplicadas relações entre a ETR e a ETP.
Estimativa da evapotranspiração
Existem alguns métodos desenvolvidos para a estimativa da evapotranspiração,
como aqueles baseados na temperatura (exemplo: método de Thornthaite) ou na
radiação. Também existem formas de medição direta, como através do emprego do
lisímetro, ou indireta, através de medições sucessivas da umidade do solo.
O lisímetro é constituído por um reservatório de solo de volume em torno de
1 m3, no qual tem-se controle dos volumes de água fornecidos, infiltrados e
armazenados no solo, de modo que o balanço de volume (ou de peso) permite estimar o
quanto foi absorvido pela vegetação e transpirado.
87
Capítulo
9
Fluxo Fluvial
Generalidades
Até meados do século XX, o estudo sobre rios se limitava, principalmente, aos
aspectos hidrológicos envolvidos tendo objetivos econômicos como a geração de
energia hidroelétrica e projetos de canalização e retificação de rios. Assim, procurava-se
saber o “funcionamento” do rio visando tão somente determinar possíveis locais para
barramento e construção de hidroelétricas.
Entretanto, com o tempo passou-se a fazer uma abordagem sistêmica de rio,
considerando-o como um local onde ocorrem múltiplos eventos físicos, químicos e
biológicos (Schwarzbold, 2000). Dentro dessa nova visão, o rio é entendido como um
sistema pulsátil, regulado pelo regime hidrológico de sua bacia hidrográfica, já que se
encontra sujeito a uma grande variação dos níveis de água e vazões ao longo do tempo,
com a ocorrência de cheias periódicas (pulsos de inundação). Todo o ecossistema do rio
é dependente dessa “pulsação”, de forma que a sua interrupção ou alteração (que ocorre
principalmente devido à ação antrópica) repercute na biota aquática, no transporte de
sedimentos e nutrientes, etc.
O rio também é visto como um sistema de fluxo extremamente aberto, contínuo
e que está em permanente busca de equilíbrio dinâmico. Ele interage com o ambiente ao
redor de diversas formas, como na troca de sedimentos e nutrientes, regulando a
formação da paisagem e dando condições de vida para diversas espécies e, de acordo
com a evolução das condições do meio, procura se re-adaptar.
Ainda segundo Schwarzbold (2000), ao rio é atribuída uma função renal na
paisagem, na medida que ele “recebe”, “transforma” e “entrega”. O rio recebe tudo que
é drenado pela sua bacia hidrográfica, seja de forma pontual ou difusa. De forma
pontual tem-se, por exemplo, o lançamento dos efluentes de uma indústria, cuja
localização se identifica claramente. De forma difusa estão referidos todos os materiais
e substâncias carreados pelo escoamento superficial sobre o solo – a passagem da água
88
erode o solo e leva consigo nutrientes, poluentes, restos de vegetais, sedimentos, etc,
disponíveis sobre a superfície do solo, até o rio.
Boa parte das substâncias que aporta ao rio é transformada por ele: fisicamente,
ocorre a transformação dos materiais em solução por dissolução ou por abrasão (atrito
com o leito do rio e com outras partículas em suspensão); quimicamente, ocorre a
transformação dos nutrientes, a formação de soluções eletrolíticas, a oxidação de
moléculas, etc; biologicamente, no rio também ocorrem oxi-reduções de compostos pela
atividade bacteriana.
A função de entrega está associada ao fato de que, tanto o que o rio transformou
quanto o que se manteve inalterado é transferido por ele, trecho a trecho, para jusante.
Geralmente, um rio é caracterizado por apresentar três regiões distintas, que são:
(i)
curso superior ou terras altas: composta por um canal estreito, corredeiras e
cachoeiras, onde a água tem temperaturas mais baixas e alta oxigenação;
corresponde à região da cabeceira da bacia, onde nasce o rio e o terreno
apresenta maiores declividades;
(ii)
curso médio: região de transição entre o curso superior e o curso inferior;
(iii)
curso inferior ou terras baixas: por se situar na parte mais baixa da bacia, e
com menor declividade, o rio tende a apresentar maior largura nessa região,
formando grandes planícies de inundação, com uma diversidade de formas
de canais e meandros.
Na Figura 9.1 é apresentado o perfil longitudinal típico de um rio, ou seja, o
traçado da cota do leito do rio desde sua nascente até a sua foz. Obviamente, como o
escoamento ocorre devido à ação da gravidade, a nascente do rio é em terras mais altas
(de maiores cotas do terreno), “descendo” até a sua foz. Em geral, no trecho inicial as
declividades são maiores, enquanto que, na parte inferior já próximo à foz, apresenta-se
praticamente plano (Figura 9.2).
Já na Figura 9.3 é apresentada uma seção transversal do rio, formada pela calha
principal e pela planície de inundação. O nível da água permanece na calha principal na
grande parte do tempo, ocorrendo o extravasamento para a planície de inundação na
época de cheia. Quando isso ocorre, o escoamento passa a se dar também pela planície,
embora nessa região o escoamento se processe com menores velocidades (relativamente
ao escoamento na calha principal), devido à resistência proporcionada pela vegetação,
árvores, rochas, etc, que ocupam a planície.
89
cota nascente
foz
distância
Figura 9.1 – Exemplo típico do perfil longitudinal de um rio, da nascente à foz (a
distância se refere ao comprimento do próprio rio, desde a sua nascente).
(1)
(2)
(3)
Figura 9.2 – Ilustração da topografia do terreno ao longo do rio, caracterizando as partes
alta (1), média (2) e baixa (3). (Fonte: adaptado de EPA, 1998).
planície de inundação
(b)
(a)
calha principal do rio
Figura 9.3 – Seção transversal de um rio, com indicação da calha principal e da planície
de inundação, onde: (a) nível da água no rio quando o escoamento está apenas na calha
principal; (b) nível da água no rio na época de cheia, ocupando a planície de inundação.
90
É importante ter em mente sempre que a vazão do rio está diretamente
relacionada à seção transversal do rio especificada – para cada seção, há uma vazão
correspondente, podendo ser semelhantes ou bastante distintas entre si, conforme a
distância no rio entre elas e outros fatores. Na Figura 9.4 são indicadas, para uma
determinada seção transversal do rio, a profundidade, a largura, a área e a velocidade do
escoamento.
Figura 9.4 – Indicação das variáveis profundidade, largura, área e velocidade do
escoamento em uma seção transversal de um rio (Fonte: adaptado de EPA, 1998).
Equacionamento matemático do escoamento em rios
O escoamento em rios ou fluxo fluvial é regido por leis físicas, que são a
equação da conservação da massa (ou equação da continuidade), equação da
conservação da energia e a conservação da quantidade de movimento. Para representar
o escoamento, são utilizadas as variáveis vazão, velocidade e profundidade do
escoamento.
Considerando o escoamento em superfície livre (como é o fluxo fluvial), pode-se
dividir em dois tipos de escoamento principais: (a) permanente, quando não há variação
ao longo do tempo da velocidade do escoamento e do nível da água; (b) nãopermanente: quando há tal variação.
Embora constitua uma simplificação na maioria das vezes, a consideração de um
escoamento permanente geralmente é adotada para estudos envolvendo cálculo de
remanso, análise de cheias, análise de qualidade de água e dimensionamento de obras
hidráulicas. Esse tipo de escoamento pode ainda ser dividido em: (i) uniforme, quando a
velocidade e profundidade do escoamento são constantes no espaço; (ii) não-uniforme:
quando há variação no espaço das variáveis do escoamento.
91
O escoamento não-permanente constitui uma situação que ocorre na maioria dos
problemas hidrológicos envolvendo o escoamento em rios e canais, sendo caracterizado
pela variação no tempo e no espaço das condições do escoamento.
Normalmente, são adotadas diversas simplificações para a definição das
equações que descrevem o escoamento em rios, sendo as principais as listadas a seguir:
-
água como fluido incompressível e homogêneo: despreza-se os efeitos de
compressibilidade da água e consideram-se propriedades homogêneas em todo o
rio (massa específica e viscosidade constantes, por exemplo).
-
pressão hidrostática na vertical: considera-se que na vertical a pressão em um
determinado ponto no interior da coluna de água varia conforme a sua
profundidade (pressão atmosférica + pressão da coluna de água acima);
-
aproximação da declividade do fundo do rio;
-
escoamento unidimensional: a rigor, a água se movimenta dentro do rio nas três
dimensões espaciais, mas como o escoamento na direção longitudinal (direção
do comprimento) do rio é preponderante, normalmente se desprezam as demais;
-
aproximação da seção transversal: a geometria natural da seção transversal do
rio é aproximada por retas, formando trapézios e retângulos;
-
variação gradual das seções transversais: em um rio, a seção transversal varia ao
longo do seu comprimento, e se considera, então, uma variação gradual entre
duas seções transversais diferentes consecutivas, o que não necessariamente
pode ser verdade a rigor.
Para um trecho de rio de comprimento dx (Figura 9.5), cuja vazão de entrada
pela seção de montante é I e vazão de saída pela seção de jusante é O, tendo ainda uma
contribuição lateral q ao longo de todo o seu comprimento, tem-se que a variação do
volume de água S armazenado em tal trecho é dado por:
dS
= I − O + q ⋅ dx
dt
A contribuição lateral q representa uma vazão por unidade de comprimento,
resultante do escoamento superficial sobre as vertentes da bacia, que contribui para o rio
ao longo do seu percurso.
92
A expressão anterior representa o balanço de massa no trecho dx, de onde podese derivar a equação abaixo, que constitui a equação da continuidade na sua forma
usualmente empregada:
∂A ∂Q
=q
+
∂t ∂x
onde: A é a área da seção transversal ao escoamento; t é o tempo; Q é a vazão; x é a
distância ao longo do comprimento do rio; q é a vazão de contribuição lateral.
q
I
S
O
dx
Figura 9.5 – Trecho de um rio de comprimento dx, com representação das vazões nas
seções de montante (I) e de jusante (O), da contribuição lateral (q) e do volume
armazenado (S).
Considerando que as principais forças que atuam sobre o escoamento são:
gravidade; atrito (resistência ao escoamento proporcionada pelas paredes do fundo e das
laterais); pressão (hidrostática), pode-se deduzir a seguinte equação da conservação da
quantidade de movimento para o escoamento em um rio (sendo levadas em conta as
simplificações enumeradas anteriormente):
∂Q ∂ (Q 2 / A)
∂y
+
+ g ⋅ A = g ⋅ A ⋅ S0 − g ⋅ A ⋅ S f
∂t
∂x
∂x
onde Q é a vazão, t é o tempo, A é a área da seção transversal, g é a aceleração da
gravidade, y é a profundidade do escoamento, S0 é a declividade do fundo, Sf é a tensão
de atrito no fundo.
Os dois primeiros termos do lado esquerdo da equação anterior representam as
forças de inércia e o terceiro termo a força de pressão; no lado direito, o primeiro termo
representa a ação da gravidade e o segundo a resistência ao escoamento provocada pelo
atrito com o fundo e laterais da seção transversal.
93
A equação da continuidade e a equação da conservação da quantidade de
movimento apresentadas anteriormente constituem as chamadas Equações de Saint
Venant, que são as equações unidimensionais do escoamento não-permanente
gradualmente variado.
Caso se considere o escoamento em corpos d’água como lagoas, banhados,
estuários e áreas costeiras, observa-se que a circulação da água já não é preponderante
apenas em uma única direção, mas sim em duas dimensões. Nessa situação, são
empregadas as equações bidimensionais do escoamento.
Maiores detalhes sobre o escoamento unidimensional ou bidimensional fogem
ao objetivo desse texto, podendo ser encontrados em Tucci (2000) e Rosman (1989),
por exemplo.
Variação temporal do escoamento
Em função da aleatoriedade da precipitação e dos processos envolvidos desde a
sua ocorrência até o escoamento superficial contribuindo para a vazão do rio, esta tem
grande variação ao longo do tempo, como ilustra a Figura 9.6. Tal figura mostra o
fluviograma (= hidrograma) de um período de quase 6 meses, onde se observa a
variação da vazão, havendo picos de até 220 m3/s, enquanto durante boa parte do
período a vazão oscilou em torno de menos de 20 m3/s.
Convém ressaltar que, no capítulo referente ao Escoamento Superficial,
analisou-se o hidrograma resultante de um evento chuvoso específico, ou seja, a
resposta da vazão no rio devido à ocorrência de uma determinada precipitação. Esse
caso compreendeu, portanto, a análise de um pico de vazão isolado, ou seja, como se
isolasse um determinado pico do hidrograma da Figura 9.6.
Uma forma de analisar o comportamento da vazão de um rio ao longo do tempo,
em uma determinada seção transversal, é através da elaboração da curva de
permanência. Trata-se da curva cumulativa de freqüência da série temporal contínua dos
valores de vazão, que indica a porcentagem do tempo que um determinado valor de
vazão foi igualado ou superado durante o período de observação.
Um exemplo de curva de permanência está apresentado na Figura 9.7, onde está
indicada a vazão cujo valor foi superado ou igualado durante 90% do tempo de
observação. Tal vazão é referida como a Q90, e é muitas vezes empregada como
referência na determinação da máxima vazão outorgável, ou seja, no estabelecimento da
máxima vazão que pode ser “usada” do rio (mediante concessão de outorga – direito de
94
uso da água) pelo conjunto de todas as demandas, de modo a permanecer uma vazão
mínima escoando pelo rio e evitar o conflito entre usuários do rio.
250
Vazão (m3/s)
200
150
100
50
0
0
20
40
60
80
100
120
140
160
180
tempo (dias)
Figura 9.6 – Exemplo de hidrograma ou fluviograma para um período longo de
observação.
Q (m3/s)
Q90
90%
% do tempo
Figura 9.7 – Curva de permanência, com indicação da Q90.
95
Curva-chave
No estudo do comportamento do escoamento em rios, para uma determinada
seção transversal do rio pode ser traçada a curva-chave, que constitui a relação entre a
cota (nível da água) e a descarga (vazão) naquela seção (Figura 9.8). A relação
biunívoca entre nível da água e vazão, ou seja, para cada vazão corresponde um único
nível da água e vice-versa, constitui uma simplificação, sendo considerada válida
quando o rio apresenta morfologia constante e a geometria da seção transversal não se
modifica ao longo do tempo.
Por exemplo, durante uma cheia, enquanto está ocorrendo a ascensão do
hidrograma, ou seja, as vazões estão aumentando com o tempo, a relação entre a cota do
nível da água e a vazão é diferente da relação quando o rio está diminuindo sua vazão,
isto é, quando está ocorrendo a recessão do hidrograma. Simplificadamente, entretanto,
costuma-se considerar uma relação única entre cota e vazão.
Cota (m)
Vazão (m3/s)
Figura 9.8 – Curva-chave para uma determinada seção transversal de um rio.
Uma dificuldade reside na extrapolação da curva-chave, que consiste em
estender a curva para além do intervalo de vazões/cotas observadas. Por exemplo, é
muito raro haver dados de vazão e cotas confiáveis para grandes cheias no rio, quando o
escoamento está ocorrendo sobre a planície de inundação. Nesse caso, a relação cotavazão é determinada extrapolando-se o “final” da curva-chave, processo ao qual estão
associadas muitas incertezas, principalmente devido à mudança na seção do
escoamento, que antes era limitada à calha principal e que passou a ocupar a planície de
inundação, cuja geometria tende a ser mais irregular, além da presença de vegetação
rasteira, árvores e outras obstruções que afetam o escoamento.
96
Medição de vazão
A vazão de um rio está associada a uma seção transversal específica, visto que o
rio continua recebendo contribuição da bacia hidrográfica ao longo de todo o seu trajeto.
Dessa forma, o primeiro passo na medição de vazão constitui a escolha da seção
transversal. Obviamente, o objetivo do estudo vai determinar em que trecho do rio é
necessária a caracterização do regime fluvial, mas a escolha de qual seção propriamente
dita vai se dar conforme uma série de fatores, podendo-se enumerar os seguintes (Santos
et al., 2001):
- seção localizada em um trecho mais ou menos retilíneo;
- margens bem definidas e livres de pontos singulares que possam perturbar o
escoamento;
- natureza do leito, sendo preferível leito rochoso que não sofre alterações;
- obras hidráulicas existentes;
- facilidade de acesso ao local;
- presença de observador em potencial (em caso de instrumento lido por um
observador).
Tais fatores podem ser vistos como critérios para garantir que a geometria da
seção transversal escolhida permaneça praticamente constante ao longo do tempo,
permitindo comparações entre as medições em diversas épocas, que o escoamento na
seção não seja influenciado por características específicas daquele local e assim seja
considerado “representativo” do escoamento no trecho do rio em questão.
A medição da vazão compreende a obtenção de grandezas geométricas da seção,
como área, perímetro molhado, largura etc, e grandezas referentes ao escoamento da
água, como velocidade e vazão. É importante ressaltar que, em uma determinada seção
transversal do rio, a velocidade do escoamento varia ao longo da coluna de água
(profundidade) e ao longo da largura do rio (Figura 9.9). Por isso, alguns métodos a
seguir descritos procuram medir a velocidade da água em diversos pontos espalhados
pela seção transversal.
Os métodos mais usuais de medição da vazão são: uso de molinete; método
acústico; método químico; com flutuadores; uso de dispositivos regulares; e
indiretamente pela medição do nível da água.
97
Figura 9.9 – Exemplo do comportamento da velocidade do escoamento dentro de três
seções transversais do rio (variando ao longo da profundidade e da largura da seção) –
em cada seção, as regiões com tonalidade mais escura de azul indicam maior velocidade
do escoamento da água (Fonte: adptado de EPA, 1998).
Medição com molinete hidrométrico
Esse método consiste em determinar a área da seção transversal do rio e medir a
velocidade do escoamento em diversos pontos da seção com o emprego de molinetes,
obtendo-se a velocidade média em cada vertical da seção e daí calculando-se a vazão. O
molinete é um instrumento de formato alongado dotado de hélice, sendo a velocidade
determinada em função do número de ciclos por segundo que a hélice realiza, quando
submetida ao fluxo.
Dependendo das condições locais (profundidade, correntes, largura, etc) a
medição pode ser efetuada a vau (atravessando-se o rio “caminhando”), em barcos ou a
partir de passarelas.
Método acústico
Esse método consiste na obtenção das profundidades e velocidades a partir da
análise do eco de pulsos de ultrasom (ondas acústicas de alta freqüência) refletidas pelas
partículas sólidas em suspensão na massa líquida e pela superfície sólida do fundo
(Santos et al., 2001) – ADCP (Acoustic Doppler Current Profiler). Assim,
simultaneamente, durante uma travessia do rio com uma embarcação na qual o
98
instrumento é afixado, é feita a batimetria (levantamento da “topografia” do fundo do
rio), o levantamento da trajetória de travessia e dos perfis e direções de velocidades –
informações que integradas fornecem a vazão que atravessa a vazão.
Método químico
Esse método é geralmente adotado para rios de pouca profundidade e com leito
rochoso, onde o uso de molinete é dificultado, e consiste em injetar uma substância
concentrada e medir a concentração em um certo ponto a jusante. A partir das
concentrações injetada e medida a jusante é determinada a vazão do rio. A escolha da
substância deve levar em conta os custos de aquisição, não ser corrosivo nem tóxico, ser
de fácil medição da concentração, ser bem solúvel e não estar presente naturalmente na
água do rio (Santos et al., 2001). Segundo tais autores, o bicromato de sódio é bastante
usado, além de isótopos radiativos (Na24, Br82, P32) ou mesmo sal comum (NaCl).
Medição com flutuadores
Esse método consiste simplesmente em determinar a velocidade de
deslocamento de um objeto flutuante, medindo o tempo necessário para que ele percorra
um trecho de rio de comprimento conhecido. É geralmente empregado quando não se
dispõe de outros tipos de equipamentos ou quando da ocorrência de vazões muito altas,
que colocam em risco a medição por parte dos técnicos ou danificam os instrumentos.
Uso de dispositivos regulares
Determinados dispositivos, como vertedores triangulares ou calhas Parshall, têm
a relação entre o nível da água e a vazão que os atravessa bem conhecidas, regidas por
equações da hidráulica, as quais foram determinadas teoricamente ou com experimentos
em laboratório. Assim, em alguns casos (geralmente vazões muito pequenas), pode-se
optar por instalar algum desses dispositivos na seção transversal e, a partir da
observação do nível da água, calcular a vazão pela equação hidráulica correspondente.
Medição do nível da água
Como já comentado, em alguns casos a consideração de uma relação única entre
o nível da água e a vazão em uma seção transversal do rio é aceitável, constituindo o
que se chama de curva-chave. Assim, medindo-se o nível da água obtém-se a vazão
correspondente através de tal curva.
99
A medição do nível da água é geralmente realizada com o emprego de réguas
linimétricas ou linígrafos. As réguas (hastes de madeira ou metal graduadas) são
instaladas ao longo da seção transversal (fincadas no solo) e a leitura é feita diretamente
por um observador, que comparece ao local periodicamente – geralmente, uma ou duas
leituras diárias, às 7h e às 17h. Os linígrafos são instrumentos que registram
continuamente a variação do nível da água, havendo os linígrafos de bóia e os de
pressão. Os primeiros (bóia) registram o nível da água a partir da transmissão do
movimento de flutuador preso a um cabo, enquanto o segundo tipo determina o nível da
água em função da pressão detectada por um sensor específico.
100
Capítulo
10
Transporte de sedimentos
(baseado em Tucci, 2000, e Santos et al., 2001)
Introdução
Após ocorrida uma precipitação, descontados os volumes interceptados pela
vegetação, evapotranspirados, infiltrados e retidos nas depressões do solo, forma-se um
escoamento superficial pelas superfícies vertentes da bacia hidrográfica. A trajetória e a
velocidade desse escoamento são ditadas pelos “obstáculos” encontrados, como
irregularidades na superfície do solo, depressões, inclinação, rochas, árvores, etc. Por
isso, o fluxo perde uma parcela da energia durante seu percurso pelas vertentes (função
do atrito), sendo parte dessa energia gasta para desagregar solos e rochas, deslocando
partículas do seu local de origem até pontos a jusante, seja na própria superfície ou até
arroios e rios.
Durante o escoamento nos rios, também ocorre o deslocamento de partículas do
seu leito (fundo e paredes laterais), as quais são levadas pelo fluxo para jusante, assim
como aquelas partículas que aportaram vindo do escoamento das vertentes.
Assim, paralelo ao ciclo hidrológico, tem-se o que se denomina de ciclo
hidrossedimentológico, referente ao transporte de sedimentos na bacia hidrográfica.
Por sedimentos são entendidos os materiais erodidos e suscetíveis ao transporte e
deposição. O ciclo hidrossedimentológico é intimamente vinculado e dependente ao
ciclo hidrológico, visto que o primeiro necessita de escoamento superficial nas vertentes
e na rede de drenagem, o qual é “proporcionado” pelo segundo, para haver o
deslocamento, transporte e deposição de partículas sólidas.
O ciclo hidrossedimentológico é visto como um ciclo aberto, já que o
deslocamento e transporte de sedimentos sempre ocorrem para trechos a jusante da
bacia hidrográfica. Por exemplo, uma partícula sólida antes localizada na superfície
vertente da bacia, ao ser carreada pelo escoamento superficial até um rio, não mais
retorna àquele ponto na vertente, podendo ser levada para trechos a jusante do rio ou ser
depositada em planícies de inundação, também a jusante do local de origem.
101
Importância do estudo do transporte de sedimentos
Pode-se afirmar que o interesse pelo estudo do ciclo hidrossedimentológico é
relativamente recente, sendo motivado pelo aspecto de integração da gestão dos
recursos hídricos e da gestão ambiental, preconizado na legislação atual (Lei n. 9.433,
de 08/01/1997, que institui a Política Nacional dos Recursos Hídricos), bem como pela
maior conscientização geral a respeito dos riscos de degradação dos solos, leitos dos
rios e dos ecossistemas fluviais e também dos riscos de contaminação dos sedimentos
por produtos químicos, com sérios impactos ambientais.
A seguir são enumerados e comentados alguns dos principais problemas
associados aos transportes de sedimentos, que muitas vezes acarretam custos
econômicos e ambientais:
(a) remoção intensa de solos, fertilizantes e pesticidas: de acordo com o tipo de solo e a
ocupação que se faz dele (mata nativa, lavoura, área de desmatamento, etc), pode haver
uma perda intensa de solos, levando junto fertilizantes e pesticidas, trazendo prejuízos
para a agricultura (custos com mais adubos e agrotóxicos) e ambientais, na medida que
tais substâncias interferem no ecossistema de diversas maneiras; por isso, o manejo do
solo e da lavoura como um todo (preparo do solo, época de adubação, forma de
irrigação, etc) devem ser avaliados para minimizar o problema;
(b) recobrimento de áreas de lavoura por sedimentos estéreis, ocorrendo perdas de
produção agrícola; isso ocorre devido a sedimentos carreados de áreas da superfície
vertente a montante das lavouras e também pelo próprio rio, quando este extravasa e
parte dos sedimentos transportados é depositada na planície de inundação;
(c) assoreamento de reservatórios: a construção de reservatórios ou açudes obstrui o
transporte natural de sedimentos pelos rios, e pela menor velocidade do escoamento da
água nos açudes (em relação ao rio), as partículas que estão sendo transportadas se
depositam no fundo, causando o assoreamento; dependendo da intensidade com que
esse processo ocorra, o reservatório pode perder boa parte de sua capacidade de
armazenagem de água; convém ressaltar que isso tem uma série de impactos no
ambiente a jusante da barragem, já que tais sedimentos vão “fazer falta em algum lugar”
– por exemplo, no caso de rios que correm para o mar, o impedimento do aporte de
sedimentos trazidos pelo rio pode intensificar o processo de erosão das áreas costeiras
pelo mar, já que este antes retirava os sedimentos trazidos pelo rio;
102
(d) necessidade de manutenção de sistemas de irrigação e drenagem: o acúmulo de
sedimentos depositados nos sistemas de irrigação e drenagem, como valas de derivação
e condução de águas, prejudica o funcionamento adequado para o qual foram
projetados, necessitando de manutenção e, com isso, provocando mais custos
econômicos;
(e) necessidade de dragagem de vias navegáveis e portos: as vias navegáveis, seja em
rios ou lagos, necessitam de certa profundidade para que navios de maior porte (que
possuem maior calado8) possam passar; dependendo da dinâmica de sedimentos na
bacia, essas vias podem necessitar de dragagens periódicas, a fim de retirar os
sedimentos depositados e manter uma profundidade desejada; por exemplo, no Lago
Guaíba (RS) há um Canal de Navegação (na verdade, uma série de canais escavados,
com profundidades maiores que o restante do lago, em torno de 6 m, ligando o Delta do
Jacuí até a Lagoa dos Patos), onde há a necessidade de dragagem dos sedimentos
trazidos principalmente pelos rios formadores do lago – rios Jacuí, Caí, Sinos e Gravataí
– para manter a profundidade e mantê-la navegável para navios de maior calado;
(f) degradação da qualidade de água: a maior presença de partículas sólidas na água de
rios e lagos (em suspensão ou dissolvidos) traz prejuízos ao ambiente, ao aumentar a
turbidez e diminuir a passagem da luz solar, entre outros, e também prejuízos
econômicos, por aumentar os custos de remoção dessas partículas na água captada para
abastecimento público de água ou de indústrias;
(g) erosão de rodovias, ferrovias e oleodutos: o manejo do solo incorreto e a ausência de
estruturas de contenção (como valas de drenagem) podem acarretar na erosão de
rodovias, ferrovias e oleodutos, devido ao escoamento superficial, com grandes
transtornos e prejuízos financeiros;
(h) necessidade de remoção de sedimentos em áreas inundadas: com a passagem da
onda de cheia, os sedimentos depositados precisam ser removidos, acarretando custos
adicionais.
Ciclo hidrossedimentológico
O ciclo hidrossedimentológico descreve os processos que regem o deslocamento
de partículas sólidas em uma bacia hidrográfica, que são: desagregação, erosão,
transporte, decantação, depósito e consolidação. Cada um deles é comentado a seguir:
8
Calado: termo usado para se referir à altura das embarcações que fica abaixo da linha da água, função do
tipo de embarcação e do peso da carga que está sendo transportada.
103
- desagregação: refere-se ao desprendimento de partículas sólidas do meio ao qual
fazem parte, causada por variações de temperatura, reações químicas, ações mecânicas,
etc; além de ações antrópicas, o impacto das gotas da chuva é o principal agente
desagregador, daí resultando a importância em se manter uma cobertura vegetal na
bacia e o impacto causado pelo desmatamento; como resultado, a desagregação “gera”
uma massa de partículas sólidas exposta à ação do escoamento superficial;
- erosão: processo de deslocamento do local de origem das partículas da superfície do
solo (vertentes) ou dos leitos dos rios, sob efeito do escoamento da água; tal
deslocamento ocorre quando as forças hidrodinâmicas exercidas pelo escoamento
ultrapassam a resistência oferecida pelas partículas (peso próprio de cada partícula e
forças de coesão entre elas) – para as partículas mais finas, é mais importante a força de
coesão, enquanto para as maiores a resistência devido ao peso próprio predomina;
- transporte: refere-se ao processo de transporte do material erodido pela água; as
partículas mais pesadas se deslocam sobre ou junto ao fundo, por rolamento,
deslizamento e/ou através de pequenos “saltos”; nesse caso, o material transportado é
exclusivamente material localizado no fundo dos rios, constituindo o que se chama de
arraste ou descarga sólida de fundo; as partículas mais leves, por sua vez, são
deslocadas no seio do escoamento (“flutuando”) e, nesse caso, o material é originado
tanto das superfícies vertentes quanto do próprio fundo dos rios e constitui a chamada
descarga sólida em suspensão;
- decantação ou sedimentação: processo pelo qual as partículas mais finas
transportadas em suspensão tendem a restabelecer contato com o fundo sob efeito da
gravidade;
- depósito: refere-se à parada total das partículas em suspensão recém decantadas sobre
o fundo ou daquelas transportadas por arraste;
- consolidação: após o depósito, consiste no acúmulo de partículas sobre o fundo do rio
e na compactação do depósito resultante, sendo motivada pelo próprio peso das
partículas, pela pressão hidrostática (peso da coluna de água acima), entre outros.
Convém esclarecer bem a diferença entre os processos de depósito e decantação,
já que, por exemplo, uma partícula recém decantada pode continuar movimentando-se
após entrar em contato com o fundo do rio – ou seja, ela decantou mas não se depositou.
104
Observa-se, claramente, que o transporte de sedimentos pelo rio constitui um
fenômeno complexo, sendo dependente tanto do fornecimento de material, cuja origem
são os processos erosivos nas vertentes e no leito/margens do rio, quanto da energia do
fluxo. Isso atribui ao transporte de sedimentos uma grande variação no tempo e no
espaço.
Embora as atividades antrópicas interfiram substancialmente em alguns casos, o
ciclo hidrossedimentológico é um processo natural e faz parte da evolução da paisagem.
Como resultado, tem-se a moldagem das feições das bacias hidrográficas, incluindo os
perfis longitudinais dos rios, as redes de drenagem, a forma dos leitos dos rios, etc.
Em uma bacia hidrográfica, podem ser identificadas três “peças” principais do
sistema natural de produção de sedimentos, que são (Figura 10.1): (i) interflúvios ou
vertentes; (ii) leitos ou calhas dos rios; (iii) planícies aluviais ou várzeas.
(i)
interflúvios ou vertentes: área de captação da precipitação e produção de
sedimentos; às vertentes, é atribuído o papel principal de “geração de
sedimentos” na bacia, tal qual a “geração de escoamento”;
(ii)
calhas dos rios: nelas ocorre a concentração do escoamento e tem como
papel principal o de transportar o conjunto água+sedimentos produzido nas
vertentes até a saída da bacia; também “produz” sedimentos, devido à erosão
das margens e do próprio leito do rio;
(iii)
planícies aluviais ou várzeas: são as áreas que “envolvem” os rios,
principalmente nas áreas baixas da bacia, funcionando ora como produtoras
de sedimentos ora como fornecedoras; quando o escoamento do rio está
limitado à calha principal (época de estiagem ou baixas vazões), as planícies
contribuem produzindo sedimentos para o rio, ao ocorrer escoamento
superficial devido a uma precipitação; por outro lado, quando o escoamento
do rio extravasa a calha principal (época de cheia) e passa a ocorrer também
pela planície, esta passa a receber sedimentos transportados pelo rio, que
nela se depositam devido a menor velocidade do escoamento nessa região e
aos obstáculos (árvores, pedras, vegetação, etc).
105
interflúvios
leito do rio
planícies aluviais
Figura 10.1 – Principais “peças” do sistema natural de produção de sedimentos em uma
bacia hidrográfica.
Estimativa da produção de sedimentos
Com o objetivo de estimar a produção de sedimentos em uma bacia hidrográfica,
foram desenvolvidos alguns métodos, sendo o principal aquele baseado na Equação
Universal da Perda de Solos (USLE – Universal Soil Loss Equation). Tal método
consiste na previsão da erosão de origem hídrica e, por ser relativamente simples quanto
aos parâmetros adotados e por permitir a obtenção de parte das informações necessárias
através de geoprocessamento (interpretação de imagens de satélite), é bastante utilizado.
Segundo o referido método, a perda de solo calculada por unidade de área (A –
t/ha/ano) é estimada da seguinte forma:
A = R ⋅ K ⋅ LS ⋅ C ⋅ P ,
onde R é um índice de erosividade da chuva; K é um fator de erodibilidade do solo; LS
é um fator topográfico; C é um fator de uso e manejo do solo; P é um fator de prática
conservacionista.
Observa-se, portanto, que o método USLE estima a perda de solo devido à
erosão hídrica levando em conta a “capacidade” da chuva em causar erosão, as
características do solo e do uso/manejo feito nele, além da topografia (relevo) da bacia.
Por geoprocessamento, vários daqueles fatores podem ser obtidos de forma distribuída
espacialmente na área da bacia, permitindo fazer uma estimativa da perda de solos
também distribuída. Isso possibilita inferir sobre quais áreas são mais propensas à perda
de solos, bem como prever qual o impacto de mudanças na ocupação da bacia ou na
forma de manejo do solo sobre a perda de solos. Tais informações são bastante úteis no
106
planejamento e gerenciamento da bacia, tanto em termos de recursos hídricos quanto de
desenvolvimento urbano e ocupação do solo.
Transporte fluvial de sedimentos
Os sedimentos são transportados ao longo dos cursos d’água sobre três formas
principais: (a) dissolvidos na água, constituindo a carga dissolvida; (b) em suspensão no
escoamento (carga em suspensão); (c) deslizando ou rolando no fundo do rio (carga do
leito).
A ocorrência de cada um dos tipos de transporte vai depender de vários fatores,
tais como a disponibilidade de sedimentos (quantidade e granulometria) e as
características do escoamento nas vertentes e no rio. Em particular, a concentração dos
sedimentos em suspensão varia ao longo de uma dada seção transversal do rio, na
medida que a velocidade do escoamento também varia, como foi visto no capítulo sobre
Fluxo Fluvial (ver Figura 9.9). Assim, tal concentração varia da superfície até o fundo
do rio, e também ao longo da largura da seção transversal, sendo que o maior transporte
(máxima descarga sólida) ocorre na região de maiores velocidades do escoamento.
Distribuição dos sedimentos ao longo dos cursos d’água
Como a morfologia do rio e o fluxo fluvial apresentam características distintas
ao longo do comprimento do rio, desde a cabeceira até sua foz (ver capítulo sobre Fluxo
Fluvial), os sedimentos transportados também variam conforme o trecho de rio
considerado (alto, médio ou baixo curso). Embora possa haver variações conforme as
particularidades de cada bacia, de modo geral pode-se considerar o seguinte:
- alto curso: área da bacia com maior degradação, devido às maiores declividades e
maiores velocidades do escoamento; o rio transporta elevadas quantidades de material
grosseiro, havendo, portanto, o predomínio de arraste;
- médio curso: corresponde à área de maior estabilidade, de modo que não há elevados
acréscimos ou perdas de volume de sedimentos transportados, os quais apresentam
granulometria média;
- baixo curso: região onde ocorre o predomínio da deposição de sedimentos, já que
morfologicamente o rio tende a apresentar menores velocidades do escoamento,
desenvolvendo-se em áreas mais planas e com seções transversais mais largas; nessa
região, o rio transporta praticamente só partículas finas (em suspensão ou dissolvidas).
107
Entretanto, como a vazão do rio apresenta comportamento temporal bastante
variável, função do regime de precipitação na bacia contribuinte, entre outros fatores, o
transporte de sedimentos também varia ao longo do tempo. Assim, as maiores vazões
transportam os maiores volumes de sedimentos, estando fortemente correlacionados
entre si. Deve ser ressaltado, contudo, que tal relação não é linear, isto é, o volume de
sedimentos transportados não é linearmente proporcional à vazão, havendo relações
empíricas desenvolvidas para determinadas regiões, geralmente da forma exponencial.
Medição do transporte de sedimentos
Ao se medir o transporte de sedimentos efetuado por um rio, o objetivo é
determinar a descarga sólida, ou seja, a quantidade de sedimentos que passa em uma
seção transversal do rio por unidade de tempo. Logo, assim como a vazão, a medição da
descarga sólida está associada a uma determinada seção transversal do rio, sendo
esperados diferentes resultados para distintas seções, função de uma série de fatores,
como já mencionado anteriormente.
Embora não haja uma distinção bem clara, o transporte total de sedimentos ou a
descarga sólida total é composto pela descarga sólida dissolvida, descarga sólida em
suspensão e pela descarga sólida do leito. O conjunto da primeira e da segunda é
chamado geralmente de sólidos totais em suspensão.
Para a medição direta do transporte de sedimentos em um rio, o método mais
comum é o emprego de técnicas de amostragem e o posterior cálculo do volume
transportado. O objetivo nesse caso é a obtenção de amostras representativas dos
sedimentos transportados na seção transversal, caracterizando sua tipologia e
concentração, sendo usado para isso amostradores padronizados e técnicas apropriadas.
A medição dos sólidos totais em suspensão (carga dissolvida e em suspensão) é
feita através da coleta de amostras que são analisadas em laboratório. Há dois tipos
principais de procedimento de amostragem: (i) amostragem por integração na vertical,
quando o amostrador é deslocado na vertical com velocidade constante; (ii) amostragem
pontual, quando o amostrador dispõe de mecanismo de abertura/fechamento, o qual é
acionado apenas para determinados pontos da seção transversal, onde vão ser coletadas
as amostras. Em ambos os casos os amostradores constituem recipientes de formato
semelhante a alguns molinetes hidrométricos (usados para medir a velocidade do
escoamento), mas com abertura na parte frontal ao escoamento, por onde é feita a coleta
da água com sedimentos.
108
Um método mais moderno de estimar o transporte de sedimentos em suspensão
e dissolvidos é através do emprego de equipamento ADCP (Acoustic Doppler Current
Profiler), o qual emite ondas sonoras e, através da recepção das respostas a essas ondas,
estima os sedimentos na água, além da velocidade do escoamento e da batimetria
(“relevo do fundo”) do corpo d’água.
A medição da descarga sólida do leito diretamente é bastante dificultada pela
própria característica dos sedimentos (tamanho, peso, etc), tornando tal medição de
complexa operacionalização e pouco uso prático. Há espécies de armadilhas
desenvolvidas para realizar a coleta, bem como certos tipos de amostradores portáteis de
fundo. Um meio mais comum é através da medição indireta. Nesse caso, são medidas
variáveis mais facilmente obtidas, como velocidade do escoamento, quantidade e
granulometria da descarga sólida em suspensão e granulometria do material do fundo,
sendo estimada então a descarga sólida do fundo em função de tais variáveis, através de
uma relação semi-empírica.
109
Capítulo
11
Desertificação
Introdução
Alguns autores atribuem a criação do termo desertificação ao período no final
dos anos 40, com o objetivo de caracterizar as áreas que estavam se tornando
“parecidas” com desertos ou desertos que estavam se expandindo. Considera-se que o
primeiro registro, ou o evento que deu início à discussão sobre o processo de
desertificação, tenha sido ainda nos anos 30, decorrente de um fenômeno ocorrido no
meio-oeste americano, conhecido como Dust Bowl, onde intensa degradação dos solos
afetou área de cerca de 380.000 km2 nos estados de Oklahoma, Kansas, Novo México e
Colorado (MMA, 1999).
Outro evento histórico marcante e decisivo para o reconhecimento da ocorrência
de um processo que gera intensos impactos econômicos, ambientais e sociais foi a
grande seca ocorrida no início dos anos 70, na região localizada abaixo do deserto do
Saara, conhecido como Sahel, na qual mais de 500.000 pessoas morreram de fome
(MMA, 1999). Nesse período, de modo geral foram identificados grandes movimentos
migratórios e intensos processos de devastação ambiental em toda a África.
Assim, inicialmente se pensava em fatores isolados locais como os geradores
desse processo de desertificação, ainda não completamente compreendido, ou seja, o
problema ocorria em regiões específicas e era decorrente de particularidades regionais.
Com o passar dos anos, os estudiosos verificaram que o referido processo ocorria em
todos os continentes, principalmente em países que tinham parte do seu território com
clima do tipo semi-árido e sujeito à seca. Também houve muita discussão e até uma
certa polêmica quanto às causas da desertificação, sendo atribuída ora a processos
naturais e ora a processos induzidos pelo homem (havia estudiosos defendendo cada
uma das hipóteses). Em meio a esse contexto, deu-se início, portanto, ao entendimento
de que a desertificação constituía um problema de escala mundial, necessitando de
ações de caráter global.
110
Essa crescente importância dispensada ao tema pode ser compreendida
observando as conferências e debates promovidos ao longo dos anos. Em 1972, em
Estocolmo (Suécia), durante a Conferência Internacional sobre Meio Ambiente, foram
discutidas diversas questões ambientais, entre elas a desertificação. Nesse evento, ficou
acertado que tal assunto merecia uma atenção especial e, em 1977, em Nairóbi
(Quênia), foi realizada a Conferência das Nações Unidas sobre Desertificação – tratavase, agora, de uma conferência exclusiva sobre a desertificação.
Já em 1992, durante a ECO-92 (Conferência das Nações Unidas sobre Meio
Ambiente e Desenvolvimento) no Rio de Janeiro, foi aprovada a Agenda 21 (documento
constituído por um conjunto de diretrizes e recomendações sobre desenvolvimento
sustentável e preservação do meio ambiente). O capítulo 12 desse documento trata
especificamente da desertificação, sendo intitulado “Manejo de ecossistemas frágeis: a
luta contra a desertificação e a seca”.
Ainda durante a ECO-92 ficou acertado sobre a necessidade da realização de
uma convenção sobre a desertificação e, em 26/12/1996 foi aprovada então a
Convenção das Nações Unidas de Combate à Desertificação. A convenção é um
instrumento jurídico considerado “forte”, pois obriga as partes signatárias (aqueles que
assinaram a convenção) a assumir uma série de compromissos, estabelecidos na própria
convenção. Com relação à referida convenção sobre desertificação, os países signatários
ficaram obrigados a elaborar um Programa de Ação Nacional de Combate à
Desertificação, o qual é conhecido como PAN.
Cita-se que, até 1992, cerca de 179 países eram signatários da Convenção das
Nações Unidas de Combate à Desertificação. O Brasil aderiu em junho de 1997, tendo
lançado seu PAN em agosto de 2004. A consulta ao PAN brasileiro pode ser feita
através da página eletrônica da Secretaria de Recursos Hídricos do Ministério do Meio
Ambiente, cujo endereço eletrônico é http://desertificacao.cnrh-srh.gov.br. A descrição
e comentários sobre o referido programa brasileiro de combate à desertificação fogem
ao escopo desse texto.
Conceito de desertificação
A definição mais aceita para o termo desertificação é a proposta durante a
Convenção das Nações Unidas de Combate à Desertificação, segundo a qual
“desertificação é a degradação da terra nas zonas áridas, semi-áridas e sub-úmidas
111
secas resultante de fatores diversos tais como as variações climáticas e as
atividades humanas”.
A classificação de uma região em árida, semi-árida, etc, é usualmente
determinada em função do grau de aridez, que é estabelecido por sua vez em função da
quantidade de água advinda da precipitação e da perda máxima possível de água por
evaporação e transpiração (evapotranspiração potencial). É adotado o seguinte índice
indicativo do grau de aridez:
índice de aridez =
precipitação
evapotranspiração potencial
A classificação da região segundo o índice de aridez segue os seguintes valores:
Hiper-árido
< 0,03
Árido
0,03 – 0,20
Semi-árido
0,21 – 0,50
Sub-úmido seco
0,51 – 0,65
Sub-úmido úmido
> 0,65
No que diz respeito às variações climáticas, a seca é um fenômeno típico das
regiões semi-áridas. Então, de certa forma a fauna e a flora de tais regiões está adaptada
às variações climáticas que ocorrem, embora, claro, possam ocorrer variações não muito
freqüentes de maior intensidade, tendo maior impacto sobre todo o ecossistema.
Já no que diz respeito às ações de degradação da terra induzidas pelo homem,
deve-se entendê-las como tendo, pelo menos, cinco componentes principais:
-
degradação das populações animais e vegetais: refere-se principalmente à
degradação biótica e à perda de biodiversidade9;
-
degradação do solo: efeito físico (erosão hídrica e eólica; compactação pelo uso
de mecanização pesada) e/ou químico (salinização – acúmulo de sais – ou
sodificação – acúmulo de sódio);
-
degradação das condições hidrológicas de superfície: principalmente através da
perda da cobertura vegetal, que desempenhava a importante função de reter o
escoamento superficial, aumentando a infiltração no solo, além de proteger as
9
Sobre o tema biodiversidade há a publicação muito interessante intitulada “Seria melhor mandar
ladrilhar? Biodiversidade – como, para que, por quê”, Nurit Bensusan (org.), UnB, 2002.
112
camadas do solo do impacto das gotas e do transporte de sedimentos, os quais
atingem os corpos d’água;
-
degradação das condições hidrogeológicas (águas subterrâneas): principalmente
devido a modificações nas condições de recarga;
-
degradação da infra-estrutura econômica e da qualidade de vida nos
assentamentos humanos.
Dessa forma, é possível entender desertificação como um processo no qual
ocorre a degradação das terras, consistindo na perda de produtividade biológica e
econômica das terras agrícolas, das pastagens e das áreas de mata nativa, devido às
variabilidades climáticas e às atividades humanas.
Principais causas e conseqüências da desertificação
Além das variações climáticas, já comentado a respeito, as principais causas da
desertificação devido às atividades humanas são:
-
desmatamento (a retirada da cobertura vegetal causa uma série de impactos,
como a menor capacidade do ambiente em suportar a vida animal, diminuição da
biodiversidade, exposição do solo à erosão hídrica e eólica, lixiviação do solo,
etc);
-
salinização dos solos por irrigação, devido ao manejo inadequado: diminui a
capacidade do solo em suportar o crescimento da flora, tornando-o menos fértil,
o que por sua vez acarreta outros impactos;
-
sobre-pastoreio (pastoreio em excesso): pode causar a compactação excessiva do
solo, diminuindo a infiltração da água, e também contribuir para o esgotamento
dos recursos naturais, no caso das pastagens;
-
esgotamento dos solos e dos recursos hídricos por procedimentos intensivos e
não adaptados às condições ambientais;
-
manejo inadequado da agropecuária;
-
aumento da demanda por alimentos, água e energia, em virtude do crescimento
populacional;
-
inadequação dos sistemas produtivos (exploração além da capacidade de suporte
do ambiente).
113
Pelo exposto anteriormente, já se pode visualizar uma série de conseqüências
decorrentes do processo de desertificação. As principais delas podem ser agrupadas e
enumeradas do seguinte modo:
-
degradação da terra causa sérios problemas econômicos:
•
setor agrícola é o principal afetado, devido à diminuição da produção,
perda da capacidade produtiva de áreas agrícolas, aumento dos custos
com adubação, etc;
•
com a maior susceptibilidade do solo à erosão, ocorre também o
assoreamento de rios e reservatórios, desencadeando uma gama de
conseqüências, como custos de tratamento da água para consumo,
remoção de sedimentos, etc.
-
extinção de espécies nativas:
•
extinção de espécies com valor econômico (usadas na indústria para
extração de subprodutos, etc);
•
extinção de espécies com potencial uso na agropecuária, melhoramento
genético, indústrias farmacêutica, química, etc;
•
-
perda da biodiversidade.
problemas sociais agravados:
•
redução da qualidade de vida;
•
diminuição da renda;
•
aumento da desnutrição;
•
migração para centros urbanos (e daí decorrem outros problemas, como
de infra-estrutura, desemprego, violência urbana, etc);
•
com isso, verifica-se que a desertificação agrava o desequilíbrio regional,
na medida que as regiões mais pobres são mais prejudicadas e se tornam
ainda mais “distantes” das áreas mais desenvolvidas;
Panorama do processo de desertificação atual
Apenas para dar uma idéia da dimensão do problema da desertificação, são
apresentados alguns números a respeito desse processo. Por exemplo, dados mundiais
indicam que cerca de 60.000 km2 de terras férteis são colocadas fora de produção
114
devido à desertificação, por ano. Alguns estudos também apontam que quase 1/3 de
toda a superfície do planeta pode ser afetada direta ou indiretamente as conseqüências
da desertificação, abrangendo em torno de 100 países.
Estima-se que, em todo o mundo, nas áreas susceptíveis à desertificação e à
seca, vivem hoje cerca de 900 milhões de pessoas e, dessas, cerca de 200 milhões já
estão afetadas por este processo, conforme dados do relatório “Status of Desertification
and Implementation of the U. N. Plan of Action to Combat Desertification”, elaborado
pelo PNUMA (Programa das Nações Unidas para o Meio Ambiente).
Outros estudos indicam que, na América do Sul, cerca de 170 milhões de
hectares foram degradados, devido ao desmatamento e superpastagem, enquanto no
Caribe a urbanização acelerada e mal planejada resultou na perda de terras para uso
agrícola, proteção de bacias e conservação da biodiversidade.
A seguir é apresentada uma série de fotografias de regiões atingidas pelo
processo de desertificação (Figuras 11.1 e 11.2), as quais ilustram a grave situação de
degradação decorrente desse processo.
Figura 11.1 – Fotografias de diversas regiões em todo o planeta atingidas por intenso
processo de desertificação. (Fonte: IICA, 2004).
115
Figura 11.2 – Fotografias de diversas regiões em todo o planeta atingidas por intenso
processo de desertificação. (Fonte: IICA, 2004).
No Brasil, o Ministério do Meio Ambiente elaborou um mapa de
susceptibilidade à desertificação (Figura 11.3). Como é observado em tal figura, esse
processo atinge predominantemente a região Nordeste do país, além da parte norte de
Minas Gerais. Segundo esse levantamento, as áreas consideradas com muito alta
susceptibilidade à desertificação foram estimadas em cerca de 238.600 km2, enquanto
na categoria de alta e moderada susceptibilidade as áreas foram de 384.000 km2 e
358.000 km2, respectivamente.
Figura 11.3 – Mapa de susceptibilidade à desertificação no Brasil.
116
No Nordeste do Brasil, o processo de desertificação ocorre sob duas formas
principais:
(i)
difusa no território: abrangendo diferentes níveis de degradação do solo,
vegetação e recursos hídricos;
(ii)
concentrada em pequenas porções do território, com intensa degradação dos
recursos da terra; existem quatro núcleos de desertificação: Gilbués (PI),
Irauçuba (CE), Seridó (RN) e Cabrobó (PE). Na Figura 11.4 é ilustrado um
exemplo da gravidade do problema, no município de Gilbués.
Figura 11.4 – Foto da Ponte do Boqueirão (Gilbués, PI), com 12 m de vão,
mostrando a situação do rio completamente assoreado. (Fonte: PAN-Brasil, 2004).
Segundo estimativas de 1992, cerca de 98.600 km2 foram considerados com
situação muito grave em relação à desertificação e 81.900 km2 com situação tida como
grave (Figura 11.5), o que ressalta a necessidade de implementação de ações para
amenizar o problema. Em tal figura também consta a localização dos quatro núcleos de
desertificação já citados.
Considerando o mapa de grau de afetamento da desertificação para todo o Brasil
(Figura 11.6), observa-se que, além das áreas afetadas na região Nordeste e na parte
norte de Minas Gerais, há uma área no Rio Grande do Sul classificada como “áreas de
atenção especial”, situada na porção sudoeste do estado.
O sudoeste do Rio Grande do Sul vem sofrendo ao longo dos anos um intenso
processo de degradação ambiental, representado pela transformação de grandes
117
extensões de terra em areia. Tal processo é motivado principalmente por fatores
naturais, mas intensificado pela adoção de práticas de manejo do solo inadequadas.
Figura 11.5 – Mapa do grau de afetamento das áreas devido ao processo de
desertificação no Nordeste do Brasil.
Figura 11.6 – Mapa do grau de afetamento da desertificação no Brasil.
118
Há uma discussão sobre o processo de degradação ambiental que ocorre no
sudoeste gaúcho, onde diversos autores consideram a existência de um processo
chamado de arenização. Esse termo é descrito por Suertegaray et al. (2001) como o
processo de retrabalhamento de depósitos arenosos pouco ou não consolidados que
acarreta nestas áreas uma dificuldade de fixação da cobertura vegetal, devido à intensa
mobilidade dos sedimentos pela ação das águas e dos ventos. Conseqüentemente,
arenização indica uma área de degradação relacionada ao clima úmido, onde a
diminuição do potencial biológico não resulta em definitivo em condições de tipo
deserto – ao contrário, a dinâmica dos processos envolvidos nesta degradação dos solos
é fundamentalmente derivada da abundância da água.
Ainda segundo Suertegaray et al. (2001), a região de ocorrência dos areais está
localizada no sudoeste do Rio Grande do Sul, a partir do meridiano de 54º em direção
oeste até a fronteira com a Argentina e o Uruguai. A degradação do solo nesta área
apresenta-se sob a forma de areais, que ocupam uma larga faixa onde localizam-se os
municípios de Alegrete, Cacequi, Itaquí, Maçambará, Manuel Viana, Quaraí, Rosário do
Sul, São Borja, São Francisco de Assis e Unistalda.
A seguir é transcrito texto descritivo sobre o processo de arenização no Rio
Grande do Sul, extraído da referência citada anteriormente.
A formação dos areais, interpretada a partir de estudos geomorfológicos,
associada à dinâmica hídrica e eólica indica que os areais resultam inicialmente de
processos hídricos. Estes, relacionados com uma topografia favorável permitem, numa
primeira fase, a formação de ravinas e voçorocas. Estas, na continuidade do processo,
desenvolvem-se por erosão lateral e regressiva, conseqüentemente, alargando suas
bordas por outro lado, à jusante destas ravinas e voçorocas em decorrência do
processo de transporte de sedimentos pela água durante episódios de chuvas
torrenciais, formam-se depósitos arenosos em forma de leques. Com o tempo esses
leques vão se agrupando e em conjunto dão origem a um areal. O vento que atua sobre
essas areias, em todas as direções, permite a ampliação deste processo, o qual pode ser
observado na Figura 11.7, onde se percebe a existência de uma vertente de elevada
declividade à montante do areal. Este contato abrupto derivado de litologias diferentes
favorece o escoamento das águas e o surgimento de ravinas. Estas ravinas, por
entalhamento de seu canal, atingem o lençol freático e desencadeiam processos de
voçorocamento. A ampliação dessas voçorocas, cuja evolução é remontante, possibilita
119
a jusante o alargamento do canal de escoamento, deposições em forma de leques e a
formação de areais.
Os areais ocorrem sobre unidades litológicas frágeis (depósitos arenosos) em
áreas com baixas altitudes e declividades. São comuns nas médias colinas ou nas
rampas em contato com escarpas de morros testemunhos (Figuras 11.7 e 11.8). Sobre
outro aspecto a formação de ravinas e voçorocas, processos que estão na origem dos
areais, podem também ser resultado do pisoteio do gado e do uso de maquinaria
pesada na atividade agrícola, originando sulcos e desencadeando condições de
escoamento concentrado.
Figura 11.7 – Representação da formação de areais em rampas (Fonte: Suertegaray et
al., 2001).
120
Figura 11.8 – Representação da formação de areais em colinas (Fonte: Suertegaray et
al., 2001).
121
Capítulo
12
Controle de enchentes
(baseado em Tucci, 2000)
Origem das enchentes
A ocorrência de enchentes está vinculada principalmente à ocorrência de uma
precipitação intensa – grande volume de água precipitado em um curto período de
tempo –, que acarreta um grande aporte de água ao rio rapidamente. Esse aporte de água
concentrado corresponde a um volume de água maior do que aquele que o rio tem
capacidade de transportar, normalmente, na sua calha principal. Dessa forma, ocorre o
extravasamento do rio, ou seja, o rio “sai” da sua calha principal e “invade” a planície
de inundação e áreas ribeirinhas, caracterizando a ocorrência de inundações.
É importante frisar que um mesmo volume precipitado caindo na mesma região
pode não acarretar em inundações, dependendo do tempo que essa precipitação levou
para acontecer. Caso a intensidade da precipitação seja relativamente pequena, isto é, o
volume precipitado tenha ocorrido ao longo de uma grande duração, o rio pode ser
capaz de escoar toda a água resultante da transformação chuva-vazão. É fácil perceber
que quanto maior a intensidade da chuva maior é a tendência de causar inundações,
mantidas as demais características constantes – basta lembrar dos processos envolvidos
na transformação chuva-vazão (saturação do solo, infiltração, interceptação, etc).
Problemática das enchentes
A problemática da ocorrência de enchentes está associada principalmente à
ocupação das áreas de várzeas (ou planícies de inundação) pela população e à
freqüência da ocorrência das enchentes. Essa última se refere ao fato de que a
ocorrência de enchentes está vinculada à aleatoriedade do regime de precipitação na
bacia contribuinte, fazendo com que o rio extravase e inunde suas planícies de
inundação com uma certa freqüência, determinada nos estudos hidrológicos
empregando técnicas estatísticas.
Os prejuízos proporcionados pelas inundações são decorrentes principalmente da
ocupação das planícies de inundação pela população, seja para habitação, recreação, uso
122
agrícola, comercial, industrial, etc. Tal ocupação é associada, muitas vezes, ao próprio
desenvolvimento histórico da região, na medida que a proximidade com os corpos
d’água (rios, arroios, lagos, etc) facilita o consumo de água, proporciona opção de lazer,
banho, pesca, etc, além do uso dos rios como via de transporte.
Entretanto, a despeito das razões históricas de ocupação das áreas próximas a
rios e lagos, o que tem ocorrido é o crescimento desordenado e acelerado das cidades,
principalmente dos grandes centros urbanos. Isso causa uma pressão para ocupação das
áreas ribeirinhas, na busca de áreas para expansão da cidade, seja irregularmente ou não.
Paralelo a isto, a urbanização da bacia contribuinte ao rio proporciona um aumento no
escoamento superficial, fazendo com que, para um mesmo volume precipitado durante o
mesmo tempo, passe a ocorrer um aporte maior de água ao rio e que chega mais rápido
– devido à redução da infiltração, armazenamento nas depressões, interceptação, etc
(ver capítulo sobre Escoamento Superficial). Esse aporte maior e mais concentrado no
tempo faz com que as inundações sejam mais intensas (impactando áreas maiores) e
mais freqüentes. Observa-se, portanto, que a ocorrência de enchentes tem trazido
prejuízos maiores, tanto em termos de perdas de vidas quanto em termos econômicos,
intensificados justamente pela ocupação das áreas ribeirinhas e pela urbanização da
bacia contribuinte (Figura 12.1).
crescimento desordenado e acelerado das cidades
urbanização
da bacia
contribuinte
pressão para ocupação de áreas ribeirinhas
ocorrência de enchentes trazendo prejuízos
maiores (econômicos e perdas de vidas)
aumento do
escoamento
superficial
Figura 12.1 – Esquema ilustrativo do agravamento dos prejuízos causados pelas
enchentes.
Apesar de haver ocupação regulamentada de áreas sujeitas a inundações, o
principal tipo de ocupação é feito irregularmente e pela população mais carente, por não
ter condições de ocupar áreas “seguras” na cidade, geralmente de elevados custos, e
nem de residir em áreas mais distantes (devido aos custos de deslocamento). Essa
123
população prefere então ocupar as áreas ribeirinhas, mesmo às vezes sabendo do risco
de inundações. Enquanto isso, a população com melhores condições financeiras ocupa
áreas da bacia geralmente com pequeno risco de inundação. Assim, a ocorrência das
enchentes traz prejuízos principalmente à população mais carente, agravando ainda mais
os problemas sociais.
É importante não deixar de ressaltar que a ocupação das áreas ribeirinhas
também está associada à freqüência de ocorrência das cheias. Cada região tem um
regime pluviométrico específico que condiciona a ocorrência periódica de precipitações
mais intensas e, conseqüentemente, de inundações. A despeito da aleatoriedade do
regime de chuvas e de vazões no rio, estatisticamente há uma tendência de que as
enchentes ocorram com uma certa freqüência, caracterizando o tempo de retorno, ou
seja, o tempo estimado para que um determinado evento seja igualado ou superado pelo
menos uma vez. No caso de enchentes associadas a tempos de retorno relativamente
altos, como 10 ou 20 anos, por exemplo, o que ocorre muitas vezes é que a população
“ganha confiança” de que a área é segura e ignora avisos e esforços das autoridades
competentes para removê-los. As pessoas têm a percepção errada das enchentes,
supondo que, por habitarem o local há vários anos e nunca terem presenciado alguma
enchente, duvidam que ocorram inundações ali.
Condições hidrológicas que influenciam a ocorrência de enchentes
Os fatores que regem ou influenciam a ocorrência de enchentes, em uma
determinada bacia hidrográfica, podem ser agrupados em (a) naturais e (b) artificiais, os
quais são descritos e comentados a seguir.
(a) Fatores naturais
Tais fatores são propiciados pela bacia no seu estado natural (relevo, forma da
bacia, tipo de precipitação, cobertura vegetal, capacidade de drenagem, tipo de solo,
etc). Além das características físicas da bacia, como as já enumeradas, há características
climatológicas que influenciam o processo, com destaque para a distribuição temporal e
espacial da precipitação (ou seja, onde ocorre a precipitação e como ela se desenvolve
ao longo da sua duração). Geralmente, as precipitações mais intensas atingem
justamente pequenas áreas localizadas.
As áreas mais planas nas margens dos rios estão mais sujeitas à ocorrência de
inundações, também sendo geralmente as preferidas para ocupação pela população.
124
Conforme as características da rede de drenagem (dimensões das seções transversais
dos arroios e rios, grau de ramificação, sinuosidade dos rios, etc), pode ocorrer a subida
do nível da água de vários metros em um curto intervalo de tempo, até mesmo em
poucas horas.
A presença da cobertura vegetal natural aumenta a infiltração de parte da
precipitação e protege o solo contra erosão, já que o impacto das gotas de chuva é o
principal fator natural de desagregação das partículas do solo, tornando-as expostas ao
escoamento superficial (ver capítulo sobre Transporte de Sedimentos). O aporte de
sedimentos em excesso aos cursos d’água provoca o assoreamento dos mesmos,
diminuindo sua capacidade de escoamento, na medida que os sedimentos depositados
no fundo diminuem a seção transversal disponível para o escoamento.
O efeito das características físicas da bacia sobre a maior ou menor tendência à
ocorrência de cheias foi apresentado em capítulos anteriores deste texto (“Bacia
Hidrográfica” e “Escoamento Superficial”), não sendo novamente discutido aqui.
(b) Fatores artificiais
O principal agravante de origem “artificial” para o problema das cheias é a
urbanização da bacia contribuinte, que acarreta na impermeabilização da superfície,
diminuindo a infiltração e aumentando o escoamento superficial. Isso torna as
inundações mais freqüentes e mais intensas – cheias ocorrem mais rapidamente e com
picos de vazão maiores, atingindo níveis de água maiores.
Previsão de cheias
Como já foi colocada antes, a ocorrência de enchentes pode trazer prejuízos
econômicos e perdas de vidas, dependendo de sua intensidade e do local. Por isso muita
atenção tem sido dispensada ao que se chama de previsão de cheias, que é caracterizada
sob duas formas principais, quanto ao tempo de antecedência da previsão: (i) previsão
de curto prazo; (ii) previsão de longo prazo.
(i) Previsão de curto prazo
A previsão de curto prazo, também conhecida como previsão em tempo atual ou
em tempo real, é utilizada para alertar a população ribeirinha e os operadores de obras
hidráulicas durante a ocorrência de um evento, com uma antecedência de horas ou dias,
função do tempo de deslocamento da água na bacia até a seção do rio em questão.
125
Para a previsão em tempo real é necessário um sistema de coleta e transmissão
de dados, geralmente precipitação e nível de água no rio, estando associado geralmente
a um Plano de Defesa Civil, constituído por um conjunto de ações visando combater a
situação. Esse tipo de previsão pode ser realizado com base em:
- previsão da precipitação: é feita a previsão da precipitação com radar e sensoriamento
remoto, estimando em seguida a subida do nível da água no rio através da representação
do processo de transformação chuva-vazão na bacia contribuinte;
- conhecida a precipitação ocorrida: é feita a medição da precipitação ocorrida, cujo
registro é transmitido (geralmente via rede telemétrica, rádio ou telefonia celular) para
uma central, onde é feita a estimativa da cheia no rio, através da transformação chuvavazão – este caso difere do anterior apenas pelo fato da precipitação ser medida e não
estimada;
- conhecida a vazão no rio em uma seção a montante: é realizada a medição do nível do
rio em uma seção a montante (a partir da qual se estima a vazão correspondente, com o
uso da curva-chave – ver capítulo sobre Fluxo Fluvial) e estimada a vazão e nível da
água no rio em uma seção de interesse a jusante. Também aqui é necessário algum
sistema de transmissão das informações recém registradas, como rede telemétrica, rádio
ou telefone. Essa forma proporciona um menor tempo de previsão, o qual é função do
tempo de deslocamento da cheia da seção de montante onde se mediu a vazão até a
seção de interesse – dependendo do trecho e do rio, pode ser de apenas algumas horas.
- conhecida a precipitação ocorrida e a vazão no rio em uma seção a montante: este caso
compreende uma combinação dos dois anteriores, sendo feita a estimativa da
transformação chuva-vazão com base no valor medido de precipitação e, em seguida,
estimado o deslocamento da onda de cheia até a seção de interesse, usando a vazão na
seção a montante.
(ii) Previsão de longo prazo
A previsão de longo prazo é caracterizada pela quantificação das chances de
ocorrência de uma determinada inundação, estatisticamente, sem precisar quando
ocorrerá.
126
Medidas para controle das enchentes
Apesar de que se possa afirmar que as variações climáticas existem e os
fenômenos naturais são aleatórios, medidas devem ser tomadas no sentido de minimizar
os danos potenciais das cheias. Tais medidas são comumente divididas em dois grandes
grupos, as medidas estruturais e as não-estruturais. O primeiro grupo compreende
medidas que modificam o sistema fluvial, procurando evitar os prejuízos decorrentes
das inundações, embora não propiciem uma proteção completa, havendo um risco de
que ocorra uma cheia para a qual as medidas tomadas não suportem. Já as medidas ditas
não-estruturais visam reduzir os prejuízos com as enchentes pela “melhor convivência”
da população com tais eventos. O ideal geralmente apontado é composto por uma
combinação de medidas estruturais e não-estruturais. A seguir, cada um desses grupos é
descrito e comentado em mais detalhes.
(a) Medidas estruturais
-
controle da cobertura vegetal: a vegetação interfere no processo chuva-vazão,
reduzindo o pico da cheia, amortecendo o escoamento, retardando-o, reduzindo
a erosão, etc;
-
controle da erosão do solo: uma maior erosão implica no assoreamento do rio e
conseqüente diminuição da área transversal disponível para conduzir as águas;
geralmente, é recomendado o reflorestamento, estabilização das margens,
práticas agrícolas adequadas (agroecologia), etc;
-
construção de diques: constituem muros laterais aos rios ou arroios, geralmente
de concreto ou terra, protegendo áreas ribeirinhas contra o extravasamento da
água da calha principal do rio; geralmente essa medida apenas transfere o
problema para jusante;
-
modificações no rio: o objetivo no caso é permitir uma maior capacidade de
condução do escoamento no rio, o que é alcançado geralmente aumentando a
velocidade do escoamento ou a área da seção transversal do rio, com custos
elevados na maioria das situações; para aumentar a velocidade, geralmente
aumenta-se a declividade do fundo do rio, através de escavação do leito, ou
retiram-se obstruções ao escoamento, como restos de árvores, rochas, etc; o
aumento da área transversal é realizado com dragagens do fundo do rio ou
alargamento da seção;
127
-
construção de reservatórios: a implantação de barragens nos rios permite reter
boa parte do volume de água da cheia, o qual é liberado para o trecho de jusante
do rio de forma mais distribuída no tempo.
(b) Medidas não-estruturais
-
regulamentação de áreas ribeirinhas, visando definir regras de ocupação de tais
áreas, como por exemplo a finalidade do uso (recreação, comercial, etc);
-
regulamentação do uso no solo da bacia contribuinte, com o intuito de amenizar
o aumento do escoamento superficial decorrente do processo de urbanização; um
exemplo é a definição de um percentual da área dos empreendimentos a ser
mantida permeável;
-
zoneamento de áreas de inundação, procurando identificar e mapear as áreas
mais sujeitas às inundações;
-
serviço de previsão e alerta contra cheias, para antever com algum tempo de
antecedência a ocorrência de cheias e acionar uma série de ações previamente
estabelecidas, de modo a minimizar os prejuízos;
-
plano de evacuação: baseado no zoneamento e no sistema de previsão e alerta,
pode ser traçado um plano de evacuação direcionado para as áreas mais sujeitas
às cheias ou com maiores riscos, o qual é acionado conforme o sistema de alerta.
Para o zoneamento de áreas de inundação, é feito anteriormente um estudo para
determinação dos riscos associados a diversos níveis de enchentes, sendo traçado para
cada uma delas um mapa indicativo das áreas atingidas, sobre o qual define-se o
zoneamento das áreas de inundação. Isso permite elaborar um conjunto de regras de
ocupação para as áreas com maior risco de inundação, com o objetivo principal de
minimizar perdas materiais e de vidas humanas com as grandes enchentes.
128
Capítulo
13
Modelos hidrológicos
(baseado em Tucci, 1998)
Introdução
Antes de discutir os principais aspectos da modelagem hidrológica convém
esclarecer o conceito de um “modelo”. A definição citada por Tucci (1998) é que se
trata da “representação de algum objeto ou sistema, em uma linguagem ou forma de
fácil acesso e uso, com o objetivo de entendê-los e buscar suas principais respostas
para diferentes entradas”. Assim, considerando um modelo que represente um
determinado sistema, quanto mais complexo este sistema for, mais desafiador e
necessário é o modelo.
No caso de uma bacia hidrográfica, o uso de modelos hidrológicos visa
fundamentalmente entender seu comportamento para utilizar seus recursos e proteger
suas características.
Empregando os modelos hidrológicos, é possível prever ou estimar a resposta do
sistema (uma bacia hidrográfica, um trecho de rio, uma parte do solo, um aqüífero, uma
lagoa, etc) a diferentes situações, tais como a ocorrência de eventos extremos
(precipitações de grande intensidade com elevado tempo de retorno), modificações do
uso do solo, ocorrência de períodos de estiagem e cenários de planejamento e
desenvolvimento da região. Em outras palavras, o modelo propicia simular situações
que virão ou poderão vir a acontecer, como a urbanização de parte da bacia, o
desenvolvimento das atividades econômicas, etc, procurando avaliar como o sistema
modelado irá responder a tais alterações.
Para sistema uma definição bastante citada é a de Doodge (1973) apud Tucci
(1998), segundo a qual sistema “é qualquer estrutura, esquema ou procedimento, real
ou abstrato, que num dado tempo de referência interrelaciona-se com uma entrada,
causa ou estímulo de energia ou informação, e uma saída, efeito ou resposta de energia
ou informação”. Simplificadamente, considera-se que o funcionamento do sistema
consiste em responder a uma determinada entrada produzindo uma saída. Dentro desse
contexto, o modelo seria, então, a representação do sistema.
129
Convém também deixar claro que o modelo hidrológico constitui uma
ferramenta, de grande potencial e utilidade, mas que não deve ser encarado como um
objetivo. O desenvolvimento de um modelo sem as informações necessárias para
“alimentá-lo” e sem a devida interpretação dos seus resultados gerados não auxilia no
entendimento do comportamento dos sistemas. Por isso é fundamental que o
profissional encarregado pelo uso do modelo tenha conhecimento dos processos físicos
e do sistema que estão sendo modelados, bem como do próprio modelo.
Dificuldades na aplicação de modelos hidrológicos
A modelagem hidrológica geralmente é dificultada ou limitada por:
- heterogeneidade física da bacia: uma bacia hidrográfica geralmente apresenta uma
grande diversificação espacial do tipo do solo, cobertura vegetal, topografia, presença
de áreas urbanas/impermeáveis, ocupação do solo, características da rede de drenagem,
etc, o que dificulta a sua representação dentro de um modelo hidrológico;
- heterogeneidade dos processos envolvidos: associada à heterogeneidade física da
bacia, há a variação espacial da “forma” e da “intensidade” com que acontecem os
processos que ocorrem e influenciam o sistema modelado; por exemplo, a infiltração da
água precipitada no solo pode ocorrer de modo bastante distinto entre áreas
relativamente próximas da bacia, dependendo do tipo de solo, da ocupação do terreno,
do estado de umidade e compactação desse solo, etc;
- informações disponíveis: a escassez de informações é, muitas vezes, um dos principais
limitantes no detalhamento e representação dos processos dentro dos modelos
hidrológicos; seja em termos quantitativos quanto qualitativos, a falta de informações
que permitam uma caracterização suficiente do sistema a ser modelado pode levar a
resultados gerados pelo modelo distantes do fenômeno representado ou mesmo
incapacitar a realização da modelagem;
- objetivo do estudo: este fator atua mais no sentido de direcionar a escolha do modelo a
ser empregado, visto que, muitas vezes, o que se procura obter como resposta da
modelagem pode não justificar o emprego de modelos hidrológicos mais complexos,
que requeiram um maior esforço computacional, maior número de informações, etc;
- recursos disponíveis: a limitação de recursos computacionais, de tempo, financeiros, e
de pessoal qualificado também pode acabar restringindo a aplicação de modelos mais
complexos, ou com um detalhamento maior dos processos a serem representados.
130
Assim, o que ocorre geralmente é a simplificação do comportamento espacial
das variáveis e dos fenômenos representados no modelo em diferentes graus,
dependendo dos fatores anteriormente enumerados, motivada também pela dificuldade
em formular matematicamente alguns processos.
Questionamento sobre o uso de modelos
Após o início do contato com os modelos hidrológicos, é comum surgirem
algumas dúvidas a respeito do tema, motivadas principalmente por uma percepção
errada da aplicação da modelagem.
Um dos principais questionamentos consiste em discutir o por quê da
necessidade dos modelos hidrológicos, já que é possível medir as variáveis hidrológicas.
O uso dos modelos visa, principalmente, tentar estimar como seria ou será a resposta do
sistema estudado a eventos futuros, antecipando-os. Sem eles, os modelos, a avaliação
só seria possível após o acontecimento do evento em si, monitorando-o através de
equipamentos (pluviômetros, linígrafos, etc). A essa altura (quando está ocorrendo o
evento), poucas ações poderiam ser feitas para minimizar seus prejuízos ou gerir seus
impactos, no caso de uma precipitação intensa, por exemplo – esse é o caso típico da
aplicação do modelo almejando avaliar o impacto da ocorrência de um evento extremo
estatisticamente possível. O modelo permite investigar ainda sobre possíveis mudanças
futuras na bacia, como urbanização, desmatamento, modificações em um rio, construção
de reservatórios, etc.
Por outro lado, outra questão que surge é justamente em sentido contrário à
dissertação anterior, ao discutir qual a necessidade de continuar o monitoramento de
variáveis hidrológicas, já que se dispõe de um modelo que representa o sistema. Esse
pensamento é totalmente errôneo, pois o que subsidia a validade do modelo é
justamente a alimentação do mesmo com informações, entre elas as variáveis
hidrológicas medidas. O ideal é que, sempre que possível, novas informações (recém
coletadas) sejam incorporadas e o modelo tenha seu desempenho re-avaliado e seja
novamente ajustado. Então, o que ocorre é que, quanto menos informações estão
disponíveis, geralmente maiores são as incertezas dos prognósticos dos modelos.
Tipos de modelos
Uma classificação básica dos modelos é quanto à forma com que representam os
sistemas, sendo divididos em modelos físicos, analógicos e matemáticos. Os modelos
131
físicos representam o sistema por um protótipo em escala menor. São bastante utilizados
na hidráulica, como modelos de vertedor de barragens, modelos de praias, de portos,
etc. Já os modelos analíticos são caracterizados por funcionarem fazendo analogia com
equações que regem diferentes fenômenos. O exemplo mais comum desse caso é a
analogia entre as equações do escoamento hidráulico e de um circuito elétrico.
O modelo matemático, por sua vez, representa a natureza do sistema através de
equações matemáticas. Isso os torna mais versáteis, permitindo facilmente que sejam
modificados e que seja obtida uma análise rápida de diferentes situações de um mesmo
sistema ou até de vários sistemas. Imagine um modelo matemático desenvolvido para
representar a circulação da água e o transporte de contaminantes em um rio. Caso seja
interesse estudar como a dispersão e a propagação para jusante do contaminante é
influenciada pelas dimensões da seção transversal do rio, bastaria alterar os valores no
modelo matemático e executar o cálculo novamente. Por outro lado, a mesma análise
sendo feita em um modelo físico, constituído por um “protótipo” do rio (por exemplo,
usando argila), requereria um enorme esforço, na medida que para cada seção
transversal estudada seria necessário reconstruir todo o modelo reduzido.
As desvantagens do modelo matemático residem principalmente na dificuldade
de representar matematicamente alguns processos físicos e na necessidade de discretizar
os processos no tempo e no espaço. Sabe-se que os processos naturais são contínuos
(por exemplo, a vazão em um rio varia continuamente de um valor em um determinado
instante do tempo a outro – ou seja, por mais rápida que seja a variação, não ocorrem
“saltos” de um valor para outro). Entretanto, na modelagem matemática,
simplificadamente, os processos são estudados em intervalos de tempo e em alguns
pontos do espaço. Em outras palavras, o modelo matemático calcula as variáveis
hidrológicas em passos de tempo pré-determinados (por exemplo, a cada minuto, hora,
dia, etc) e em alguns pontos do sistema. A forma como é feita tal discretização no tempo
e no espaço é função de uma série de fatores, não cabendo aqui discorrer sobre a
questão, mas é interessante perceber que quanto mais fina seja a discretização (menor
passo de tempo e distância entre os pontos no espaço), mais próxima da realidade do
sistema está sendo a sua representação no modelo, caso haja informações tão detalhadas
para alimentar o modelo.
132
Aplicação dos modelos hidrológicos
Antes de comentar sobre a aplicação dos modelos hidrológicos, é interessante
apresentar algumas definições fundamentais para a compreensão da modelagem:
- fenômeno: processo físico que produz alteração no estado do sistema (exemplos:
evaporação, infiltração, precipitação, etc);
-variável: valor que descreve quantitativamente um fenômeno, variando no espaço e no
tempo (exemplo: vazão em um rio, que é a variável que descreve o estado do
escoamento);
- parâmetro: valor que caracteriza o sistema, podendo também variar no tempo e no
espaço (exemplos: área da bacia, coeficiente de permeabilidade do solo, rugosidade do
rio, coeficiente de difusão, etc).
- simulação: processo de utilização do modelo.
A simulação ou uso do modelo envolve basicamente três etapas: (i) estimativa
ou ajuste; (ii) verificação; (iii) previsão.
(i) Estimativa ou ajuste dos parâmetros: essa fase é também conhecida como calibração
do modelo e consiste na determinação dos valores dos parâmetros do mesmo; a
estimativa de tais valores depende da disponibilidade de dados históricos, da medição
de amostras e da determinação de características físicas do sistema. Há diferentes
formas de se estimar os parâmetros do modelo:
i.a – Estimativa sem dados históricos: esse caso é usado quando não há registros
das variáveis dos sistemas, sendo os valores dos parâmetros determinados em função da
caracterização física do sistema. Normalmente, a literatura especializada estabelece
faixas de valores (intervalo de variação) para cada parâmetro, em função de observações
em campo/laboratório ou do significado físico do parâmetro.
i.b – Ajuste por tentativas: nessa situação, os parâmetros têm seus valores
variados, sendo comparados os resultados do modelo com os valores das variáveis
medidas. Por exemplo, em um modelo que simula a transformação chuva-vazão, um
determinado parâmetro pode ser ajustado variando-se seu valor e observando como o
hidrograma gerado pelo modelo se comporta em relação ao hidrograma medido –
133
obviamente, procura-se o valor do parâmetro que melhor ajuste os valores calculados
aos observados (que os torne mais próximos entre si). A decisão do melhor ajuste é
baseada geralmente na análise visual (graficamente) ou através de coeficientes
estatísticos. Este método requer a existência de valores medidos das variáveis de entrada
e saída do modelo;
i.c – Ajuste por otimização: esse caso é semelhante ao anterior, diferindo
basicamente na forma com que os valores dos parâmetros são variados, buscando o
melhor ajuste entre os valores calculados pelo modelo e os observados por medições.
Neste caso, é empregado algum método matemático que propicie o valor ótimo de cada
parâmetro, como programação linear, não-linear, algoritmos genéticos, etc.
i.d – Amostragem: aqui o valor do parâmetro é obtido por medição da
característica específica do sistema; por exemplo, pode ser feita a análise em laboratório
para determinação do coeficiente de permeabilidade do solo.
(ii) Verificação: nesta fase o modelo já calibrado (ou seja, com os valores dos
parâmetros ajustados) é verificado ou testado com outro conjunto de dados – valores das
variáveis de entrada e saída distintos dos utilizados na fase de ajuste. Agora, os valores
das variáveis de saída são usados apenas para comparação com o resultado gerado pelo
modelo, sendo verificado se o modelo simula o sistema satisfatoriamente.
(iii) Previsão: esta é a fase da simulação onde o modelo, estando ajustado e verificado, é
utilizado para representar a saída do sistema para situações desconhecidas, como
alternativas de projeto (intervenções na bacia) ou modificações futuras possíveis na
bacia.
É importante ressaltar que a qualidade dos resultados da previsão com o modelo
é função da representatividade dos períodos de dados usados nas fases anteriores (ajuste
e verificação), da discretização do sistema e da capacidade do modelo em simular as
novas condições impostas.
134
Classificação dos sistemas e modelos
Neste item são apresentadas algumas classificações dos sistemas e dos modelos,
fazendo-se já a ressalva que nem sempre um sistema classificado como um certo tipo
será representado por um modelo do mesmo tipo – as classificações são independentes.
* Concentrado x distribuído
O modelo concentrado é caracterizado por não levar em conta a variabilidade
espacial das variáveis, que são consideradas funções apenas do tempo. Já o modelo dito
distribuído têm variáveis e parâmetros que variam ao longo do espaço (além do tempo).
O exemplo mais clássico são os modelos chuva-vazão (que simulam a transformação da
chuva em vazão), onde os concentrados consideram a bacia como um elemento único e
os distribuídos subdividem-na em áreas menores, fazendo a referida transformação em
cada uma dessas sub-áreas. A rigor, não existiria modelo distribuído, pois ele seria
concentrado em cada subdivisão menor.
* Estocástico x determinístico
Na modelagem estocástica, é considerada a chance de ocorrência das variáveis,
ao ser introduzido o conceito de probabilidade. O modelo determinístico, por sua vez,
segue uma lei definida, sem considerar as chances de ocorrência dos valores das
variáveis. Simplificadamente, pode-se afirmar que enquanto o modelo determinístico
“produz” a mesma saída para uma mesma entrada, no modelo estocástico a relação entre
entrada e saída é estatística (há chances de ocorrência para cada determinado valor).
* Conceitual x empírico
Um modelo é referido como conceitual quando as funções utilizadas levam em
consideração os processos físicos, enquanto no modelo empírico as funções empregadas
foram
desenvolvidas
para
ajustar
os
valores
medidos
e
observações
em
campo/laboratório, sem retratar o processo físico em si.
Dentro do contexto de gerenciamento dos recursos hídricos, pode-se dividir os
modelos em três categorias principais:
-
modelos de comportamento, que são utilizados para descrever o comportamento
dos sistemas e, desse modo, prognosticar a resposta do sistema a diferentes
135
situações; exemplos: modelo de circulação da água e transporte de
contaminantes em um rio; modelo chuva-vazão; etc.
-
modelos de otimização, que procuram obter a “melhor” solução para uma
determinada situação, atendendo a objetivos pré-definidos; exemplo: modelo de
operação de reservatório;
-
modelos de planejamento, que simulam condições globais de um sistema maior
(acoplam modelos de comportamento e de otimização);
A seguir são enumerados alguns exemplos de modelos hidrológicos:
-
modelos que simulam o escoamento da água em rios, lagos, banhados, etc, como
os modelos hidrodinâmicos uni, bi ou tridimensionais;
-
modelos de transformação chuva-vazão;
-
modelos de escoamento das águas subterrâneas;
-
modelos de operação de reservatórios;
-
modelo de balanço hídrico no solo;
-
modelo de previsão de cheias;
-
modelo de transporte de constituintes e de reações cinéticas (modelagem de
qualidade de água), os quais podem estar acoplados a modelos de circulação da
água, a modelos chuva-vazão, modelos de águas subterrâneas, etc.
136
Referências Bibliográficas
ANA, 2004. Agência Nacional de Águas. Página eletrônica (www.ana.gov.br),
acessada em novembro/2004.
EPA, 1998. Stream Corridor Restoration – principles, processes and practices.
Environmental Protection Agency, EUA.
Esteves, F., 1988. Fundamentos de Limnologia. Ed. Interciência/FINEP, Rio de
Janeiro.
Hobeco,
2003.
Catálogo
eletrônico
de
instrumentos
e
telemetria
de
Hidrometeorogia. Hobeco Sudamericana Ltda, Rio de Janeiro.
IPH, 2001. Plano Diretor de Drenagem Urbana de Caxias do Sul, Instituto de
Pesquisas Hidráulicas (IPH/UFRGS), SAMAE.
MMA, 1999. III Conferência das Partes da Convenção das Nações Unidas,
Ministério do Meio Ambiente (MMA), Secretaria de Recursos Hídricos (SRH).
PAN-Brasil, 2004. Programa de Ação Nacional de Combate à Desertificação e
Mitigação dos Efeitos da Seca, Ministério do Meio Ambiente, Secretaria de
Recursos Hídricos.
Pinto, N.; Holtz, A.; Martins, J.; Gomide, F., 1976. Hidrologia Básica. Ed. Edgard
Blücher Ltda, MEC.
Rosman, P., 1989. Modelos de Circulação em Corpos d’Água Rasos. In: Silva, R (ed.).
Métodos Numéricos em Recursos Hídricos, vol. 1, ABRH.
Santos, I. et al., 2001. Hidrometria Aplicada. Lactec, Curitiba.
Schwarzbold, A., 2000. O que é um rio? Revista Ciência e Ambiente, n. 21,
Universidade Federal de Santa Maria (RS).
Setti, A.; Lima, J.; Chaves, A.; Pereira, I., 2001. Introdução ao Gerenciamento de
Recursos Hídricos. Agência Nacional de Energia Elétrica (ANEEL) – Agência
Nacional de Águas (ANA).
Silva, F.; Paz, A.; Gomes, R.; Souza, E.; Silans, A., 2000. Estudo Experimental da
Interação Solo Vegetação Atmosfera na Região do Cariri. Anais do V Simpósio de
Recursos Hídricos do Nordeste, ABRH, Natal.
137
Spiegel, M., 1972. Estatística. Coleção Schaum, Ed. McGraw-Hill do Brasil.
Studart, T. Apostila da Disciplina de Hidrologia Aplicada, Universidade Federal do
Ceará.
Suertegaray, D. et al., 2001. Projeto Arenização no Rio Grande do Sul, Brasil: Gênese,
Dinâmica e Espacialização. Revista Bibliográfica de Geografía y Ciencias
Sociales, n. 287, Universidad de Barcelona.
Tucci, C., 1998. Modelos Hidrológicos. Editora da Universidade, ABRH, Porto Alegre.
Tucci, C. 2000. (org.) Hidrologia – ciência e aplicação. Editora da Universidade,
ABRH, Porto Alegre.
Tundisi, J., 2000. Limnologia e Gerenciamento Integrado de Recursos Hídricos.
Revista Ciência e Ambiente, n. 21, Universidade Federal de Santa Maria (RS).
Villela, S., 1976. Hidrologia Aplicada. Ed. McGraw-Hill, São Paulo.
138