HIDROLOGIA BSICA

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SUMRIO

LISTA DE FIGURAS..................................................................................................LISTA DE TABELAS.................................................................................................1. CICLO HIDROLGICO.........................................................................................1.1 Introduo hidrologia.......................................................................................

1.1.1 Histria da hidrologia.......................................................................................

1.1.2 Aplicao da Hidrologia ...............................................................................

1.2 Ciclo hidrolgico.................................................................................................

1.3 Bacia hidrogrfica..............................................................................................

1.3.1 rea de drenagem1.........................................................................................

1.3.2 Ordem da Bacia...............................................................................................

1.3.3 Tempo de concentrao...................................................................................

1.4 Precipitao........................................................................................................

1.4.1 Tipos de precipitao.......................................................................................

1.5 Interceptao......................................................................................................

1.6 Infiltrao.............................................................................................................

1.6.1 Grandezas caractersticas................................................................................

1.6.2 Fatores intervenientes......................................................................................

1.6.3 Determinao da capacidade de infiltrao.....................................................

1.7 Evaporao.........................................................................................................

1.8 Escoamento superficial e regime dos cursos d'gua..........................................

1.8.1 Escoamento superficial....................................................................................

1.8.2 Regime dos cursos dgua...............................................................................

1.9 Transporte de sedimentos...................................................................................

1.9.1 Ciclo hidrossedimentolgico.............................................................................

1.10 Balano hdrico..................................................................................................

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36

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LISTA DE FIGURASFigura 1 Ciclo HidrolgicoFigura 2 Bacia Hidrogrfica

Figura 3 Divisor de guas

Figura 4 Regies Hidrogrficas do Brasil

Figura 5 Precipitaes ciclnicas

Figura 6 Precipitaes orogrficas

Figura 7 Precipitaes convectivas

Figura 8 - Ietograma e hidrgrada de uma chuva isolada

Figura 9 Hidrograma de sada

LISTA DE TABELASTabela 1 - Equaes empricas baseadas na expresso aerodinmica

Tabela 2 - Valores do coeficiente de deflvio, C.

Tabela 3 Variveis de entrada e sada de gua do Balano Hdrico

3

1. CICLO HIDROLGICO1.1 Introduo hidrologia

Hidrologia a cincia que trata da gua na Terra, sua ocorrncia, circulao e

distribuio, suas propriedades fsicas e qumicas, e sua reao com o meio ambiente,

incluindo sua relao com as formas vivas (Definio recomendada pela United States

Federal Council for Science and Technology, 1962).

A hidrologia uma cincia interdisciplinar e tem evoludo expressivamente devido aos

problemas crescentes observados nas bacias hidrogrficas, como a ocupao

inadequada, o aumento significativo da utilizao da gua para diversos fins e

principalmente em face aos resultados dos impactos sobre o meio ambiente. O estudo

da gua era uma cincia basicamente descritiva e qualitativa, porm se transformou em

uma rea de conhecimento onde os mtodos quantitativos tm sido explorados atravs

de metodologias matemticas e estatsticas, melhorando de um lado os resultados e do

outro explorando melhor as informaes existentes (TUCCI, 1993).

Antes o planejamento de ocupao nas bacias era mnimo, levando em considerao

apenas o menor custo de implantao e o mximo aproveitamento para os usurios, a

questo de cuidados e preservao do meio ambiente raramente era apreciada. Dessa

forma, o crescimento populacional e a explorao da gua causaram grandes impactos

e consequentemente a degradao dos recursos naturais.

De fronte aos problemas observados, a populao comeou a se preocupar,

estabelecendo medidas preventivas que minimizassem os prejuzos causados

natureza. Nos anos 70, as aes tinham como foco a bacia hidrogrfica, enquanto que

atualmente o problema tem grandeza global, em decorrncia dos possveis efeitos

globais da alterao do clima. A tendncia atual envolve desenvolvimento sustentado

4

da bacia hidrogrfica, que implica o aproveitamento racional dos recursos com o

mnimo dano ao ambiente.

Segundo NRC1 (1991) apud Tucci (1993), se chegou concluso que o

desenvolvimento da cincia hidrolgica tem sido influenciado por aspectos especficos

do uso da gua e controle de desastres. A comisso menciona a necessidade de

instruir profissionais com formao mais ampla, que englobe conhecimento de

matemtica, fsica, qumica, biologia e geocincia, para desenvolver uma cincia dentro

de um contexto mais vasto.

1.1.1 Histria da hidrologia

A hidrologia, que a cincia que estuda a gua, fundamentada em histricos de

processos envolvidos no meio fsico natural. Para analisar a sazonalidade da ocorrncia

de precipitaes num determinado local, por exemplo, so utilizadas observaes

obtidas no passado.

A convivncia com o meio fsico natural existe desde a origem do homem. De acordo

com Tucci (1993), filsofos gregos tentaram erroneamente explicar o ciclo hidrolgico, e

apenas Marcus Vitruvius Pollio (100 a.C.) apresentou conceitos prximos do

entendimento atual do ciclo hidrolgico. Admitia-se que o mar alimentava os rios

atravs do subsolo. At no incio deste sculo ainda existiam pessoas que

questionavam o conceito moderno do ciclo hidrolgico.

Mesmo sem saber a origem da gua e o funcionamento dos fenmenos naturais, as

civilizaes antigas exploraram os recursos hdricos por meio de projetos de irrigao,

aquedutos para abastecimento de gua e controle de inundao. Ainda segundo Tucci 1 NRC (National Research Council), 1991. Opportunities in the hydrologic sciences. Washington: National Academy Press. 348p.

5

(1993), apenas a partir do sculo 15, com Leonardo da Vinci e Bernard Palissy, o ciclo

hidrolgico passou a ser melhor compreendido. O problema era aceitar que a

precipitao tinha um volume maior que a vazo e que os rios so mantidos perenes

pelo retardamento do escoamento do subsolo. Pierre Perrault, no sculo 17 (1608-

1680), avaliou os elementos da relao precipitao-vazo, ou seja a precipitao,

evaporao e capilaridade da bacia do rio Sena e comparou estas grandezas com

medies de vazo realizadas por Edm Mariotte, constatando que a vazo era

apenas cerca de 16% da precipitao.

As medies sistemticas de precipitao e vazo, assim como o desenvolvimento

terico e experimental da hidrulica se iniciaram no sculo 19. Porm, no Brasil os

postos mais antigos de precipitao so do final do sculo passado, enquanto que a

coleta de dados de nveis e vazo iniciou no comeo deste sculo.

Foi na dcada de 30 que surgiram os elementos descritivos do funcionamento dos

fenmenos naturais e frmulas empricas de processos especficos, tais como as

demonstradas por Chezy:

Equao para movimento uniforme em canais;

Mtodo racional para clculo de vazo mxima em pequenas bacias.

Essa dcada tambm marcou o incio da hidrologia quantitativa com alguns

trabalhos, tais como:

Conceitos do hidrograma unitrio utilizado para o escoamento superficial

(Sherman,1932);

Equao emprica para o clculo da infiltrao, permitindo a determinao da

precipitao efetiva (Horton, 1933) ;

Teoria para a hidrulica de poos (Theiss,1935).

6

Nesta mesma dcada outros mtodos quantitativos foram apresentados, o que

possibilitou a ampliao dos conhecimentos nessa cincia. Porm, mesmo com esse

avano, at a dcada de 50 a hidrologia se limitava a indicadores estatsticos dos

processos envolvidos.

Somente com o surgimento do computador, houve o aprimoramento e experimentao

das tcnicas numricas e estatsticas. Alguns aspectos da hidrologia tais como o

escoamento subterrneo, fluxo em rios, lagos e esturios desenvolveram-se com a

observao e quantificao das variveis envolvidas, aprimoramento de tcnicas

matemticas e o aumento da capacidade do computador. Foram criadas em diversos

pases bacias representativas e experimentais visando ao atendimento e quantificao

de processos fsicos que ocorrem na bacia, tais como reflorestamento e desmatamento,

eroso do solo e escoamento superficial.

Como a hidrologia est ligada diretamente ao uso da gua, ao controle da ao da

mesma sobre a populao e ao impacto sobre a bacia, os estudos realizados visam o

melhor entendimento desses processos e a implantao de um planejamento adequado

do uso da bacia hidrogrfica.

1.1.2 Aplicao da Hidrologia

Segundo Righetto, 1998, a Hidrologia exerce grande influncia em:

1. Escolha de fontes de abastecimento de gua para uso domstico ou industrial;2. Projeto de construo de obras hidrulicas:

a. Fixao das dimenses hidrulicas de obras de arte, tais como: pontes,

bueiros etc.;

b. Projeto de Barragens: localizao e escolha do tipo de barragem, de

fundao e de extravasor; dimensionamento;

7

c. Estabelecimento de mtodo de construo;

3. Drenagem:a. Estudo das caractersticas do lenol fretico;

b. Exame das condies de alimentao e de escoamento natural do lenol:

precipitao, bacia de contribuio e nvel d gua nos cursos d gua;

4. Irrigao:a. Problema de escolha do manancial;

b. Estudo de evaporao e infiltrao;

5. Regularizao de cursos d gua e controle de inundaes:a. Estudo das variaes de vazo; previso de vazes mximas;

b. Exame das oscilaes de nvel e das reas de inundao;

6. Controle de Poluio:a. Anlise da capacidade de recebimento de corpos receptores dos efluentes

de sistemas de esgotos: vazo mnima de cursos d gua, capacidade de

reaerao e velocidade de escoamento;

7. Controle da Eroso:a. Anlise de intensidade e frequncia das precipitaes mximas,

determinao de coeficiente de escoamento superficial;

b. Estudo da ao erosiva das guas e da proteo por meio de vegetao e

outros recursos;

8. Navegao:a. Observao de dados e estudos sobre construes e manuteno de

canais navegveis;

9. Aproveitamento Hidreltrico:a. Previso das vazes mximas, mnimas e mdias dos cursos d gua para

o estudo econmico e o dimensionamento das instalaes;

8

b. Verificao da necessidade de reservatrio de acumulao; determinao

dos elementos necessrios ao projeto e construo do mesmo: bacias

hidrogrficas, volumes armazenveis, perdas por evaporao e infiltrao;

10.Operao de sistemas hidrulicos complexos;11.Recreao e preservao do meio ambiente; e 12.Preservao e desenvolvimento da vida aqutica.

1.2 Ciclo hidrolgico

Denomina-se ciclo hidrolgico o processo natural de evaporao, condensao,

precipitao, deteno e escoamento superficial, infiltrao, percolao da gua no solo

e nos aquferos, escoamentos fluviais e interaes entre esses componentes. (Righetto,

1998).

Para entender melhor, o ciclo pode-se visualiz-lo como tendo incio com a evaporao

da gua dos oceanos. O vapor resultante transportado pelo movimento das massas

de ar. Sob determinadas condies, o vapor condensado, formando as nuvens que

por sua vez podem resultar em precipitao. Esta precipitao que ocorre sobre a terra

pode ser dispersa de vrias formas. A maior parte fica retida temporariamente no solo

prximo onde caiu, que por sua vez, retorna atmosfera atravs da evaporao e

transpirao das plantas. Uma parte da gua que sobra escoa sobre a superfcie do

solo ou para os rios, enquanto que a outra parte penetra profundamente no solo,

abastecendo o lenol d gua subterrneo. A Figura 1 demonstra melhor como ocorrem

essas relaes entre as fases.

As principais variveis hidrolgicas consideradas no ciclo hidrolgico so:

E: evaporao (mm/d);

9

q: umidade especfica do ar em gramas de vapor d gua por quilo de ar, ou g/kg;

P: precipitao (mm);

i: intensidade de chuva (mm/h);

Q: deflvio superficial ou vazo (m/s);

f: taxa de infiltrao (mm/h);

ET: evapotranspirao (mm/d).

Figura 1 Ciclo Hidrolgico

Fonte: USGS - United States Geological Survey

Embora o ciclo hidrolgico possa parecer um ciclo contnuo, com a gua se movendo

de uma forma permanente e com uma taxa constante, na realidade bastante

diferente, pois o movimento que a gua faz em cada uma das fases do ciclo ocorre de

forma bastante aleatria, variando tanto no espao como no tempo.

10

Em determinadas circunstncias, a natureza parece trabalhar com os excessos. Ora

provoca chuvas torrenciais que ultrapassam a capacidade de suporte dos cursos d

gua, acarretando em inundaes, ora parece que todo o ciclo hidrolgico parou

completamente. Esses extremos de enchente e seca so os que mais interessam para

os engenheiros, pois muitos dos projetos de Engenharia Hidrulica so feitos com a

finalidade de proteo contra estes mesmos extremos, e quando no previsto podem

acarretar em danos.

Quando trabalhamos com projetos, necessariamente devemos definir nosso domnio,

seja ele local ou regional. A definio do domnio implica na seleo dos componentes

mais relevantes. Do ciclo hidrolgico, por exemplo, para o balano hdrico, so

considerados a evapotranspirao, a precipitao, o escoamento superficial, a

infiltrao e a percolao profunda. J nos estudos de drenagem necessrio conhecer

as distribuies espao-temporais da precipitao, da infiltrao e das vazes nas

sees de interesse.

Para cada trabalho que ir realizar, uma anlise hidrolgica deve ser feita, seja para

saber se a precipitao ir interferir no processo, ou se a drenagem adequada para o

tipo de empreendimento.

1.3 Bacia hidrogrfica

Uma bacia hidrogrfica de um curso de gua uma rea de captao natural da gua

da precipitao que faz convergir os escoamentos para um nico ponto de sada, seu

exutrio. composta basicamente de um conjunto de superfcies vertentes de uma

rede de drenagem formada por cursos de gua que confluem at resultar um leito nico

no exutrio. Bacia hidrogrfica , portanto, uma rea definida topograficamente,

drenada por um curso dgua ou por um sistema conectado de cursos dgua, de forma

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tal que toda a vazo efluente seja descarregada por uma simples sada. Pode ser

considerada um sistema fsico onde a entrada o volume de gua precipitado e a sada

o volume de gua escoado pelo exutrio (Figura 2), considerando-se como perdas

intermedirias os volumes evaporados e transpirados e tambm os infiltrados

profundamente.

Figura 2 Bacia Hidrogrfica

Fonte: Pedrazzi, 2003.

A formao da bacia hidrogrfica d-se atravs dos desnveis dos terrenos que

direcionam os cursos da gua, sempre das reas mais altas para as mais baixas.

uma rea geogrfica e, como tal, mede-se em km.

A bacia hidrogrfica o elemento fundamental de anlise no ciclo hidrolgico,

principalmente na sua fase terrestre, que engloba a infiltrao e o escoamento

12

superficial (SILVEIRA, 1993). Ela pode ser definida como uma rea limitada por um

divisor de guas (Figura 3), que a separa das bacias adjacentes e que serve de

captao natural da gua de precipitao atravs de superfcies vertentes.

Figura 3 Divisor de guas

Fonte: Mendiondo, 2004.

Atualmente, o Conselho Nacional de Recursos Hdricos, de acordo com a Resoluo n

32 de 15 de outubro de 2003, divide o Brasil em 12 regies hidrogrficas.

Diferentemente das bacias hidrogrficas, que podem ultrapassar as fronteiras

nacionais, as regies hidrogrficas esto restritas ao espao territorial pertencente ao

Brasil, como mostra a Figura 4.

13

Figura 4 Regies Hidrogrficas do Brasil

Fonte: Plano Nacional de Recursos Hdricos (PNRH). Disponvel em

http://www2.ana.gov.br/Paginas/default.aspx.

1.3.1 rea de drenagem

a rea plana (projeo horizontal) inclusa entre seus divisores topogrficos. A rea

o elemento bsico para o clculo das outras caractersticas fsicas. A rea de uma

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bacia hidrogrfica geralmente expressa em km2. Na prtica, determina-se a rea de

drenagem com o uso de um aparelho denominado planmetro, porm pode-se obter a

rea com uma boa preciso, utilizando-se o mtodo dos quadradinhos.

1.3.2 Ordem da Bacia

O sistema de drenagem de uma bacia constitudo pelo rio principal e seus tributrios.

A classificao dos rios quanto ordem reflete o grau de ramificao ou bifurcao

dentro de uma bacia. Os cursos dgua maiores possuem seus tributrios, que por sua

vez possuem outros at que chegue aos minsculos cursos dgua da extremidade.

Normalmente, quanto maior o nmero de ramificaes maior sero os cursos dgua.

Dessa forma, podem-se classificar os cursos dgua de acordo com o nmero de

bifurcaes (PEDRAZZI, 2003).

O estudo das ramificaes e do desenvolvimento do sistema importante, pois ele

indica a maior ou menor velocidade com que a gua deixa a bacia hidrogrfica. O

padro de drenagem de uma bacia depende da estrutura geolgica do local, tipo de

solo, topografia e clima. Esse padro tambm influencia no comportamento hidrolgico

da bacia.

Dessa forma, o Engenheiro brasileiro Otto Pfafstetter, do extinto Departamento Nacional

de Obras de Saneamento (DNOS), desenvolveu um eficiente e engenhoso mtodo de

subdiviso e codificao de bacias hidrogrficas, utilizando dez algarismos, diretamente

relacionado com a rea de drenagem dos cursos dgua (PFAFSTETTER, 1989 apud

GALVO & MENESES, 2005).

De acordo com Galvo e Meneses (2005), esse mtodo considerado natural,

hierrquico, baseado na topografia da rea drenada e na topologia (conectividade e

15

direo) da rede de drenagem. Sua aplicabilidade em escala global, com o emprego de

poucos dgitos, alm da amarrao nos dgitos da relao topolgica entre as bacias

hidrogrficas, so as caractersticas marcantes do mtodo de Otto Pfafstetter.

A tcnica desenvolvida por Otto Pfafstetter, conhecida pelo nome de Ottobacias,

caracteriza-se por sua racionalidade. Utilizando pequena quantidade de dgitos em um

cdigo especfico para uma dada bacia, o mtodo permite inferir atravs desse cdigo

quais as bacias hidrogrficas que se localizam a montante e a jusante daquela em

estudo. Cada vez que for citada uma determinada numerao, sabe-se exatamente a

identificao da bacia hidrogrfica, seu rio principal e seu relacionamento com as

demais bacias da mesma regio hidrogrfica, at o nvel continental (SILVA, 1999 apud

GALVO & MENESES, 2005).

O primeiro princpio dessa forma de classificao que o rio principal de uma bacia

sempre o que tem a maior rea de contribuio a montante. Isto contraria, em muitos

casos, a atribuio de nomes feita tradicionalmente na bacia, mas um critrio que

certamente tem uma base hidrolgica mais slida. A partir da identificao do rio

principal, classificam-se suas bacias afluentes por rea de drenagem.

As quatro maiores recebem nmeros pares, sendo a mais a jusante a de nmero 2, a

logo mais a montante a 4, a outra a 6 e a mais a montante de todas a 8. As bacias

incrementais recebem nmeros mpares, sendo a da foz a nmero 1, a incremental

entre as bacias 2 e 4 a 3, e assim por diante at a bacia de montante, que recebe o

nmero 9. Desta forma est terminada uma fase da classificao.

Cada uma das bacias determinadas pode ser novamente classificada, sendo ento

atribudo um algarismo adicional. As bacias pares so classificadas como uma nova

bacia integral, sendo o rio principal o que na fase anterior foi um afluente. As bacias

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incrementais, mpares, so classificadas considerando-se o mesmo rio principal da fase

anterior, restrito ao trecho incremental considerado. O processo pode ser repetido

enquanto houver afluentes na rede hidrogrfica. A classificao de Pfafstetter tem como

objetivo as bacias, mas nada impede que seja adaptada, como foi feito, para a

classificao dos rios. Basta para isso que o rio receba o nmero da bacia principal ao

qual associado. Desta maneira os cdigos dos rios sempre tero sua terminao em

um algarismo par. (AGNCIA NACIONAL DE GUAS, 2002).

1.3.3 Tempo de concentrao

O tempo de concentrao aquele necessrio para que toda a gua precipitada na

bacia hidrogrfica passe a contribuir na seo considerada. Este tempo pode ser

calculado atravs de dois mtodos, apresentados a seguir.

Frmula de Kirpich

Equao Tempo de concentrao

t c=57( L2I eq )0,385

Onde:

Ieq = declividade equivalente em m/km

L = comprimento do curso dgua em km.

Frmula de Picking

Equao Tempo de concentrao

17

t c=5,3( L2I eq )13

Onde:

L = comprimento do talvegue em km;

Ieq = declividade equivalente em m/m.

1.4 Precipitao

O regime hidrolgico de uma regio determinado por suas caractersticas fsicas,

geolgicas e topogrficas, e por seu clima. Os fatores climticos mais importantes so a

precipitao, principal input do balano hidrolgico de uma regio, sua distribuio e

modos de ocorrncia, e a evaporao, responsvel direta pela reduo do escoamento

superficial.

A precipitao entendida em hidrologia como toda a gua proveniente do meio

atmosfrico que atinge a superfcie terrestre. Neblina, chuva, granizo, saraiva, orvalho,

geada e neve so formas diferentes de precipitaes. A diferena entre essas

precipitaes o estado em que a gua se encontra (BERTONI & TUCCI, 1993).

A disponibilidade de precipitao numa bacia durante o ano um fator determinante

para quantificar, entre outros, a necessidade de irrigao de culturas e o abastecimento

de gua domstico e industrial. A determinao da intensidade de precipitao

importante para o controle de inundao e da eroso do solo. Por sua capacidade para

produzir escoamento, a chuva o tipo de precipitao mais importante para a hidrologia

(BERTONI & TUCCI, 1993).

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Outros fatores climticos de suma importncia so a temperatura, a umidade e o vento,

principalmente pela influncia que exercem sobre a precipitao e a evaporao.

Os fenmenos atmosfricos de precipitao ocorrem quando existe uma condensao

de vapor d gua formando nuvens, os ventos movimentam as partculas d gua de

maneira a ocorrer aglutinao de gotculas, formando massas d gua suficientes para

serem precipitadas.

Os processos de crescimento das gotas mais importantes so os de coalescncia e de

difuso do vapor. O processo de coalescncia aquele no qual as pequenas gotas das

nuvens aumentam seu tamanho devido ao contato com outras gotas atravs da coliso,

provocada pelo deslocamento das gotas, devido a movimentos turbulentos do ar,

fora eltrica e ao movimento Browniano2.

A partir do momento em que as gotas d gua atingem tamanho suficiente para vencer

a resistncia do ar, elas se deslocam em direo ao solo. Nesse movimento de queda,

as gotas maiores caem com maior velocidade do que os menores, o que faz com que

as gotas menores sejam alcanadas e incorporadas s maiores aumentando, portanto,

seu tamanho.

O processo de difuso do vapor aquele no qual o ar, aps o nvel de condensao,

continua evoluindo, provocando difuso do vapor supersaturado e sua consequente

condensao em torno das partculas que aumenta de tamanho.

2 O movimento Browniano o movimento aleatrio de partculas macroscpicas num fluido como consequncia dos choques das molculas do fluido nas partculas.

19

1.4.1 Tipos de precipitao

O esfriamento dinmico ou adiabtico a principal causa da condensao e o

responsvel pela maioria das precipitaes.

O movimento vertical das massas de ar um requisito importante para a formao das

precipitaes, que podem ser classificadas de acordo com as condies que produzem

o movimento vertical do ar. Neste sentido, o rpido resfriamento de grandes massas de

ar pode ser produzido de forma ciclnica, orogrfica e convectiva. Normalmente quando

ocorre a precipitao, mais de um desses processos so ativados.

Precipitaes Frontais ou CiclnicasEsto associadas com o movimento de massas de ar de regies de alta presso para

regies de baixa presso. A diferena de presso normalmente causada por

aquecimento desigual da superfcie terrestre.

As precipitaes ciclnicas podem ser classificadas como frontal ou no frontal. A

frontal resulta da ascenso do ar quente sobre o ar frio na zona de contato entre duas

massas de ar de caractersticas diferentes. Se a massa de ar frio se move de tal forma

que substituda por uma massa de ar mais quente, a frente conhecida como frente

quente, e se o contrrio acontece, chamamos de frente fria. A ascenso frontal pode

ser vista na figura 5.

As precipitaes ciclnicasCostumam ser de longa durao, apresentando intensidade de baixa a moderada,

espalhando-se por grandes reas.

20

Figura 5 Precipitaes ciclnicas

Fonte: Villela & Mattos, 1975.

Precipitaes Orogrficas

Essa precipitao resultante de ascenso mecnica, acontece quando uma corrente

de ar mido horizontal forada a passar por uma barreira natural, tais como as

montanhas. As precipitaes da Serra do Mar so exemplos tpicos. A figura 6

demonstra como ocorre.

Figura 6 Precipitaes orogrficas

21

Fonte: Villela & Mattos, 1975.

Precipitaes Convectivas

As precipitaes convectivas so tpicas das regies tropicais. Quando ocorre um

aquecimento desigual da superfcie terrestre, acaba surgindo o aparecimento de

camadas de ar com densidades diferentes, o que gera uma estratificao trmica da

atmosfera em equilbrio estvel.

Caso esse equilbrio, por qualquer motivo (vento, superaquecimento) for quebrado,

provocar uma ascenso brusca e violenta do ar menos denso, que capaz de atingir

grandes altitudes. Essas precipitaes costumam ser de grande intensidade e curta

durao, concentradas em pequenas reas. A Figura 7 demonstra como esse

fenmeno acontece.

Figura 7 Precipitaes convectivas

22

Fonte: Villela & Mattos, 1975.

1.5 Interceptao

A interceptao a reteno de parte da precipitao acima da superfcie do solo (Blake,

1975), podendo ocorrer pela presena de vegetao ou outra forma de obstruo ao

escoamento. O volume retido perdido por evaporao, retornando atmosfera. Este

processo interfere no balano hdrico da bacia hidrogrfica, funcionando como um

reservatrio que armazena uma parcela da precipitao para consumo. A tendncia de

que a interceptao reduza a variao da vazo ao longo do ano, retarde e reduza o pico das

cheias (TUCCI, 1993).

Ainda de acordo com Tucci (1993), a reteno de parte do escoamento tambm pode

ocorrer por depresses do solo, mas no pode ser considerada uma interceptao

propriamente dita, j que parte do volume retido retorna ao fluxo da bacia atravs da

infiltrao. Essas depresses do solo ou a baixa capacidade de drenagem podem

provocar o armazenamento de grandes volumes de gua, reduzindo a vazo mdia da

bacia.

Como j mencionado, a interceptao pode ocorrer de duas formas: pela vegetao e

por depresses. As duas formas so explicadas a seguir.

Interceptao vegetalEsse tipo de interceptao pode depender de algumas variveis, dentre elas: caractersticas da

precipitao e condies climticas, tipo e densidade da vegetao e perodo do ano. As

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caractersticas principais da precipitao so a intensidade, o volume precipitado e a chuva

antecedente.

A intensidade do vento o fator climtico mais significativo na interceptao, aumentando a

mesma para uma cheia longa e diminuindo para cheias menores (WIGHAM, 1970 apud

TUCCI, 1993). O tipo de vegetao caracteriza a quantidade de gotas que cada folha

pode reter e a densidade da mesma indica o volume retido numa superfcie de bacia.

As folhas geralmente interceptam a maior parte da precipitao, mas a disposio dos troncos

contribui significativamente. Em regies em que ocorre uma maior variao climtica, ou seja, em

latitudes mais elevadas, a vegetao apresenta uma significativa variao da folhagem ao longo

do ano, que interfere diretamente com a interceptao. A poca do ano tambm pode

caracterizar alguns tipos de cultivos que apresentam as diferentes fases de crescimento e

colheita. A equao da continuidade do sistema de interceptao pode ser descrita por

Equao Precipitao Interceptada

S i =PTC

Onde:

Si = precipitao interceptada;

P = precipitao;

T = precipitao que atravessa a vegetao;

C = parcela que escoa pelo tronco das rvores.

De acordo com Tucci (1993), Horton (1919) foi um dos primeiros a descrever e

apresentar resultados e equaes para descrever o comportamento da interceptao

24

vegetal. O referido autor relacionou o volume interceptado durante uma enchente com a

capacidade de interceptao da vegetao e a taxa de evaporao.

Equao Interceptao vegetal

S i =S v+( AvA ) . E . tr

Onde:

Sv = capacidade de armazenamento da vegetao para a rea;

Av = rea de vegetao;

A = rea total;

E = evaporao da superfcie de evaporao;

tr = durao da precipitao.

Armazenamento nas depresses

Na bacia hidrogrfica existem obstrues naturais e artificiais ao escoamento,

acumulando parte do volume precipitado. Em reas rurais isso pode ser observado

aps uma enchente, quando reas sem drenagem formam pequenas lagoas. O volume de

gua retido nessas reas somente diminui por evaporao e por infiltrao. Como o

lenol fretico fica alto, logo aps a enchente, a sada de gua d-se principalmente pela

evaporao, reduzindo a vazo mdia da bacia. Isso mais grave em solos que se

impermeabilizam com a umidade, como o argiloso (TUCCI, 1993).

Em bacias urbanas, podem ser criadas artificialmente reas com reteno do

escoamento em funo de aterros, pontes e construes. O somatrio destas perdas se

reflete na reduo da vazo mdia e no abatimento dos picos de enchentes. Linsley et

25

al. (1949) utilizou a seguinte expresso emprica para retratar o volume retido pelas

depresses do solo aps o incio da precipitao (TUCCI, 1993).

Equao Frmula emprica de interceptao

1ekPeV d =Sd

Onde:

Vd = volume retido;

Sd = capacidade mxima;

Pe = precipitao efetiva;

K = coeficiente equivalente a 1/Sd

No uso desta equao, admite-se que no incio da precipitao as depresses esto

vazias e para gerar escoamento superficial necessrio que as depresses estejam

preenchidas. So aproximaes do comportamento real, j que o escoamento

superficial ocorre sem que as depresses sejam todas preenchidas, devido

variabilidade espacial da capacidade de reteno das mesmas.

1.6 Infiltrao

A infiltrao o fenmeno de penetrao da gua nas camadas do solo prximas

superfcie do terreno, movendo-se para baixo, atravs dos vazios, sob a ao da

gravidade, at atingir uma camada suporte, que a retm, formando ento a gua do

solo (MARTINS, 1976).

26

A gua de chuva precipitada sobre terreno permevel geralmente succionada

totalmente pelo solo at o instante em que se inicia a formao de um espelho dgua

na superfcie e, por conseguinte, a ocorrncia de deflvio superficial. Esse fato pode ser

observado por qualquer pessoa, porm regido por leis fsicas complexas, cuja

quantificao supostamente conseguida por meio de experimentos, leis empricas e

soluo de equaes diferenciais que governam o movimento da gua no solo

(RIGHETTO, 2008).

A infiltrao pode ser dividida em trs fases essenciais, sendo elas a fase de

intercmbio, de descida e de circulao. Na fase de intercmbio, a gua est prxima

superfcie do terreno, sujeita a retornar a atmosfera por uma aspirao capilar,

provocada pela ao da evaporao ou absorvida pelas razes das plantas e em

seguida transpirada pelo vegetal.

Quando o deslocamento vertical da gua ocasionado pela ao de seu prprio peso

supera a adeso e a capilaridade, chamamos de fase de descida. Esse movimento se

efetua at atingir uma camada-suporte de solo impermevel.

A fase de circulao ocorre quando h acumulo de gua, onde so constitudos os

lenis subterrneos, cujo movimento se deve tambm a ao da gravidade,

obedecendo s leis de escoamento subterrneo.

1.6.1 Grandezas caractersticas

As principais grandezas caractersticas so explicadas por Martins (1976), como

mostram os prximos itens.

Capacidade de infiltrao

27

a quantidade mxima de gua que um solo, sob uma dada condio, pode absorver

na unidade de tempo por unidade de rea horizontal. A penetrao da gua no solo, na

razo de sua capacidade de infiltrao, verifica-se somente quando a intensidade da

precipitao excede a capacidade do solo em absorver a gua, isto , quando a

precipitao excedente. A capacidade de infiltrao pode ser expressa por milmetros

por hora (mm/h), milmetros por dia (mm/dia), metros cbicos por metro quadrado

(m3/m2) ou metros cbicos por dia (m3/dia).

Distribuio granulomtrica a distribuio das partculas constituintes do solo em funo das suas dimenses.

Porosidade a relao entre o volume de vazios de um solo e o seu volume total, expressa

comumente em porcentagem (%).

Velocidade de infiltrao a velocidade mdia de escoamento da gua atravs de um solo saturado,

determinada pela relao entre a quantidade de gua que atravessa a unidade de rea

do material do solo e o tempo. Pode ser expressa por metros por segundo (m/s), metros

por dia (m/dia), metros cbicos por metro quadrado (m3/m2) ou metros cbicos por dia

(m3/dia).

1.6.2 Fatores intervenientes

Os principais fatores intervenientes tambm so explicados por Martins (1976),

apresentados nos itens a seguir.

Tipo de solo

28

A capacidade de infiltrao varia diretamente com a porosidade, o tamanho das

partculas do solo e o estado de fissurao das rochas. As caractersticas presentes em

pequena camada superficial, com espessura da ordem de 1 cm, tm grande influncia

sobre a capacidade de infiltrao.

Compactao devida ao homem e aos animais

Em locais onde h trfego constante de homem ou veculos ou em reas de utilizao

intensa por animais (pastagens), a superfcie submetida a uma compactao que a

torna relativamente impermevel.

Ao da precipitao sobre o solo

As guas das chuvas quando se chocam com o solo promovem a compactao da sua

superfcie, diminuindo a capacidade de infiltrao, transportam os materiais finos que,

pela sua sedimentao posterior, tendero a diminuir a porosidade da superfcie,

umedecem a superfcie do solo, saturando as camadas prximas, aumentando a

resistncia penetrao da gua; e atuam sobre as partculas de substancias coloidais

que, ao intumescerem, reduzem as dimenses dos espaos intergranulares.

1.6.3 Determinao da capacidade de infiltrao

Para a determinao da capacidade de infiltrao, podem ser utilizados equipamentos

chamados infiltrmetros, que so capazes de realizar uma medio direta. So tubos

cilndricos curtos de chapa metlica, com dimetros que variam entre 200 e 900 mm.

So cravados verticalmente no solo de modo a restar uma pequena altura livre sobre

este.

29

O mtodo de Horner e Lloyd tambm pode ser utilizado para conhecer a capacidade de

infiltrao do solo de uma dada rea, porm para pequenas bacias hidrogrficas. Ele

baseado na medida direta da precipitao e do escoamento superficial resultante, o que

possibilita a determinao da curva da capacidade de infiltrao em funo do tempo.

J em bacias muito grandes, a intensidade de precipitao no constante em toda a

rea e por isso, Horton props um mtodo de avaliao da capacidade mdia de

infiltrao. Este mtodo indica que a precipitao seja medida por diversos aparelhos

por toda a bacia, e um deles deve ser necessariamente um pluvigrafo.

1.7 Evaporao

Evaporao o conjunto dos fenmenos de natureza fsica que transformam a gua

lquida ou slida em vapor de gua da superfcie do solo e transferida, neste estado,

para a atmosfera. Esse processo somente poder ocorrer naturalmente se houver

ingresso de energia no sistema, proveniente do sol, da atmosfera ou de ambos e ser

controlado pela taxa de energia, na forma de vapor de gua que se propaga na

superfcie da Terra (TUCCI & BELTRAME, 1993). A evaporao pode ocorrer em

corpos dgua, lagos reservatrios de acumulao, guas retidas na camada superficial

do solo e mares e influenciada tambm pela temperatura e umidade relativa do ar,

vento e presso de vapor.

Os mtodos mais utilizados para determinar a evaporao so:

Evapormetros: instrumentos que possibilitam uma medida direta do poder

evaporativo da atmosfera, estando sujeitos aos efeitos de radiao, temperatura,

30

vento e umidade. Os mais conhecidos so os atmmetros e os tanques de

evaporao;

Transferncia de massa : baseado na primeira Lei de Dalton, que estabelece a

relao entre evaporao e presso de vapor, expressa da seguinte forma:

Equao Transferncia de massa

E=C . (e se )

Onde:

E = intensidade da evaporao;

C = coeficiente influenciado por fatores interferentes;

eS = presso de saturao do vapor de gua temperatura da gua;

e = presso do vapor dgua presente no ar atmosfrico.

O efeito do vento foi introduzido atravs da alterao do coeficiente emprico (C). A

expresso resultante funo da velocidade do vento, expressa por:

Equao Evaporao em funo do vento

se ae

Nf (w )E0=

Onde:

N = parmetro que considera dos efeitos da densidade do ar e da presso;

f(w) = funo da velocidade do vento;

31

f(r) = parmetro de rugosidade.

De acordo com Tucci e Beltrame (1993), as funes introduzidas, que retratam o efeito

do vento, so obtidas com bases nos conceitos de camada limite que ocorre na ao do

vento prximo da superfcie de interesse. Vrias expresses so utilizadas para a

estimativa da evaporao em intervalos de tempo superiores a um dia. Segue a

equao apresentada por Sverdrup (1946):

Equao Evaporao em intervalo de tempo superior a um dia

E0=0,63 K 2 w8 (e2e8 )

p[ ln(800r )]2

Onde: = massa especfica do ar;

K = 0,41 (constante de Von Karman);

w8 = as velocidades do vento a 8 metros acima da superfcie;

e2 e e8 = presso de vapor a 2 e 8 metros;

p = presso atmosfrica;

r = altura da rugosidade.

Equaes Empricas : foram estabelecidas com base no ajuste por regresso das

variveis envolvidas, para algumas regies e condies especficas. Por isso

devem ser utilizadas com cautela. So baseadas usualmente na equao

aerodinmica:

Equao

32

E0 =Kf (w ) [es (T s)ea ]

Onde:

K = constante;

f(w) = funo da velocidade do vento.

Tucci e Beltrame (1993) apresentaram um resumo das equaes desse tipo,

apresentadas na Tabela 1.

Tabela 1 - Equaes empricas baseadas na expresso aerodinmica

EquaoCondies de aplicao

Referncia

Eo (pol/ms) = 11(1+0,1w8)

(es-e8)Lagos rasos

Meyer

(1915)Eo (pol/dia) = 0,771(1,465-

0,0186p)(0,44+0,118w0)(es-ea)*Lagos rasos

Rohwer

(1931)Eo (pol/dia) = 0,35(1+0,24w2)

(es-ea)

Pequenos

tanques

Penman

(1948

Eo (pol/dia) = 0,057w8(es-e8) Lago Hefner

Marcian

o e Harbeck

(1952)

Eo (pol/dia) = 0,072w4(es-e2) Lago Hefner

Marcian

o e Harbeck

(1952)* presso baromtrica

Balano hdrico : possibilita a determinao da evaporao com base na equao

da continuidade do lago ou reservatrio. A referida equao pode ser escrita da

seguinte forma:

33

Equao Balano hdrico

dVdt

=IQE0 . A+P . A

Onde:

V = volume de gua contido no reservatrio (hm);

t = tempo (s);

I = vazo total de entrada no reservatrio (m3/s);

Q = vazo de sada do reservatrio (m3/s);

E0 = evaporao (mm/ms);

P = precipitao sobre o reservatrio (mm/ms);

A = rea do reservatrio (km2).

A evaporao obtida da equao 10 por:

Equao Evaporao

E0=IQ

A+P

dVdtA

Alm da equao de continuidade, o mtodo do balano hdrico tambm apresenta a

equao de Evaporao Real (ER):

Equao Evaporao Real

ER= [ EP+ ( IEP )AS ]

34

Onde:

EP = Evaporao Potencial

I = Infiltrao;

AS = variao do armazenamento de gua no solo.

A evapotranspirao representa a quantidade de gua que nas condies reais se

evapora do solo e transpira das plantas e de suma importncia para o balano hdrico

de uma bacia como um todo. Para estimar os valores dessa varivel, pode-se aplicar o

mtodo de Penman-Monteith, representado pela seguinte equao:

Equao Evapotranspirao

+. 900(T+ 273 )

. (esea )

+(RnG )1+

ET 0=

Onde:

ET0 = evapotranspirao diria de referncia (mm);

= calor latente de vaporizao (MJkg-1); = inclinao da curva da presso de vapor saturado versus temperatura (k

Pa K-1);

Rn = saldo de radiao (MJ m-2 dia-1);

G = fluxo de calor no solo (MJ m-2 dia-1);

es = presso de vapor saturado do ar (k Pa);

ea = presso de vapor do ar na altura z (k Pa);

T = temperatura do ar na altura z (C);

35

* = coeficiente psicromtrico modificado (k Pa K-1) = (1+ 0,33 U2); (U2 a

velocidade do vento medida a 2 metros de altura (m s-1);

900 = Constante (k J-1 kg K).

1.8 Escoamento superficial e regime dos cursos d'gua

1.8.1 Escoamento superficial

O escoamento superficial talvez seja a fase mais importante do ciclo hidrolgico e de

maior importncia para os engenheiros, pois a etapa que estuda o deslocamento das

guas na superfcie da Terra e est diretamente ligada ao aproveitamento da gua

superficial e proteo contra os efeitos causados pelo seu deslocamento (eroso do

solo, inundaes, etc.).

Esse tipo de escoamento presenciado fundamentalmente na ocorrncia de

precipitaes e considera desde o movimento da gua de uma pequena chuva que,

caindo sobre um solo saturado de umidade, escoa pela sua superfcie, formando as

enxurradas ou torrentes, crregos, ribeires, rios e lagos ou reservatrios de

acumulao.

De acordo com Martins (1976), parte da gua das chuvas absorvida pela vegetao e

outros obstculos, a qual evaporada posteriormente. Da quantidade de gua que

atinge o solo, parte retida em depresses do terreno e parte infiltrada. Aps o solo

alcanar sua capacidade de absorver a gua, ou seja, quando os espaos nas

superfcies retentoras tiverem sido preenchidos, ocorre o escoamento superficial da

gua restante.

36

No inicio do escoamento superficial formada uma pelcula laminar que aumenta de

espessura, medida que a precipitao prossegue, at atingir um estado de equilbrio.

Dentre os fatores que influenciam o escoamento superficial esto os seguintes:

Fatores climticos : ligados intensidade da chuva, durao da chuva e a chuva

antecedente;

Fatores fisiogrficos : ligados rea e forma da bacia, permeabilidade e

capacidade de infiltrao e topografia da bacia;

Obras hidrulicas : ligadas construo de barragens, canalizao ou retificao

e derivao ou transposio.

Coeficiente de escoamento superficial (run off)O coeficiente de escoamento superficial ou coeficiente de run off, definido como a

razo entre o volume de gua escoado superficialmente e o volume de gua

precipitado. Este coeficiente pode ser relativo a uma chuva isolada ou relativo a um

intervalo de tempo onde vrias chuvas ocorreram (VILLELA E MATTOS, 1975). A

equao a seguir demonstra o coeficiente de run off.

Equao Coeficiente de run off

C= VolumetotalescoadoVolumetotalprecipitado

Sabe-se que conhecendo o coeficiente de run off para uma determinada

chuva intensa de uma certa durao, pode-se determinar o escoamento superficial de

outras precipitaes de intensidades diferentes, desde que a durao seja a mesma.

Esse coeficiente muito utilizado para se prever a vazo de uma enchente provocada

por uma chuva intensa.

37

Mtodos de Estimativa do Escoamento Superficial

De acordo com Carvalho e Silva (2006), os mtodos de estimativa do escoamento

superficial podem ser divididos em quatro grupos conforme :

a) Medio do Nvel de gua

A estimativa do escoamento superficial por meio de medio do nvel de gua

realizada em postos fluviomtricos, onde a altura do nvel de gua obtida com auxlio

das rguas linimtricas ou por meio dos lingrafos. De posse das alturas pode-se

estimar a vazo em uma determinada seo do curso dgua por meio de uma curva-

chave. Esta curva relaciona uma altura do nvel do curso dgua a uma vazo. o

mtodo mais preciso e requer vrios postos fluviomtricos.

b) Modelo Chuva-Vazo Calibrados - Mtodo do hidrograma

A rea de drenagem, grau de permeabilidade, profundidade do lenol fretico,

porosidade do solo e tambm o tipo de precipitao que ocorreu sobre a bacia, so

aspectos da bacia que podem refletir em um hidrograma. O hidrograma, hidrgrafa ou

fluviograma a representao grfica da distribuio da vazo em funo do tempo

numa dada seo de um curso dgua. Essa distribuio interpretada como sendo a

resposta da bacia hidrogrfica ou rea de drenagem quando estimulada pelas chuvas

que caem sobre essa rea (Righetto, 1998).

38

A figura 8 mostra uma hidrgrafa de uma chuva isolada (ietograma) de uma

precipitao que ocorreu em uma bacia, assim como a curva de vazo correspondente

registrada em uma seo de um curso dgua.

Figura 8 - Ietograma e hidrgrada de uma chuva isolada

Fonte: CARVALHO e SILVA, 2006

Alguns fatores contriburam para o escoamento na seo considerada, sendo eles:

1) Precipitao recolhida diretamente pela superfcie livre das guas;

2) Escoamento superficial direto (incluindo o escoamento subperficial);

3) Escoamento bsico (contribuio do lenol de gua subterrnea).

39

possvel observar quatro trechos diferentes na Figura xx, aonde o primeiro vai at o

ponto A. Neste primeiro trecho o escoamento ocorre devido exclusivamente

contribuio do lenol fretico, fazendo com que a vazo decresa. Entre os pontos A e

B acontece a contribuio simultnea dos escoamentos superficial e da base, formando

escoamento superficial direto, o qual promove aumento da vazo medida que

aumenta a rea de contribuio para o escoamento.

Quando a chuva durar tempo suficiente para que toda a rea da bacia hidrogrfica

contribua para a vazo na seo de controle, atinge-se o ponto B, onde ocorre a vazo

de pico, ou seja, o valor mximo para a vazo resultante da precipitao sob anlise.

De qualquer forma o ponto B um mximo da hidrgrafa, mesmo que toda a rea da

bacia no contribua para a vazo, porm no representando a condio crtica. Caso a

chuva tenha durao superior ao tempo de concentrao da bacia, a hidrgrafa tender

a um patamar com flutuaes da intensidade de precipitao.

As contribuies dos escoamentos superficiais e de base acontecem no trecho entre os

pontos A e B, chamado tambm de trecho de ascenso do escoamento superficial

direto.

Quando a chuva houver terminado, a rea de contribuio do escoamento superficial

reduzida gradualmente, como mostra o trecho BC. Este trecho denominado trecho de

depleo do escoamento superficial direto, o qual se encerra no ponto C. Quando

observada apenas a contribuio do escoamento bsico, chamamos de curva de

depleo de escoamento de base, fase apresentada aps o trmino do trecho C.

O volume escoado superficialmente (VESD) corresponde rea compreendida entre o

trecho de reta AC e a hidrgrafa. Para avali-la deve-se utilizar qualquer processo de

40

aproximao como o a integrao numrica, com base, por exemplo, na regra dos

trapzios, cuja aplicao resulta:

Equao Volume escoado superficialmente

Q iQ 1+Qn

2+

1=2

n1

;

VESD=T

Desde que t seja constante. Deve-se utilizar para t a mesma unidade de tempo da

vazo.

O valor encontrado para VESD pode ser transformado em lmina escoada ou

precipitao efetiva (Pe) por meio de:

Equao Precipitao efetiva

Pe= VESDABH

Onde:

Pe = precipitao efetiva;

VESD = volume escoado superficialmente direto;

ABH = rea da bacia hidrogrfica.

A separao do hidrograma em escoamento superficial direto e escoamento bsico

muito importante para o estudo das caractersticas hidrolgicas da bacia e para alguns

mtodos de previso de enchentes.

41

A determinao do hidrograma de projeto de uma bacia hidrogrfica depende de dois

componentes principais, a separao do volume de escoamento superficial e a

propagao deste volume para jusante. Este ltimo componente dos modelos

hidrolgicos geralmente utiliza da teoria de sistemas lineares, ou seja, o hidrograma

unitrio (HU) (Tucci, 1993).

O mtodo de HU, apresentado por Le Roy K. Sherman em 1932 e aperfeioado mais

tarde por Bernard e outros, baseia-se primariamente em determinadas propriedades do

hidrograma de escoamento superficial (Pinto, 1976).

O HU o hidrograma resultante de um escoamento superficial unitrio (1 mm, 1cm, 1

polegada) gerado por uma chuva uniforme distribuda sobre a bacia hidrogrfica, com

intensidade constante de certa durao, constituindo uma caracterstica prpria da

bacia, refletindo as condies de deflvio para o desenvolvimento da onda de cheia

(Carvalho e Silva, 2006).

c) Modelo Chuva-Vazo No Calibrado

Mtodo Racional

O mtodo Racional utilizado para o dimensionamento das redes de drenagem urbana

dada sua simplicidade, uma vez que engloba todos os processos em apenas um

coeficiente Coeficiente de Escoamento (C). No entanto, no devem ser aplicados em

bacias com rea superior a 2 km.

Os princpios dessa metodologia so:

1) Deve-se considerar a durao da precipitao intensa de projeto igual ao tempo

de concentrao da bacia. Ao considerar esta igualdade admite-se que a bacia

suficientemente pequena para que esta situao ocorra, pois a durao

42

inversamente proporcional intensidade. Em bacias pequenas, as condies

mais crticas ocorrem devido s precipitaes convectivas que possuem

pequena durao e grande intensidade.

2) Adotar um coeficiente nico de perdas (coeficiente de escoamento), estimado

com base nas caractersticas da bacia.

3) No avalia o volume de cheia e a distribuio temporal das vazes.

A equao do mtodo racional a seguinte:

Equao Mtodo Racional

Q=0,27 .C . i . A

Onde:

Q = vazo mxima (m/s);

0,027 = correo quando usando a rea da bacia em km;

C: coeficiente de escoamento, tambm conhecido como run-off ou deflvio;

i: intensidade da precipitao (mm/h);

A: rea da bacia (km).

A tabela abaixo apresenta alguns valores de C relativo a tipos de ocupao de solo.

Tabela 2 - Valores do coeficiente de deflvio, C.

Tipo de Ocupao Coeficiente Creas com edificao; grau de

adensamento-

Muito grande 0,70 a 0,95 Grande 0,60 a 0,70 Mdio 0,40 a 0,60 Pequeno 0,20 a 0,40

43

reas livres: matas, parques, campos 0,05 a 0,20Pavimentos 0,70 a 0,95Solos com vegetao -

Arenoso 0,05 a 0,15 Argiloso 0,15 a 0,35

Fonte: RIGHETTO, 1998

O coeficiente de escoamento utilizado no mtodo racional depende das seguintes

caractersticas:

Solo;

Cobertura;

Tipo de ocupao;

Tempo de retorno;

Intensidade da precipitao.

Mtodo Racional Modificado

Este mtodo deve ser utilizado para reas maiores que 80 ha at 200 ha. A equao

seguinte representa o mtodo.

Equao - Mtodo Racional Modificado

Q= C . i . A360

.D

Onde:

D = 1 0,009.L/2 (L = comprimento axial da bacia, km).

Mtodo de I Pai Wu

Mtodo desenvolvido em 1963 sendo aplicado a reas maiores que 200 ha at 20.000

ha.

44

Equao Mtodo de I Pai Wu

Q= C. i . A0,90

360. K

Sendo que:

C( 21+F ). C( 42 +F )F= L

AOnde:

F = fator de ajuste relacionado com a forma da bacia;

L = comprimento axial da bacia;

A = rea da bacia;

K = coeficiente de distribuio espacial da chuva.

d) Frmulas Empricas

A estimativa por meio de frmulas empricas deve ser utilizada somente na

impossibilidade do emprego de outra metodologia. A utilizao das frmulas empricas

principalmente alvo de estudos de previso de enchentes.

1.8.2 Regime dos cursos dgua

45

De grande importncia no estudo das bacias hidrogrficas o conhecimento do sistema

de drenagem, ou seja, que tipo de curso dgua est drenando a regio de acordo com

seu regime. Segundo Carvalho e Silva (2006), uma maneira utilizada para classificar os

cursos dgua a de tomar como base a constncia do escoamento com o que se

determinam trs tipos:

a) Perenes: contm gua durante todo o tempo. O lenol fretico mantm uma

alimentao contnua e no desce nunca abaixo do leito do curso dgua, mesmo

durante as secas mais severas.

b) Intermitentes: em geral, escoam durante as estaes de chuvas e secam nas

de estiagem. Durante as estaes chuvosas, transportam todos os tipos de deflvio,

pois o lenol dgua subterrneo conserva-se acima do leito fluvial e alimentando o

curso dgua, o que no ocorre na poca de estiagem, quando o lenol fretico se

encontra em um nvel inferior ao do leito.

c) Efmeros: existem apenas durante ou imediatamente aps os perodos de

precipitao e s transportam escoamento superficial. A superfcie fretica se encontra

sempre a um nvel inferior ao do leito fluvial, no havendo a possibilidade de

escoamento de deflvio subterrneo.

Os rios proporcionam a forma mais visvel de escoamento da gua fazendo parte

integrante do ciclo hidrolgico e alimentado a partir das guas superficiais e

subterrneas (CHRISTOFOLETTI, 19813 apud DESTEFANI, 2005). A vazo uma das

principais variveis que caracteriza um rio, constituindo-se da quantidade de gua que

passa por uma sesso num determinado perodo de tempo.

As vazes que escoam em um curso dgua so consideradas estocsticas (TUCCI,

2002) sendo variveis no tempo e no espao. Essa variabilidade representada pela

3 CHRISTOFOLETTI, A. Geomorfologia fluvial. So Paulo: Edgard Blucher, 1981.

46

subida e descida das guas consideradas no decorrer de um ano civil (janeiro a

dezembro) ou um ano hidrolgico (ciclo de vazante-cheia-vazante) corresponde ao

regime fluvial ou regime de cursos dgua ou hidrolgico (DESTEFANI, 2005).

Tucci (1993) cita que a variabilidade do regime hidrolgico controlada por alguns

elementos que formam a bacia hidrogrfica ou fatores que nela ocorrem. Dentre eles

esto: as condies climticas, como a precipitao, evapotranspirao e a radiao

solar; a geologia; a geomorfologia; os tipos e uso dos solos; a cobertura vegetal e as

aes antrpicas.

O regime de um curso dgua se constitui na forma em que alimentado, ou seja, de

acordo com a origem da gua que o abastece. Pode ser classificado em pluvial, nival

ou misto. O regime pluvial caracterizado pelos rios que recebem gua da chuva, j no

regime nival o rio abastecido pelo derretimento de geleiras. Um exemplo de rio que

apresenta regime misto o rio Amazonas, que suas guas so oriundas de

derretimento e de altos nveis pluviomtricos.

1.9 Transporte de sedimentos

Quando a gua est se movimentando rumo sada de uma bacia hidrogrfica, passa

sobre as rochas e os solos que formam ou revestem as vertentes e as calhas da rede

de drenagem. Os obstculos que a gua encontra determinam os caminhos que ela vai

seguir e a velocidade que se deslocar, propiciando que partculas sejam removidas e

transportadas vertente ou rio abaixo, pelo fluxo lquido. Embora eventuais, o

deslocamento dos sedimentos carregados pela gua podem ocasionar a alterao do

ciclo hidrolgico, e certamente afetar o uso, a conservao e a gesto dos recursos

hdricos (BORDAS & SEMMELMANN, 1993).

47

A composio do material do leito e as caractersticas geomtricas e hidrulicas da

seo e do trecho do rio so fatores importantes que influenciam na quantidade de

sedimentos transportada. Por essa razo qualquer interveno que altere o equilbrio

natural do rio pode trazer srias consequncias em termos de eroso e deposio de

sedimentos.

Transporte e deposio de sedimentos em leitos de cursos dgua so aes naturais

que ocorrem de forma lenta e contnua. Porm, esse processo est sendo acelerado

pelo homem quando ocupa de forma desordenada e irresponsvel as reas prximas

aos rios. A falta de cuidados, como o corte da vegetao, o manejo inadequado do solo

e a urbanizao acelerada prxima aos rios, so alguns dos fatores que trazem srias

consequncias ao meio ambiente e ao homem.

Dentre outras decorrncias, podemos citar o assoreamento de reservatrios e rios e,

por conseguinte, os alagamentos, reduo da qualidade da gua para consumo e

irrigao, mortandade de espcies aquticas e impossibilidade de navegao devido

diminuio da lmina dgua. Os custos para a recuperao de um rio ou reservatrio

assoreado so extremamente altos, por isso medidas preventivas acompanhadas de

um monitoramento sedimentomtrico so recomendadas (SCAPIN, 2005).

Righetto (1998) afirma que grande parte do sedimento transportado por um rio, por

exemplo, proveniente da eroso do solo da bacia hidrogrfica, retirando significativa

quantidade de nutrientes de terras frteis para agricultura. Esse fato pode acontecer por

decorrncia de chuva em solos desprotegidos, provocando a eroso por um processo

fsico complexo de desprendimento e transporte de partculas de solo pela ao do

impacto das gotas da chuva e pelo arraste do escoamento superficial.

1.9.1 Ciclo hidrossedimentolgico

48

Esse ciclo paralelo, vinculado fortemente e dependente do ciclo hidrolgico. um

ciclo aberto que envolve o deslocamento, o transporte e o depsito de partculas slidas

presentes na superfcie da bacia. No entanto, ao contrrio das molculas da gua, os

sedimentos no tero como voltar ao meio de onde vieram.

A gesto integrada dos recursos hdricos, os riscos de degradao dos solos, dos leitos

dos rios e dos ecossistemas fluviais e estaurinos, ou de contaminao de sedimentos

por produtos qumicos, fizeram com que se fosse dada mais ateno ao ciclo

hidrossedimentolgico, pois o custo dos impactos decorrentes da remoo no

controlada de sedimentos nas bacias hidrogrficas bastante elevado (BORDAS &

SEMMELMANN, 1993).

Os principais fenmenos que compem o ciclo hidrossedimentolgico e que regem o

deslocamento de partculas slidas so a desagregao, separao ou eroso,

transporte, decantao ou sedimentao, depsito e consolidao. Esses processos

so explicados por Bordas e Semmelmann (1993), como apresentado a seguir:

Desagregao

o desprendimento de partculas slidas do meio do qual fazem parte, podendo

acontecer por reaes qumicas, flutuaes de temperatura, aes mecnicas ou outros

fatores naturais. Esses processos deixam uma massa de partculas slidas exposta

ao do escoamento superficial, que remanejada pelo movimento das guas. Esse

estoque de material slido composto por elementos de vrios tamanhos e feies,

distinguidos como: argila, silte, areia, cascalho, seixo e pedras, pedregulhos ou

mataco.

Eroso

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Eroso o processo de deslocamento das partculas slidas de seu local de origem.

Esse deslocamento ocorre quando as foras hidrodinmicas exercidas pelo

escoamento sobre uma partcula ultrapassam a resistncia por ela oferecida. A

resistncia tem sua origem, principalmente, no peso das partculas e nas focas de

coeso. A coeso constitui a fora de resistncia por excelncia das partculas mais

finas, enquanto o peso da partcula a principal fora resistente para as areias e o

material mais grado. No primeiro caso, os sedimentos so qualificados de coesivos, no

segundo de no coesivos ou granulares.

TransporteO processo de transporte de material erodido pela gua pode ocorrer de diversas

formas. As partculas mais pesadas deslocam-se sobre o fundo por rolamento,

deslizamento ou, em alguns casos, por saltos curtos, e constituem a chamada descarga

slida de fundo ou arraste. As mais leves deslocam-se no seio do escoamento e

constituem a descarga slida em suspenso. Estas podem ser provenientes da bacia

vertente, ou do fundo e paredes da calha, enquanto o arraste exclusivamente

constitudo de material encontrado no fundo.

Sedimentao ou Decantao

Neste processo as partculas mais finas transportadas em suspenso, tendem a chegar

ao fundo do leito sob ao da gravidade. Pode ainda ocorrer a resistncia do meio

fluido, impedindo ou reduzindo a queda das partculas para o fundo, principalmente por

efeito da turbulncia.

Depsito

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Entende-se por depsito a parada total da partcula em suspenso recm-decantada

sobre o fundo, ou daquela transportada por arraste. Esse processo, por algumas vezes,

confundido com a decantao. No entanto ele se difere, pois uma partcula recm-

decantada pode continuar movimentando-se aps entrar em contato com o fundo, de

acordo com as foras hidrodinmicas existentes rentes ao fundo.

Consolidao

A consolidao ocorre aps o depsito das partculas e corresponde ao acmulo de

partculas sobre o fundo e a compactao do depsito resultante sob efeito do prprio

peso dos sedimentos, da presso hidrosttica ou qualquer outro fenmeno que venha a

aumentar a densidade dos depsitos (efeito do esvaziamento de uma represa, por

exemplo).

Algumas aes de controle podem ser consideradas para evitar as consequncias da

eroso e o consequente transporte de sedimentos. Em pequenas bacias hidrogrficas,

por exemplo, deve haver o correto manejo do solo na agricultura, considerando o tipo

de plantao e respeitando as curvas de nvel do terreno. J nas reas urbanas, uma

das aes a implantao de um sistema de drenagem eficiente e sua manuteno

adequada.

1.10 Balano hdrico

O balano hdrico pode ser entendido como o resultado da quantidade de gua que

entra e sai de um sistema em um determinado intervalo de tempo. Diversas escalas

espaciais podem ser analisadas para se contabilizar o balano hdrico. Em escala

global, o balano hdrico o prprio ciclo hidrolgico, cujo resultado nos mostrar a

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quantidade de gua disponvel no sistema (no solo, rios, lagos, vegetao mida e

oceanos), ou seja, na biosfera, apresentando um ciclo fechado.

A bacia hidrogrfica o melhor espao de avaliao do comportamento hdrico, pois

tem definido o espao de entrada, a bacia, o local de sada e a seo de rio que define

a bacia hidrogrfica (TUCCI, 1993).

Dessa forma, em uma escala intermediria, que pode ser representada por uma

microbacia hidrogrfica, o balano hdrico resulta na vazo de gua desse sistema.

Para perodos em que a chuva menor do que a demanda atmosfrica por vapor d

gua, a vazo diminui, ao passo em que nos perodos em que a chuva supera a

demanda, a vazo aumenta.

Na escala local, no caso de uma cultura, o balano hdrico tem por objetivo estabelecer

a variao de armazenamento e, consequentemente, a disponibilidade de gua no solo.

Conhecendo-se qual a umidade do solo ou quanto de gua este armazena possvel

se determinar se a cultura est sofrendo deficincia hdrica, a qual est intimamente

ligada aos nveis de rendimento dessa lavoura.

Conhecendo essas caractersticas, podemos aplicar a equao da continuidade da massa, que afirma que o volume de gua de entrada menos o volume de gua de sada, deve igualar a variao dos estoques de gua na rea em um determinado

perodo de tempo. Essa lei representada pela Equao 20.

Equao Continuidade da massa

V=IO

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Sendo:

V = variao de volume no tempo, que consideraremos de um ms (m3);

I = somatrio dos volumes de gua que entram no sistema isolado (m3);

O = somatria dos volumes de gua que saem do sistema isolado (m3).

Dessa forma, as entradas e sadas podem ser determinadas como apresentadas na

Tabela 3.

Tabela 3 Variveis de entrada e sada de gua do Balano Hdrico

Entrada de gua Sada de guaChuva EvapotranspiraoOrvalho Escoamento SuperficialEscoamento Superficial Escoamento SubsuperficialEscoamento Subsuperficial Drenagem ProfundaAscenso capilar

Fonte: Tomaz, 2006.

De acordo com Tucci (2009), o entendimento do balano hdrico um dos fundamentos

mais importantes para conhecer os efeitos causados pelo homem sobre o meio natural,

disponibilidade hdrica e sustentabilidade ambiental. A determinao do balano hdrico

pode ser realizada para uma camada de solo, para um trecho de rio ou por uma bacia

hidrogrfica.

O conhecimento desses componentes depende de vrios fatores como: precipitao,

evapotranspirao potencial (aqui embutidas outras variveis climticas), condies do

solo e uso do solo, geologia subterrnea.

Os principais objetivos de se estudar o balano hdrico, so: conhecer o regime hdrico;

conhecer as disponibilidades hdricas; conhecer as demandas de uso da gua e prestar

informaes para elaborao de projetos, estudos e gerenciamentos. de suma

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importncia para o planejamento agropecurio, principalmente para saber quais so as

pocas propcias para plantio e o controle de pragas, para o planejamento de obras de

engenharia, previso e acompanhamento de enchentes, zoneamento de reas

inundveis, entre outros.

Numa bacia o balano hdrico determinado por (TUCCI, 1993):

Equao Balano hdrico

S (t+1 )=S ( t )+ ( PEQ ) . Dt

Onde:

S (t+1) e S(t) = quantidade de gua no tempo t+1 e t;

P = precipitao na rea da bacia no intervalo;

E = evapotranspirao real no intervalo de tempo na bacia;

Q =vazo de sada no intervalo de tempo Dt.

Quando o perodo de avaliao (Dt) muito longo a diferena de armazenamento (S)

pode ser considerada desprezvel e, dessa forma temos:

Equao

PE=Q

A vazo Q no tempo o hidrograma de sada da bacia e representa o escoamento

superficial (superfcie das bacias) e subterrneo (gerado pelos aquferos) (Figura 9).

Figura 9 Hidrograma de sada

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Fonte: Tucci, 2009. Disponvel em: Blog do Tucci

(http://rhama.net/wordpress/?p=116

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