pg 356 a 389 - Balanço Hidrico

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CAPITULO XIII
BALANÇO HIDRICO
Introdução
Equações do balanço hídrico
Balanço hídrico de bacia hidrográfica
Método de cálculo do balanço hídrico
Exemplificação de cálculo de balanço hídrico
Equação do Balanço Hídrico
Classificação climática
Provas de cálculo do Balanço Hídrico
Gráficos dos Balanços Hídricos calculados
Classificação climática de Köppen
Classificação climática de Thornthwaite
Classificação de Köppen e Geiger
Artigos técnicos ilustrativos do capítulo
Balanço Hídrico da Bacia do Rio Barigui
Balanço hídrico de pequena bacia hidrográfica em floresta amazônica de terra firme
Efeitos do corte raso de plantação de Eucalyptus sobre o balanço hídrico
Impacto do desflorestamento sobre o regime hídrico de uma bacia hidrográfica
Balanço hídrico e classificação climática de Thornthwaite de Seridó
Corte raso de uma plantação de eucalyptus saligna de 50 anos
Bibliografia
Introdução.
Entre os recursos naturais indispensáveis no desenvolvimento humano, a água ocupa uma posição de destaque, por
sua importância no equilíbrio de vida no planeta. O crescimento demográfico, urbanização e expansão industrial tem originada
significativas demandas de recursos hídricos disponíveis, muitas vezes acima da disponibilidade dos respectivos cursos de
água. O resultado desse impacto é o comprometimento da qualidade e quantidade dos recursos hídricos disponíveis (Vital,
1999).
Assim, para uma correta avaliação da disponibilidade dos recursos hídricos de uma região e a sua variabilidade
espacial e temporal, os balanços hídricos da bacia como nível regional constituem-se em valiosos instrumentos tanto do ponto
de vista teórico como prático. Neste contexto, o balanço hídrico de uma bacia permite avaliar a variação no tempo da
quantidade de água armazenada (superficial e subterrânea) e dos respectivos fluxos (precipitação, escoamento e
evapotranspiração), o que permite tirar conclusões importantes sobre o regime hidrológico e das possibilidades de utilização
dos recursos hídricos. Também, com a consolidação do balanço hídrico, se consolida a possibilidade da modelagem dos vários
processos hidrológicos presentes na transformação chuva-vazão (VITAL, A. R. T.1999).
Em vários países, os estudos em microbacias hidrográficas experimentais vêm sendo conduzidos desde o início deste
século. Tais estudos proporcionaram um embasamento sobre o ciclo hidrológico, no que diz respeito aos efeitos do uso da
terra sobre a quantidade e qualidade de água que são produzidos nas microbacias. Manejo de bacias hidrográficas, neste
sentido, significa o processo de orientação e organização do uso da terra e dos recursos naturais, para a produção de bens e
serviços, sem afetar adversamente o solo e os recursos hídricos (FILL, H. D. 2005).
Os primeiros estudos em microbacias experimentais objetivaram, principalmente, relacionar o efeito da cobertura
florestal, do reflorestamento e da substituição da vegetação sobre a produção de água, sobre a qualidade da água e sobre a
ciclagem de nutrientes mas, por outro lado, mostraram a adequação da microbacia para a quantificação do chamado balanço
geoquímico de nutrientes, obtido pela comparação entre a entrada de nutrientes pela precipitação e saída via deflúvio, após a
interação destes elementos com o solo.
A principal utilização do cálculo do balanço hídrico é identificar locais para que uma determinada cultura possa ser
explorada com maior eficácia. Os balanços hídricos têm sido utilizados para estimar parâmetros climáticos e, a partir deles,
estabelecer comparações entre as condições predominantes em locais diferentes.
Existem diversos métodos para o cálculo do balanço hídrico, sendo que cada um tem uma finalidade diferente. Um
dos modelos mais conhecidos foi proposto por Charles Warren Thornthwaite (1948) e posteriormente modificado por John
Russ Mather, (1955) que ficou conhecido como Balanço Hídrico de Thornthwaite-Mather e o método preconizado por Wilhelm
Penman, modificado por Monteith (1956).
O cálculo do balanço hídrico é um indicativo da quantidade de água que permanece no perfil de solo, ou seja, a real
umidade do solo. O balanço hídrico é calculado a partir das soluções da equação de evapotranspiração acumulada no período,
ou seja, considerando as soluções da evapotranspiração para o armazenamento maior que a fração do Conteúdo de Água
Disponível (CAD). É importante ressaltar que, o perfil de solo para fins do balanço hídrico deve coincidir com a profundidade do
sistema radicular, pois o que interessa é a quantidade de água disponível para a vegetação natural e/ou as culturas agrícolas.
Köeppen ao estabelecer sua classificação climática fez com a identificação de regiões climáticas através do estudo da
vegetação, associando depois valores numéricos de temperatura e pressão a estas regiões. Thornthwaite introduziu além da
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precipitação e temperatura, a evapotranspiração potencial como elemento de classificação climática. Assim, para ele, não seria
possível dizer se um clima é seco ou húmido, atentando somente para a precipitação, mas sim, relacionando-a com as
necessidades hídricas do local. Portanto, as necessidades hídricas seriam representadas pela evapotranspiração potencial
(OMETTO, J. C. 1981).
Atualmente, com a inserção do conceito de sustentabilidade da produção florestal, não há mais espaço para
atividades que comprometam a disponibilidade dos recursos hídricos, tanto no aspecto quantitativo como qualitativo. Desta
forma, deve-se atentar para a disponibilidade de água para produção, sem que haja comprometimento de outras atividades
dela dependentes, bem como para a forma de manejo adotada, buscando reduzir tanto quanto possível os impactos desta
atividade sobre a qualidade da água (CÂMARA, C. D. et. al. 2009).
O balanço hídrico é o somatório da quantidade de água que entram e sai de uma porção do solo em um determinado
intervalo de tempo. O resultado é a quantidade líquida de água que nele permanece disponível às plantas. Portanto, o conceito
de ciclo hidrológico quantitativamente sob a forma de uma relação matemática é denominada de equação hidrológica.
A equação hidrológica representa a quantificação da água presente nas fases do ciclo, para um intervalo de tempo
escolhido, denominado balanço hídrico. Para a elaboração do balanço hídrico é necessário que se defina o espaço físico onde
se realiza este balanço, normalmente a bacia hidrográfica.
A figura 1 esquematiza o balanço hídrico de uma bacia hidrográfica, com os seguintes processos:
Pp = Precipitação ou chuva incidente
Es = Evaporação da superfície do solo
Eg = Evaporação abaixo do solo (a partir do interior do perfil do solo)
Ts = Transpiração da superfície do solo (vegetação)
Tg = Transpiração abaixo do solo (a partir do solo)
I = Infiltração (na superfície do solo)
PP = Percolação profunda para os aquíferos (ou Drenagem Profunda).
ΔS = Armazenamento de água (superficial, refluxo) e no interior do solo
Q = Es = Qd = Escoamento superficial ou Vazão direta do hidrograma (Es = Qd)
Q = Ess = Qb = Escoamento sub-superficial ou Vazão de base do hidrograma (Es = Qb)
Figura 1. Processos de Balanço Hídrico de uma bacia hidrográfica (VILLELA, S. M. et. al. 1975).
Os vários componentes de entrada do balanço hídrico de uma zona radicular hipotética podem ser representados
através de um diagrama esquemático. Nesta representação considera-se somente o movimento vertical de água dentro do
volume de solo analisado. O que entra neste sistema é apenas a água da precipitação. O que sai é resultado da
evapotranspiração real e da água que percola abaixo do alcance do sistema radicular das plantas que ali se encontram.
A principal utilização do cálculo do balanço hídrico é identificar locais para que uma determinada cultura possa ser
explorada com maior eficácia. Os balanços hídricos têm sido utilizados para estimar parâmetros climáticos e, a partir deles,
estabelecer comparações entre as condições predominantes em locais diferentes.
O método proposto por de Thornthwaith (1948) tem sido amplamente utilizadopor possibilitar a previsão da variação
temporal do armazenamento de água no solo. O critério utilizado por Thorntwaite para estimar a evapotranspiração potencial
(ETP) baseia-se em índices de calor e com isso utiliza-se somente da temperatura média do ar. É um critério mais afeito a
definir as características climáticas do local e encontra-se mais próximo aos valores médios mensais.
O critério preconizado por Penman/Monteith (1956) para estimativa da evapotranspiração potencial (ETP) baseia-se
no valor da energia líquida disponível no local, a qual se denomina “termo energético” e ao valor da velocidade do vento e
déficit de saturação do vapor de água, o qual se denomina de “termo aerodinâmico”. A equação de Penman/Monteith é do tipo
combinado e é reconhecida por muitos estudiosos como padrão para estimativa da ETP. Mas este método traz limitações, visto
que são poucas as estações meteorológicas que fornecem todos os parâmetros necessários para o cálculo da ETP.
A principal função deste balanço é servir como base para uma classificação climática. O método proposto por
Thornthwaite/Mather tem sido amplamente utilizado por possibilitar a previsão da variação temporal do armazenamento de
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água no solo. Ele inclui estimativas da evapotranspiração real, déficit hídrico e excedente hídrico. Esse método considera que a
taxa de perda de água por evapotranspiração varia linearmente com o armazenamento de água no solo.
A água que precipita nas bacias hidrográficas pode tomar vários destinos. Um deles é o escoamento superficial que
ocorre sobre a superfície do terreno. Uma parte restante penetra no interior do solo e se acumula na sua parte superior e pode
voltar à atmosfera por evapotranspiração. Outra parte restante penetra na profundidade do solo até atingir os lençóis freáticos,
constituindo assim, o escoamento subterrâneo.
O escoamento superficial e o escoamento subterrâneo alimentam direta ou indiretamente os lagos e oceanos através
do desaguamento ou dos cursos de água que para lá escorrerão. O escoamento superficial constitui uma resposta rápida à
precipitação e cessa pouco tempo depois dela. Já o escoamento subterrâneo, em especial quando se dá através de meios
porosos, ocorre com grande lentidão e continua a alimentar o curso de água por longo tempo após ter terminado a precipitação
que o originou.
Drenagem profunda é o movimento de água livre contida no solo que escoa pela ação da gravidade. A água em
excesso, que escorre ou que se perde por drenagem profunda, é aquela que vai reabastecer os mananciais de água, como os
rios, lagos, açudes e também o lençol freático. A drenagem profunda expressa o excesso de água que penetrou no volume
através das chuvas ou irrigação.
Dependendo do conteúdo de água no solo, as plantas terão maior ou menor facilidade em extrair água. À medida que
o solo seca, torna-se mais difícil para as plantas absorver a água. Isso porque vai aumentando a força de retenção. Por isso,
nem toda água que o solo consegue armazenar está disponível às plantas.
O que se quer dizer quando se afirma que em uma determinada região chove em média 1200 mm por ano? A água da
chuva é medida por pluviômetros. Eles têm uma área de captação S (cm2) e coletam um volume V (cm3) de água durante uma
chuva. A altura de chuva é h (cm) = V/S. Logo, 1 litro de água sobre uma superfície plana e impermeável de 1 m2, corresponde
a uma altura de 1 mm. Assim, 1 mm de chuva corresponde a 1 l/m2 e, portanto, 1200 mm a 1200 l/m2. Então, se toda a água
que precipita nesta região não se infiltra, nem escorre superficialmente, ou evapora, ao final de 1 ano teríamos 1,2 m de água
distribuídos por toda a área.
A sistemática de cálculo do balanço hídrico considera o armazenamento de água no solo e sua variação entre o ponto
de murcha e a capacidade de campo. O excesso, ou seja, a quantidade de água acima da capacidade de campo do perfil de
solo, resulta na drenagem profunda ou no escoamento superficial.
A diferença entre a capacidade de campo e ponto de murcha em função da profundidade radicular é definida como
sendo água disponível no solo, a qual é estimada a partir de funções de pedotransferência. Uma função de pedotransferência é
aquela que tem como argumento dados básicos que descrevem o solo (como por exemplo, o percentual de areia, de silte, de
argila, o conteúdo de carbono, de matéria orgânica e outros), gerando como resultado a retenção de água no solo.
Outra variável considerada no cálculo do balanço hídrico é a evapotranspiração real. De acordo com este conceito, a
quantidade de água transpirada pela planta depende do armazenamento de água no solo. Uma função simples que leve em
conta este efeito, através da definição da fração de água facilmente disponível. Neste conceito, admite-se que até que essa
fração da capacidade de água disponível (CAD) seja utilizada não há redução significativa na produtividade da cultura.
Logo, define-se deficiência hídrica quando o armazenamento está abaixo da água disponível. No entanto, como o
objetivo é evitar que as plantas sofram danos por deficiência hídrica, a condição limite para que isso não aconteça é considerar
o armazenamento de água no solo.
O cálculo do balanço hídrico é um indicativo da quantidade de água que permanece no perfil de solo, ou seja, a real
umidade do solo. O balanço hídrico é calculado a partir das soluções da equação de evapotranspiração acumulada no período,
ou seja, considerando as soluções da evapotranspiração para o armazenamento maior que a fração CAD e, também, quando o
armazenamento for menor ou igual a CAD. É importante ressaltar que, o perfil de solo para fins do balanço hídrico deve
coincidir com a profundidade do sistema radicular, pois o que interessa é a quantidade de água disponível para a vegetação
natural e/ou as culturas agrícolas.
A metodologia de cálculo do balanço hídrico ao ser adotada para todos os locais de uma mesma região, possibilita a
identificação de locais climaticamente favoráveis para a exploração de uma determinada cultura a partir da comparação dos
resultados obtidos. A figura 2 mostra esquematicamente o balanço hídrico de uma bacia: a equação propriamente dita e o
gráfico que permite o reconhecimento de situações de recarga, déficit, excesso e utilização de água do solo.
Equações do balanço hídrico.
Determinar o balanço hídrico não é uma atividade simples e, ás vezes, nem sempre é possível. Por essas dificuldades,
os pesquisadores estão buscando diversas formas de estimar o balanço hídrico como, por exemplo, a partir de variáveis
meteorológicas.
Estes tipos de estudos ficam restritos a pequenas áreas e tem o objetivo de apenas verificar modelos matemáticos
desenvolvidos para simular o balanço hídrico. As medidas necessárias ao balanço hídrico exigem equipamentos sofisticados e
de mão-de-obra especializada.
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Figura 2. Balanço Hídrico de uma bacia hidrográfica.
O balanço hídrico pode ser calculado considerando uma situação onde o que entra no sistema é a água proveniente
da precipitação, o que sai é devido a evapotranspiração real e o que percola está abaixo do alcance do sistema radicular da
cultura. O balanço hídrico pode ser calculado da seguinte forma:
St+1 = St + Ppt – ETRt onde:
S = armazenamento de água no solo disponível para as plantas (mm),
Pp = precipitação (mm),
ETRt = evapotranspiração real da vegetação (mm),
t = tempo.
A figura 1 mostra o balanço hídrico acima e abaixo da superfície do solo e consequentemente a equação de fluxo
afluente e efluente, ou seja, a variação do armazenamento de água (superficial, refluxo) e no interior do solo (ΔS) (VILLELA, S.
M. et. al. 1975). Assim:
Balanço Hídrico acima da superfície: ΔS = Pp – Es (Qd) – Es – Ts – Is (onde “s” se refere acima da superfície)
Balanço Hídrico abaixo da superfície: ΔS = Pp – Esg (Qb) – Eg – Tg – Ig (onde “g” se refere abaixo da superfície)
E, portanto, o Balanço Hídrico da bacia hidrográfica é dado pela análise deste variação de (ΔS)
ΔSs - ΔSg = Pp – Q – (Es – Eg) – (Ts + Tg) – (Qbs – Qbg)
Para dois períodosde tempo mais longos, pode-se desprezar a variação do armazenamento total “ΔStotal”, pois o ciclo
hidrológico é um sistema fechado sem perda ou criação de água. Esta aproximação permite uma avaliação de elementos do
balanço hídrico que caracteriza o regime hidrológico da bacia hidrográfica. Assim, a equação simplificada é a seguinte:
Pp – Q = Déficit onde,
Pp = precipitação,
Q = deflúvio,
D = déficit de água da bacia.
Quando “D” é positivo corresponde a sobra da evapotranspiração (ET) e quando negativo
corresponde a retirada de reserva de água do solo (depleção).
Em condições naturais um ecossistema cultivado apresenta um balanço hídrico que pode ser expresso por:
ΔS = Pp + IR – ET – Es - PP sendo,
ΔS = variação da água armazenada;
Pp = precipitação,
IR = irrigação,
ET = evapotranspiração,
Es = o escoamento (superficial),
PP = drenagem profunda.
O balanço hídrico pode ser calculado considerando uma situação onde o que entra no sistema é a água proveniente
da precipitação, o que sai é devido a evapotranspiração real e o que percola está abaixo do alcance do sistema radicular da
cultura. Assim, o balanço hídrico pode ser calculado da seguinte forma:
360
S + 1 = St + Ppt – ETRt sendo,
S = armazenamento de água no solo disponível para as plantas (mm),
Pp = precipitação (mm),
ETR = evapotranspiração real da vegetação (mm) e
t = tempo.
Balanço hídrico de bacia hidrográfica.
Exemplifica-se estes conceitos da seguinte forma: Em uma bacia hidrográfica de 1km2 o total de chuva precipitada em
um dado ano foi de 1326mm. Avaliar a evaptranspiração total (ET) deste ano na bacia hidrográfica, considerando que a vazão
média na sua secção de vazão (exutório) foi de 14,3 L/s/km2. Desprezar a diferença no volume de água armazenado na bacia.
A evapotranspiração pode ser calculada utilizando-se a equação simplificada (Pp – Q = ±D), desprezando-se a
variação de armazenamento de água na bacia.
Portanto, pode-se escrever: Pp = Q + D ou Pp = Q – D
A precipitação na bacia hidrográfica (por unidade de área) é de 1326mm. O escoamento total, vazão ou deflúvio (Q)
pode ser calculado também por unidade de área (m2) pela relação: Q = q x t onde “q” representa o deflúvio médio anual em
m3/s e “t” o tempo, no caso, anual.
Q = (14,3 ÷ 1000mm/L) ÷ (100 ha/km2 x 10000m2) x 365 dias x 24 horas x 3600s)
Q = 0,451m = 45,1cm = 451mm
Assim, evapotranspiração (ET) vem dada pela seuinte relação hidrológica:
ET = Pp – Q
ET = 1326 – 451 = 875mm
A tabela 1 ilustra Balanços Hídricos médios anuais em diferentes Bacias Hidrográficas que contém diferentes tipos
florestais em diferentes partes do mundo.
Tabela 1. Balanços Hídricos em diferentes tipos de florestas (LIMA, W. P. 1993).
361
Método de cálculo do balanço hídrico.
A metodologia de cálculo do balanço hídrico de bacias permite visualizar graficamente o Balanço Hídrico de uma
Bacia Hidrográfica. O BH de bacias hidrográfica faz um balanço de massas (no caso água) para reconhecimento de situações
de excesso, déficit, recarga e utilização da água do solo. Além disso, serve também para se executar uma classificação de
clima com base no balanço hídrico (figura 3).
Figura 3. Gráfico de balanço hídrico de bacias hidrográficas
A linha de Pp se refere a precipitação incidente na bacia hidrográfica. A linha de ETP se refere a evapotranspiração
potencial, denominada evapotranspiração climatológica e se refere a máxima evapotranspiração possível considerando a
latitude e temperatura do local. A curva de ETR se refere a evapotranspiração real da bacia.
No balanço hídrico a ETR é obtida pelo balanço de massa anual e, portanto, é um valor de planilha que considera a
equação do balanço hídrico. Quando se faz experimento para determinada cultura se pode medir esta ETR pelo balanço
hídrico do solo (monitorando o conteúdo de humidade do solo). A relação ETR/ETP, como foi visto no capítulo de
Evapotranspiração, fornece o Coeficiente de Cultura (Kc).
A análise de um gráfico de balanço hídrico permite reconhecer as seguintes situações:
1. Quando Pp > ETP, ou seja, há excesso de água na bacia hidrográfica. A precipitação incidente (Pp) na
bacia é MAIOR que a evapotranspiração (ETP).
2. Quando ETP > ETR, ou seja, é o normal de ocorrência pois a evapotranspiração máxima potencial (ETP)
é MAIOR que a evapotranspiração real (ETR). A ETP está referenciada a uma demanda de vapor atmosférico máxima
considerando haver sempre disponibilidade máxima de água no solo, para a evaporação (capacidade de campo).
Portanto a vegetação, além de possuir um sistema de controle de perda de água pelos estômatos dificilmente retirará
água do solo em taxas superiores a ETP.
3. Quando ETR > ETP, ou seja, nesta situação a demanda de água pela vegetação é superior a ETP e há
utilização da água do solo pelas plantas. Esta situação ocorre em determinados estádios de desenvolvimento
quando o Kc é maior que 1 (unidade), normalmente quando há aproximadamente 80% do desenvolvimento do vegetal.
Não há no gráfico da figura 3 não se registra esta situação.
4. Quando ETR > Pp, mas menor que a ETP há déficit de água no solo. Esta é uma situação em que a
precipitação não supre a demanda por evapotranspiração real da cultura. Quer dizer que, mesmo que a ETR< ETP a
precipitação não é suficiente para recompor a humidade do solo e o solo tende a secar (tendência ao Ponto de
Murcha Permanente).
5. Quando Pp > ETP > ETR há recarga de água no solo. Nesta situação a quantidade de água precipitada
(Pp) supera a demanda de água para a evapotranspiração (ETP e ETR) e também complementa a variação de
humidade de água no solo bem como poderá alimentar as águas subterrâneas e aquíferos. Naturalmente se ainda
assim sobrar água, o solo atinge a capacidade de campo e o restante da água poderá produzir escoamento superficial
pelo terreno.
Exemplificação de cálculo de balanço hídrico.
O que diferencia os resultados de cálculo do balanço hídrico é a utilização dos dados de evapotranspiração potencial
(ETP) calculada pelo método de Thorntwaite/Mather ou pelo método de Penman-Monteith. A sistemática é a mesma. Assim,
exemplifica-se o cálculo do balanço hídrico a partir dos dados de ETP já calculados, no capítulo sobre evapotranspiração
(tabela 2), da calculada pela utilização de dados meteorológicos da Fazenda Canguiri da UFPR, Curitiba, Paraná, localizada
362
em latitude 25º2’ Sul e altitude de 930m, para o ano de 1996. A tabela 3 mostra o cálculo do Balanço Hídrico utilizando a ETP
obtida pelo método de Thorntwaite/Mather e a tabela 4 usando a ETP obtida pelo método de Penman-Monteith
Tabela 2. Dados de Precipitação e Evapotranspiração Potencial (ETP) para cálculo do Balanço Hídrico.
Mês PrecipitaçãoPp (mm)
Evapotranspiração Potencial
ETP por Thorntwaite (mm)
Evapotrasnpiração Potencial
ETP por Penman (mm)
Janeiro 210,1 107,46 157,26
Fevereiro 249,8 88,37 138,16
Março 202,2 83,00 137,99
Abril 45,2 66,84 107,34
Maio 4,9 45,35 73,26
Junho 125,1 32,98 57,99
Julho 83,9 28,03 76,22
Agosto 86,3 40,30 86,78
Setembro 192,8 46,01 87,87
Outubro 198,5 68,83 117,24
Novembro 141,7 75,84 135,50
Dezembro 352,3 103,24 157,44
Totais 1892,8 mm 786,25 mm 1333,04 mm
Tabela 3. Planilha de cálculo do balanço hídrico (ETP de Thorntwaite/Mather)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Mês Pp ETP(fc) mm
Estação
(Pp-ETP)
(mm)
(PPA)
Reserva
de água
no solo
(cc = 200)
Variação
reserva
água
solo
(R)
(ETR)
mm
Déficit
de
água
(ETP-ETR)
Excesso
de água
(Pp-ETP-R)
Drenagem
ou deflúvio
50%
Janeiro 210,1 107,46 102,64 - 200 0,00 107,46 0,00 102,64 51,32
Fevereiro 249,8 88,37 161,43 - 200 0,00 88,37 0,00 161,43 80,72
Março 202,2 83,00 119,20 - 200 0,00 83,00 0,00 119,20 59,60
Abril 45,2 66,84 -21,64 -21,64 179,49 -20,51 65,71 1,13 0,00 0,00
Maio 4,9 45,35 -40,45 -40,45 163,38 -16,11 21,01 24,34 0,00 0,00
Junho 125,1 32,98 92,12 - 200 36,62 32,98 0,00 55,50 27,75
Julho 83,9 28,03 55,87 - 200 0,00 28,03 0,00 55,87 27,94
Agosto 86,3 40,30 46,00 - 200 0,00 40,30 0,00 46,00 23,00
Setembro 192,8 46,01 146,79 - 200 0,00 46,01 0,00 146,79 73,40
Outubro 198,5 68,83 129,67 - 2000,00 68,83 0,00 129,67 64,84
Novembro 141,7 75,84 65,86 - 200 0,00 75,84 0,00 65,86 32,93
Dezembro 352,3 103,24 249,06 - 200 0,00 103,24 0,00 249,06 124,53
1892,8 786,25 1106,55 -62,09 0,00 760,78 25,47 1132,02 566,01
Tabela 4. Planilha de cálculo do balanço hídrico (ETP de Penman/Monteith)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Mês Pp ETP(fc) mm
Estação
(Pp-ETP)
(mm)
(PPA)
Reserva
de água
no solo
(cc = 200)
Variação
reserva
água
solo
(R)
(ETR)
mm
Déficit
de
água
(ETP-ETR)
Excesso
de água
(Pp-ETP-R)
Drenagem
ou deflúvio
50%
Janeiro 210,1 157,26 52,84 200 0,00 157,26 0,00 52,84 26,42
Fevereiro 249,8 138,16 111,64 200 0,00 138,16 0,00 111,64 55,82
Março 202,2 137,99 64,21 200 0,00 137,99 0,00 64,21 32,11
Abril 45,2 107,34 -62,14 -62,14 146,59 -53,41 98,61 8,72 0,00 0,00
Maio 4,9 73,26 -68,36 -68,36 142,1 -4,49 9,39 63,87 0,00 0,00
Junho 125,1 57,99 67,11 200 57,90 57,99 0,00 9,20 4,60
Julho 83,9 76,22 7,68 200 0,00 76,22 0,00 7,68 3,84
Agosto 86,3 86,78 -0,48 199 -1,0 87,30 0,52 0,00 0,00
Setembro 192,8 87,87 104,93 200 0,00 87,87 0,00 104,93 52,47
Outubro 198,5 117,24 81,26 200 0,00 117,24 0,00 81,26 40,63
Novembro 141,7 135,50 6,20 200 0,00 135,50 0,00 6,20 3,10
Dezembro 352,3 157,44 194,86 200 0,00 157,44 0,00 194,86 97,43
1892,8 1333,04 559,76 -130,50 0,00 1260,44 72,60 632,36 316,18
Coluna 1. Precipitação mensal, totalizando 1892,8mm no ano.
Coluna 2. Evapotranspiração Potencial (ETP) pelo método de Thorntwaite/Mather.
Coluna 3. Definição da Estação Húmida e Estação Seca.
É a quantidade de água disponível que define se a estação é seca ou úmida. Portanto se obtém pela diferença da
Precipitação em relação à Evapotranspiração.
Se Pp – ETP = POSITIVO = Estação úmida (não há déficit hídrico).
Se Pp – ETP = NEGATIVO = Estação seca (há déficit)
363
Assim, relacionado a ETP por Thorntwaite verifica-se estação seca no mês de maio e abril, pois Pp-ETP são negativos
(-40,45 e 21,64mm). No anexo 2, quando ETP pelo método de Penman, além dos meses de maio e abril (62,14 e 68,36mm)
também ocorre déficit hídrico no mês agosto (-0,48mm).
Coluna 4. Cálculo da Perda Potencial Acumulada (PPA) ou Negativo Acumulado.
É a quantidade de água que NÃO é evaporada, ou seja, a quantidade de água que SAI da reserva de água solo. Está
relacionado à situação de déficit hídrico e, portanto inicia-se o cálculo pelo mês de início da estação seca. Na realidade e
somatório das diferenças entre Pp – ETP.
Exemplificando: mês de Abril == Pp-ETP = PPA == 45,2 – 66,84 = -21,64
Maio: 4,9 – 45,35 = - 40,45 – 21,64 = -62,09
Junho: 125,1 – 32,98 = +92,12 – 62,09 = +30,03 (não há PPA).
Observa-se uma Perda Potencial acumulada de 62,09mm (Thorntwaite) e é de 130,98mm (Penman). Não havendo
PPA há excesso de água a qual, sendo, superior a capacidade de campo poderá ter “outro” destino.
Coluna 5. Cálculo da Reserva de Água no solo (ΔS).
O cálculo da reserva de água do solo (ΔS) está relacionado a Capacidade de Campo dos solos. A capacidade de
campo, ou armazenamento máximo de água, está relacionada aos solos e a tipologia de uso do solo. Mesmo para uma
capacidade de campo (que é potencial) ser única em um perfil, devido às forças de retenção de água, a evapotranspiração
(ETP) não apresenta uma proporcionalidade linear de retenção de água. A tabela 5 mostra capacidades de armazenamento
de água por tipos de solo e de cultivo.
Tabela 5. Capacidade de armazenamento de água segundo tipo de solo e cultivo (LIMA, W. P. 2008).
Textura do solo
Capacidade de retenção
(água utilizável)
mm/m de profundidade
L/m2/m
Profundidade do sistema
radicular (m)
Capacidade TOTAL de
retenção (água utilizável)
(coluna 2 x coluna 3)
L/m2/profundidade
Cultivo de raízes superficiais (horticultura)
Arenoso fino 100 0,5 50
Franco arenoso fino 150 0,5 75
Franco limoso 200 0,62 125
Franco argiloso 250 0,4 100
Argiloso 300 0,25 75
Cultivo de raízes com profundidades moderadas (cereais em geral)
Arenoso fino 100 0,75 0,75
Franco arenoso fino 150 1,0 150
Franco limoso 200 1,0 200
Franco argiloso 250 0,8 200
Argiloso 300 0,8 150
Cultivo de raízes profundas (arbustos e capoeiras)
Arenoso fino 100 1,0 100
Franco arenoso fino 150 1,0 150
Franco limoso 200 1,25 250
Franco argiloso 250 1,0 250
Argiloso 300 0,67 200
Cultivo de raízes profundas (frutíferas)
Arenoso fino 100 1,5 150
Franco arenoso fino 150 1,67 250
Franco limoso 200 1,5 300
Franco argiloso 250 1,0 250
Argiloso 300 0,67 200
Florestas (primárias ou densas)
Arenoso fino 100 2,5 250
Franco arenoso fino 150 2,0 300
Franco limoso 200 2,0 400
Franco argiloso 250 1,6 400
Argiloso 300 1,17 350
Para se calcular a reserva de água do solo (ΔS) é, portanto, necessário relacionar com a capacidade máxima de
retenção de água (capacidade de campo). A relação da reserva de água do solo se refere a “tendência” de acúmulo de água
no solo, em função da infiltração (curva decrescente de reserva de água do solo). Assim, (ΔS) máxima é semelhante a
Capacidade de Campo.
Para os meses secos a curva de reserva de água do solo é dado pela seguinte equação exponencial decrescente:
(ΔS)mês = Reserva de água (ΔS) máxima x e-PPA/reserva de água ΔS máxima
Para efeitos do exercício considera-se uma capacidade de campo de 200mm. Assim,
Reserva de água (ΔS) máxima = Capacidade de Campo = 200mm
364
Meses secos (Thorntwaite):
(ΔS)mês = Reserva de água (ΔS) máxima x e (-PPA/reserva de água ΔS máxima)
ΔS)abril = 200 mm x EXP (–21,64/200) = 179,49 mm
(ΔS)maio = 200 mm x EXP (–40,45/200) = 163,38 mm
Meses secos (Penman):
(ΔS)mês = Reserva de água (ΔS) máxima x e (-PPA/reserva de água ΔS máxima)
(ΔS)abril = 200 mm x EXP (-62,14/200) = 147 mm
(ΔS)maio = 200 mm x EXP (-68,36/200) = 142,12 mm
(ΔS)junho = 200 mm x EXP (-0,48/200) = 199 mm
Para os meses úmidos não se adota esta fórmula, pois Pp – ETP é positivo, isto é, há sobra de água que não foi
evapotranspirada. Este excesso pode ser ter outro destino, escoamento superficial, acumulo em depressões do solo ou mesmo
percolação profunda.
Exemplificando:
(ΔS)junho = Reserva de água (ΔS) máxima de MAIO + (PP – ETP) de junho
(ΔS)junho = 163,38 + (125,21 – 32,98) = 255,5 mm (acima da c/c que é de 200mm)
Assim, sobra 55,5mm para “outro” destino e nesta coluna de ΔS (colunas 5) se adota o valor
máximo de C/C que é 200mm. E, assim, sucessivamente, para os meses subseqüentes.
Portanto, quando ΔS (reserva de água no solo) calculada for MAIOR que a capacidade de campo do solo,
nesta coluna 5 de ΔS se adota o valor da própria capacidade de campo (e neste caso é 200mm).
Coluna 6. Cálculo da VARIAÇÃO da Reserva de Água no solo (ΔS).
É a diferença da reserva de água do solo de um mês pra outro subsequente. Inicia-se o cálculo no mês de início da
estação seca (ou, seja, na maior variação acumulada de Reserva de Água no solo (ΔS). Importante registrar que, como se
trata de ano hidrológico, a soma da variação total será igual a zero.
Assim, exemplificando:
Reserva de Água (ΔS) de ABRIL = Reserva de Água (ΔS) ABRIL - Reserva de Água (ΔS) de MARÇO
Reserva de Água no solo (ΔS) de ABRIL = 179,49 – 200 = -20,5 mm
Reserva de Água no solo (ΔS) de MAIO = 163,38 – 179,49 = -16,1 mm
Reserva de Água no solo (ΔS) de JUNHO = 200 – 163,38 = + 36,62mm (sobra)
Reserva de Água no solo (ΔS) de JULHO = 200 – 200 = 0 mm
Coluna 7. Cálculo Evapotranspiração Real (ETR).
É a diferença entre Precipitação (Pp) e VARIAÇÃO da Reserva de Água no solo (ΔS). Mostra o quanto de água que
não permaneceu no solo. Inicia-se o cálculo pelo primeiro mês da estação seca.
Nos meses da estação úmida, como há excesso de água no solo pois VARIAÇÃO da Reserva de Água no solo (ΔS) é
POSITIVA, considera-se que a ETR é igual a ETP.
Exemplificando:
No mês de abril (Thorntwaite) ocorreu uma Precipitação de 45,2mm e, no mesmo período mensal, uma
VARIAÇÃO da Reserva de Água no solo (ΔS) NEGATIVA de –20,5 mm. Assim, conclui-se que além do
volume precipitado houve uma retirada de água do solo, o qual, somando, totaliza 65,7mm.
ETR de abril = Pp de abril - VARIAÇÃO da Reserva de Água no solo (ΔS) de abril
ETR abril = 45,2 –(-20,5) = 65,71 mm
ETR de maio = Pp de maio - VARIAÇÃO da Reserva de Água no solo (ΔS) de maio
ETR abril = 4,9 – (-16,22) = 21,01 mm
Coluna 8. Cálculo do DÉFICIT de água.
O déficit é dado pela diferença entre a Evapotraspiração Potencial (ETP) e a Evapotranspiração Rel (ETR).
Representa o volume de água retirado do solo por transpiração e evaporação além da capacidade máxima de perda, calculada
(por Thorntwaite ou Penman). Inicia-se no mês do início do ano hidrológico, no caso, em janeiro.
Exemplificando:
Déficit de janeiro = ETP de janeiro – ETR de janeiro = 107,46 – 107,46 = 0 mm
Déficit de abril = ETP de abril – ETR de abril = 66,8 – 65,71 = 1,13 mm (há excesso, não déficit...)
... e assim sucessivamente...
Coluna 9. Cálculo do EXCESSO de água.
365
Só há excesso quando o armazenamento o solo satura por completo, ou seja, ultrapassa a capacidade de campo.
Este excesso, no ano hidrológico, poderá sair da bacia durante o ano ou então em anos posteriores, como também, se
acumular nas camadas mais profundas do solo.
O EXCESSO é dado pela relação: Pp – ETP – ΔS onde Pp é a Precipitação, ETP é a evapotranspiração potencial
(máxima) e ΔS é a quantidade de água que fica armazenada no solo (pois não vai sair da bacia).
Exemplificando:
Excesso de janeiro = 210,1 – 107,46 – 0 = 102,64 mm
Excesso em abril = 45,2 – 66,84 – (-20,51) = - 42,15 (há déficit, não excesso...)
Coluna 10. Estimativo da Drenagem.
A drenagem de uma bacia está relacionada ao hidrograma de vazão (tempo de resposta, tempo de concentração...).
A saída de água de uma bacia depende, portanto de muitos fatores ambientais e de uso do solo. Para se exercitar na coluna
10 do balanço hídrico se trabalha com a hipótese de que 50% do EXCESSO produziria Escoamento Direto, ou Vazão Direta
(Qd do hidrograma de vazão).
Portanto o excesso, computado mês a mês, representaria 50% de 1132,02 mm, ou seja, 566,01mm (no ano de cálculo
do balanço hídrico) e os restantes 50% estariam armazenados, percolados, ou mesmo saindo da bacia nos anos subseqüentes.
Equação do Balanço Hídrico.
Como se sabe a equação do Balanço Hídrico é dado pela seguinte equação: Pp – ETP – Q – ΔS = 0
Assim, o Balanço Hidrico anual do exercício é dado por:
Equação do Balanço Hídrico por THORNTWAITE = 1892,8 - 786,25 - 1132,02 + 25,47 = 0
Equação do Balanço Hídrico por PENMAN = 1892,8 - 1333,04 - 632,36 + 72,60 = 0
Provas de cálculo do Balanço Hídrico (exemplificando para Thornthwaite).
São igualdades que comprovam se o cálculo do balanço hídrico está correto.
∑Pp = ETP + ∑ (Pp – ETP) ===== 1892,8 = 786,25 + 1106,55
∑ ΔS = 0 ==================== (-20,51 – 16,11) + 36,62 = 0
∑ ETP = ∑ ETR + ∑ DÉFICIT ===== 786,25 = 760,78 + 25,47
∑ Pp = ∑ ETR + ∑ EXCESSO ==== 1892,8 = 760,78 + 1132,02
Quando se faz um balanço hídrico se faz um formulário síntese de caracterização da estação meteorológica e dos
resultados deste balanço hídrico. A tabela 6 apresenta os dados dos balanços hídricos calculados.
Tabela 6. Dados síntese dos balanços hídricos com ETP de Thorntwaite/Mather e ETP de Penman/Monteith.
Thorntwaite/Mather Penman/Monteith
Gráficos dos Balanços Hídricos calculados.
A figura 4 e 5 mostram os gráficos dos balanços hídricos calculados. È possível que observar, que para os mesmos
dados meteorológicos há uma diferença nos balanços hídricos. Isto se deve a diferença entre a ETP calculada pelos dois
métodos. Em linhas gerais o balanço hídrico por Thorntwaite/Mather, por ser mais simples, apresenta resultados de menor
amplitude e, consequentemente, se observará meses menos críticos de déficit anual.
366
Figura 4. Gráfico do balanço hídrico com ETP calculada pelo método de Thorntwaite/Mather.
Figura 5. Gráfico do balanço hídrico com ETP calculada pelo método de Penman/Monteith.
Classificação climática.
Os elementos meteorológicos que ocorrem no planeta Terra tem intensidade e distribuição regulados por vários
fatores, como latitude, cordilheiras, correntes marítimas, circulação geral, etc., os quais condicionam a regularidade diferencial
de parâmetros meteorológicos em diferentes locais. O objetivo de uma classificação climática, qualquer que seja, é definir
limites dos diferentes tipos climáticos que ocorrem na Terra (OMETTO, J. C. 1981).
Köeppen ao estabelecer sua classificação climática fez a identificação de regiões climáticas através do estudo da
vegetação, associando depois valores numéricos de temperatura e pressão destas regiões. Thorthwaite introduziu além da
precipitação e temperatura, a evapotranspiração potencial (ETP) como elemento de classificação climática. Assim, para ele,
não seria possível dizer se um clima é seco ou húmido, atentando somente para a precipitação, mas sim, relacionando-a com
as necessidades hídricas do local. Portanto, as necessidades hídricas seriam representadas pela evapotranspiração potencial.
Classificação climática de Köppen.
Köppen, em sua classificação climática, divide o globo terrestre em 5 (cinco) zonas fundamentais de clima, as quais
são separadas em variedades específicas de precipitações e temperaturas:
Zonas de clima úmido.
Zonas de clima A – (Tropical Chuvoso) com 2 (duas) zonas entre as latitudes 0–25° Sul e 0-25° Norte.
Zonas de clima C – (Temperado Chuvoso) com 2 (duas) zonas entre 30-55° Sul e 30-55° Norte.
Zonas de clima D – (Clima Boreal ou Floresta Nevada) com 1 (uma) zona entre 50-70° Sul e 50-70° Norte.
Zonas de clima E – (Clima Polar) com 2 (duas) zonas com início a 70° Sul e 70° Norte.
Zonas de clima seco.
Zonas de clima B – (Clima Seco) com 2 (duas) zonas próximos a 30° Sul e 30° Norte.
A separação entre zonas fundamentais de climas húmidos (A, C, D, E) dos climas secos (B) se dá de acordo com a
temperatura anual e total de precipitação anual, em 3 (três situações) conforme as figuras 1, 2 e 3.
367
A figura 7A permite a separação das zonas fundamentais de climas secos e húmidos em função da incidência de
chuvas no local se derem em período de inverno. A figura 7B quando as chuvas se derem no período de verão. A figura 7C
quando as chuvas se derem de forma irregular de distribuição durante o ano.
Separando-se os climas húmidos (ACDE) dos climas secos (B) de acordo com a temperatura média anual e total de
precipitação (cm) seguindo as figuras 7A,7B, 7C.
Figura 7A (chuvas de inverno) Figura 7B (chuvas de verão) Figura 7C (chuvas irregulares)
Figura 7. Zonas fundamentais de climas (OMETTO, J. C. 1983).
Climas Húmidos (ACDE)
Se o clima for húmido (ACDE) separa-se variedade específica em temperatura e precipitação (tabela 7).
Tabela 7. Limites de Precipitação e Temperatura para separação das zonas ACDE (OMETTO, J. C. 1981).
Zona
A
Clima MEGATÉRMICO. Temperatura de TODOS os meses MAIOR que 18°C
Af Clima de floresta tropical. Quando a Pp do mês mais seco for maior que 6 cm (60mm).
Am Clima de floresta. Quando a Pp do mês mais seco for menor que 6 cm (60mm) e a Pp anual formaiorque 10 vezes a Pp do mês mais seco.
Aw Clima de savana. Quando a Pp do mês mais seco for menor que 6 cm (60mm) e a Pp anual formenor que 10 vezes a Pp do mês mais seco.
Zona
C
Clima MACROTÉRMICO. Temperatura do MÊS MAIS FRIO entre 18°C e –3°C
Cw
Clima seco de inverno. Quando as chuvas são de verão e a Pp máxima de verão é igual ou maior
que 10 vezes a Pp do mês mais seco
Cs Clima seco de verão. Quando as chuvas são de inverno e a Pp máxima de inverno é igual ou maiorque 3 vezes a Pp do mês mais seco (com este mês mais seco com Pp menor que 3cm de Pp).
Cf
Clima constantemente úmido. Quando a Pp máxima de verão é menor que 10 vezes a Pp máxima do
mês mais seco e, no caso de chuvas de inverno, a Pp máxima de inverno e menor que 3 vezes a Pp
do mês mais seco.
Zona
D
Clima MICROTÉRMICO. Temperatura do MÊS MAIS FRIO inferior a –3°C.
Dw
Clima Boreal com chuvas de verão. Quando a Pp máxima de verão é maior que 10 vezes a Pp do
mês mais seco. Vegetação característica, são florestas de árvores altas.
Df Clima Boreal com chuvas de inverno. Quando a Pp máxima de verão é menor que 10 vezes a Pp domês mais seco.
ZonaE
Clima EQUITOSTÉRMICO. Temperatura de TODOS os meses inferior a 1°C.
Et Clima de Tundra. A temperatura do mês mais quente é superior a 0°C.
Ef Clima de gelo permanente. A temperatura do mês mais quente é superior a 0°C
Climas Secos (B)
Se o clima for seco (B) separa-se a variedade específica de precipitação “Bw” e “Bs” (tabela 7), seus detalhamentos
(tabela 8) e posteriormente a variedade específica em temperatura (tabela 9).
Tabela 8. Variedades específicas em Precipitação (Pp) (OMETTO, J. C. 1981).
Tipos
Fundamentais
Variedades específicas em Precipitação
Chuvas de inverno Chuvas de verão Chuvas irregulares
BW BWs BWw BWxQuando Pp ≤ T Quando Pp ≤ (T + 14) Quando Pp ≤ (T + 7)
BS BSs BSw BSxQuando Pp ≤ 2T Quando Pp ≤ 2(T + 14) Quando Pp ≤ 2(T + 7)
Pp = Precipitação média anual (cm) - T = Temperatura média anual
Tabela 9. Variedades específicas em Temperatura (T) (OMETTO, J. C. 1981).
Temperatura media
Anual
Temperatura media
Mensal Mês Tipo de Clima
h´ > 18°C > 18°C Mês mais Frio Muito quenteh > 18°C < 18°C Quente
k´ < 18°C < 18°C Mês mais Quente Muito Friok < 18°C > 18°C Frio
368
Classificação climática de Thornthwaite.
A classificação climática de Thornthwaite está baseada em três índices: Índice de Humidade (Iu), Índice de Aridez (Ia)
e, consequentemente no cálculo do Índice Efetivo de Humidade ou Índice Hídrico (Im).
O Índice de Umidade (Iu) vem a ser o excesso de água (EXCESSO) expresso em percentagem da
evapotranspiração potencial (ETP) ou necessidade máxima de água. Portanto vem dado por:
Iu = (Excesso  ETP) x 100
O Índice de Aridez (Ia) vem a ser a deficiência hídrica expressa como percentagem da evapotranspiração potencial
(necessidade máxima). Portanto, vem dado por:
Ia = (DEFICIT  ETP) x 100
Assim, o Índice Efetivo de Umidade ou Índice Hídrico (Im) exprime-se em função do Índice de Umidade (Ia) e o
Índice de Aridez (Ia) pela seguinte relação:
Im = (Iu – 0,6 Ia) Como se vê pela expressão, no cômputo do Índice Hídrico o Índice de
Aridez tem menor peso. Assim, prevê-se que um excesso de 6mm é capaz de prover um déficit de 10mm devido à
redução da taxa de evaporação.
De acordo com o Índice Efetivo de Umidade ou Índice Hídrico (Im) se pode definir 9 (nove) tipos climáticos,
segundo a tabela 10.
Tabela 10. Tipos Climáticos em função do Índice Efetivo de Umidade ou Índice Hídrico (Im) (OMETTO, J. C. 1981).
Tipo Climático
(Símbolo)
Tipo Climático
Qualificação
Valor do Índice Efetivo de Umidade ou
Índice Hídrico (Im).
A Super úmido ≥ 100
B4 Úmido 80 a 100
B3 Úmido 60 a 80
B2 Úmido 40 a 60
B1 Úmido 20 a 40
C2 Úmido e Sub-Úmido 0 a 20
C1 Úmido e Sub-Úmido 0 a -20
D Semi-Àrido -20 a -40
E Árido -40 a -60
O Índice Efetivo de Umidade ou Índice Hídrico (Im) pode indicar quanto é seco ou é úmido um clima, mas nunca
distinguir climas com variação estacional de umidade diferentes, isto é, não fornece informações quanto ao grau de excesso ou
de aridez das estações ou mesmo em quais estações ocorrem estas variações. Para isso definiram-se sub-tipos climáticos em
função da variação anual dos Índice de Umidade (Iu) e Índice de Aridez (Ia), segundo a tabela 11.
Tabela 11. Sub-tipos climáticos em função da variação anual de “Iu” e “Ia” (OMETTO, J. C. 1981).
Climas Úmidos Índice de Umidade (Iu)
r Pequena ou nenhuma deficiência de água 0 – 16,7
S Moderada deficiência no verão 16,7 – 33,3
W Moderada deficiência no inverno 16,7 – 33,3
S2 Grande deficiência no verão > 33,3
W2 Grande deficiência no inverno > 33,3
Climas Secos Índice de aridez (Ia)
d Pequena ou nenhum excesso de água 0 - 10
S Moderado excesso no verão 10 - 20
W Moderado excesso no inverno 10 - 20
S2 Grande excesso no verão 20
W2 Grande excesso no inverno 20
Além destes Índices, Thornthwaite propõe também um Índice de Eficiência Térmica (TE) que, segundo ele, é a
própria expressão da Evapotranspiração Potencial (ETP), pois a mesma é função direta da temperatura e do comportamento
do dia, o qual resume as condições térmicas de um local qualquer da Terra (Na realidade TE = ETP).
Assim, nas regiões bem próximas do equador onde a temperatura não varia sensivelmente durante o ano (cerca de
23°C) e onde os dias são aproximadamente iguais às noites e a evapotranspiração potencial é de cerca de 1140mm anuais,
valor este considerado limite entre climas megatérmicos e mesotérmicos. Os limites classificatórios de climas com base no
Índice de Eficiência Térmica (TE) estão dados na tabela 12.
No equador, onde o comprimento do dia é o mesmo durante todo o ano e onde a temperatura é uniforme, a variação
da ETP será pequena. Sem essa variação nenhuma estação poderá ser propriamente denominada de verão a ETP de
quaisquer três meses consecutivos se constituirão em 25% do total anual.
369
Nas regiões polares, onde a estação de crescimento está toda nos três meses do verão, a ETP destes três meses
constitui 100% do total anual, sendo que entre estes dois extremos de clima megatérmicos e polares, a ETP de verão aumenta
de 25% para 100% do total anual.
Tabela 12. Tipos climáticos segundo Thornthwaite em função do Índice de Eficiência Térmica (TE) (OMETTO, J. C. 1981).
É evidente que a variação estacional da ETP e consequentemente do TE não é sempre regular no equador para os
polos. Dentro de uma mesma latitude pode ser modificada pelos diferentes fatores de clima. Assim, Thornthwaite define vários
sub-tipos climáticos de acordo com a percentagem de ETP anual que ocorre no verão (concentração de verão da ETP:
dezembro, janeiro, fevereiro), segundo a tabela 13.
Tabela 13. Sub-tipos climáticos em função do Índice de Eficiência Térmica (TE) (ETP de verão) (OMETTO, J. C. 1981).
Índice TE
(Somatório de ETP dos meses de verão) Sub-tipo Climático
< 48% a´
48,0 – 51,9 b´4
51,9 – 56,3 b´3
56,3 – 61,6 b´2
61,6 – 68,0 b´1
68,0 – 76,3 c´2
76,3 – 88,0 c´1
> 88% d´
Exemplificação.
A tabela 6 apresentou dados de um balanço hídrico com utilização da evapotranspiração potencial (ETP) calculada
pelo método de Thorntwaite/Mather. Com base nos dados deste balanço hídrico se simulará a classificação climática da bacia
hidrográfica.
Cálculo dos Índices Climáticos.
O Índice de Humidade (Iu) vem a ser o excesso de água (EXCESSO) expresso em percentagem da
evapotranspiração potencial (ETP) ou necessidade máxima de água: Iu = (Excesso  ETP) x 100
Iu = (1132,02  786,25) x 100 === Iu = 143,98%
O Índice de Aridez (Ia) vem a ser a deficiência hídrica expressa como percentagem da evapotranspiração potencial
(necessidade máxima): Ia = (DEFICIT  ETP) x 100
Ia = (25,47  786,25) x 100 === Ia = 3,24%
Assim, o Índice Efetivo de Umidade ou Índice Hídrico (Im) exprime-se em função do Índice de Umidade (Ia) e o
Índice de Aridez (Ia) pela seguinte relação: Im = (Iu – 0,6 Ia)
Im = (143,98 – 0,6 x 3,24) ==== Im = 142,04
Assim, seguindo a tabela 10, o clima é “A” SUPER ÚMIDO
Classificação Climática de Koppen.
Com a temperatura média anual de 16,5°C e Pp de 1892,8 (189cm) se verifica na figura 7 que o clima fundamental é
húmido (ACDE). A temperatura do mês mais frio é de 10,8 em agosto. Assim, na tabela 10 é zona climática “C” Clima
MACROTÉRMICO. Temperatura do MÊS MAIS FRIO entre 18°C e –3°C.
Ainda, na tabela 7, “Cw” Clima seco de inverno. Quando as chuvas são de verão e a Pp máxima de verão é igual ou
maior que 10 vezes a Pp do mês mais seco
No caso, como o Índice Efetivo de Humidade ou Índice Hídrico (Im) é 142,04% utilizando a tabela 10 (onde Im >
100) o clima é “A” SUPER ÚMIDO. No caso, como Índice de Aridez (Ia) é 3,24% utilizando a tabela 10 tem-se “d” Pequena ou
nenhuma deficiência de água já que o Ia está na faixa de 0 – 16,7%. Como a ETP é de 786,26mm utilizando-se da tabela 11
tem-se clima mesotérmico (B´2) já que está na faixa de 712 a 855mm.
TE (ETP) (mm) Simbologia Tipo Climático
< 142 E´ Gelo Permanente
142 – 285 D´ Tundra
285 – 427 C´1 Microtérmico427 – 570 C´2
570 – 712 B´1
Mesotérmico712 – 855 B´2855 – 997 B´3
997 – 1140 B´4
>1140 A´ Megatérmico
370
Na tabela 13 para a definição de sub-tipos climáticos se calcula a concentraçãoda ETP nos meses de verão (janeiro,
fevereiro e março) que foi de (107,46 + 88,37 + 83,00 = 278,83) perfazendo 35,5% de 786,26mm anual. Assim, o sub-tipo
climático é (a´). Resumindo: A d B´2 a´
Desta, conclusivamente, se pode apresentar em uma tabela final (tabela 14) o resumo do Balanço Hídrico calculado
para esta bacia hidrográfica.
Tabela 13. Dados do balanço Hídrico (com ETP de Thornthwaite/Mather)
Localidade - Curitiba, Paraná, Brasil
Precipitação (Pp) 1892,8
Evapotranspiração Potencial (ETP) 786,25
Evapotranspiração Real (ETR) 760,78
Déficit Hídrico 25,47
Excedente Hídrico 1132,02
Temperatura Média Anual 16,5° C
Temperatura do mês mais frio (agosto) 10,8°C
Latitude 25°2´ Sul
Altitude 930 m
Capacidade de Campo 200 mm
Umidade Relativa Média Anual 84,80%
Insolação média mensal anual 143,3 horas
Classificação de Köppen e Geiger.
A classificação climática de Köppen e Geiger divide os climas em 5 grandes grupos ("A", "B", "C", "D", "E") e diversos
tipos e subtipos (tabela 15). Cada clima é representado por um conjunto variável de letras (com 2 ou 3 caracteres) com a
seguinte significação:
Tabela 15. Classificação climática de Köppen e Geiger (OMETTO, J. C. 1981).
Classificação climática de Köppen-Geiger
Tipo de Clima Temperatura do ar Precipitação
T F M S W f m w s
A Tropical – – – – – EquatorialAf
Monções
Am
Savana,
chuva de
Verão Aw
Savana,
chuva de
Inverno As
B Árido – – – EstepárioBS
Desértico
BW – – – –
C Temperado – – – – –
Subtropical
Cfa,
Oceânico
Cfb
– PampeanoCwa, Cwb
Mediterrânic
o Csa, Csb
D Continental – – – – –
Continental
Dfa, Dfb,
Subártico
Dfc, Dfd
– Manchuriano Dwa, Dwb –
E Glacial TundraET
Polar
EF
Alpino
EM – – – – – –
Tipo de clima Descrição
A Clima tropical
Climas megatérmicos
Temperatura média do mês mais frio do ano > 18 °C
Estação invernosa ausente
Forte precipitação anual (superior à evapotranspiração potencial anual)
B Clima árido
Climas secos (precipitação anual inferior a 500 mm)
Evapotranspiração potencial anual superior à precipitação anual
Não existem cursos de água permanentes
C
Clima
temperado ou
Clima
temperado
quente
Climas mesotérmicos
Temperatura média do ar dos 3 meses mais frios compreendidas entre -3 °C e 18 °C
Temperatura média do mês mais quente > 10 °C
Estações de Verão e Inverno bem definidas
D
Clima
continental
ou Clima
temperado frio
Climas microtérmicos
Temperatura média do ar no mês mais frios < -3 °C
Temperatura média do ar no mês mais quente > 10 °C
Estações de Verão e Inverno bem definidas
E Clima glacial
Climas polares e de alta montanha
Temperatura média do ar no mês mais quente < 10 °C
Estação do Verão pouco definida ou inexistente.
A primeira letra, maiúscula ("A", "B", "C", "D", "E") denota a característica geral do clima de uma região, constituindo o
indicador do grupo climático (em grandes linhas, os climas mundiais escalonam-se de "A" a "E", indo do equador aos polos).
A segunda letra, minúscula, que estabelece o tipo de clima dentro do grupo, e se denota as particularidades do regime
pluviométrico, isto é a quantidade e distribuição da precipitação (apenas utilizada caso a primeira letra seja "A", "C" ou "D").
Nos grupos cuja primeira letra seja "B" ou "E", a segunda letra é também uma maiúscula, denotando a quantidade da
precipitação total anual (no caso "B") ou a temperatura média anual do ar (no caso "E") (tabela 16).
http://pt.wikipedia.org/wiki/Temperatura_do_ar
http://pt.wikipedia.org/wiki/Precipita%C3%A7%C3%A3o_%28meteorologia%29
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_tropical
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_equatorial
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_mon%C3%A7%C3%B3nico
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_tropical_com_esta%C3%A7%C3%A3o_seca
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_%C3%A1rido
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_semi%C3%A1rido
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Deserto
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_subtropical
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_oce%C3%A2nico
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http://pt.wikipedia.org/w/index.php?title=Clima_pampeano&action=edit&redlink=1
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_mediterr%C3%A2nico
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_continental
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_continental
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http://pt.wikipedia.org/w/index.php?title=Clima_boreal&action=edit&redlink=1
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_glacial
http://pt.wikipedia.org/wiki/Tundra
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_polar
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_alpino
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http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_tropical
http://pt.wikipedia.org/wiki/Evapotranspira%C3%A7%C3%A3o
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_%C3%A1rido
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado_quente
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado_quente
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado_quente
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_continental
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_continental
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado_frio
http://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_temperado_frio
371
A terceira letra, minúscula, denota a temperatura média mensal do ar dos meses mais quentes (nos casos em que a
primeira letra seja "C" ou "D") ou a temperatura média anual do ar (no caso da primeira letra ser "B") (tabela 17). A terceira
letra utiliza-se para distinguir climas com diferentes variações de temperatura do ar, definindo-se com ela subtipos para os
climas dos grupos B, C e D.
Tabela 16. Significado da segunda letra (de tipo de clima) da classificação climática de Köppen e Geiger (OMETTO, J. C. 1981).
Tipo descrição Aplica-se ao grupo
S Clima das estepesPrecipitação anual total média compreendida entre 380 e 760 mm B
W Clima desérticoPrecipitação anual total média < 250 mm B
f
Clima húmido
Ocorrência de precipitação em todos os meses do ano
Inexistência de estação seca definida
A-C-D
w Chuvas de Verão A-C-D
s Chuvas de Inverno A-C-D
w' Chuvas de Verão-outono A-C-D
s' Chuvas de Inverno-outono A-C-D
m
Clima de monção:
Precipitação total anual média > 1500 mm
Precipitação do mês mais seco < 60 mm
A
T Temperatura média do ar no mês mais quente compreendida entre 0 e 10 °C E
F Temperatura média do mês mais quente < 0 °C E
M Precipitação abundanteInverno pouco rigoroso E
Tabela 17. Significado da terceira letra (indicador de subtipo) da classificação climática de Köppen e Geiger (OMETTO, J. C. 1981).
Tipo descrição Aplica-se ao grupo
a
verão quente Temperatura média do ar no mês mais quente ≥ 22 °C C-D
b
Verão temperado
Temperatura média do ar no mês mais quente < 22 °C
Temperaturas médias do ar nos 4 meses mais quentes > 10 °C C-D
c
verão curto e
fresco
Temperatura média do ar no mês mais quente < 22 °C
Temperaturas médias do ar > 10 °C durante menos de 4 meses
Temperatura média do ar no mês mais frio > -38 °C
C-D
d
inverno muito frio Temperatura média do ar no mês mais frio < -38 °C D
h
seco e quente
Temperatura média anual do ar > 18 °C
Deserto ou semi-deserto quente (temperatura anual média do ar
igual ou superior a 18 °C)B
k
seco e frio
Temperatura media anual do ar < 18 °C
Deserto ou semi-deserto frio (temperatura anual média do ar inferior
a 18 °C)
B
Balanço Hídrico da Bacia do Rio Barigüi.
Fill, H. D. et. al. (2005) analisaram a impermermeabilização da bacia do rio Bariguí localizada na região metropolitana
de Curitiba com área de 279 km2 em uma extensão de 66 km. As suas nascentes situam-se no município de Almirante
Tamandaré e sua foz, no rio Iguaçu, na divisa entre os municípios de Araucária e Curitiba. A bacia em seu terço superior
apresenta certa cobertura vegetal arbórea, mesmo que incipiente, se caracterizando, no trecho médio e inferior com alta taxa
de urbanização.
A bacia do rio Barigui localiza-se na região metropolitana de Curitiba e drena até a sua foz 279 km2 em uma extensão
de 66 km. As suas nascentes situam-se no município de Almirante Tamandaré e sua foz, no rio Iguaçú, na divisa entre os
municípios de Araucária e Curitiba, como ilustra a figura 13. A bacia em seu terço superior apresenta certa cobertura vegetal,
mesmo que incipiente, se caracterizando, no treco médio e inferior com alta taxa de urbanização.
Figura 13. Localização da bacia no estado do Paraná e detalhe de sua configuração (FILL, H. D. et. al. 2005).
372
O balanço hídrico, aqui entendido balanço hídrico superficial para uma região ou bacia hidrográfica pode ser escrito
como (UNESCO, 1982): Pp + Es + Ess – (ET + Qd + Qb) onde:
Pp = precipitação média no período (em mm);
Es = vazão de entrada superficial ou escoamento direto (mm);
Ess = contribuição de base ou escoamento subterrâneo (mm);
ET = evapotranspiração (mm);
Qd = vazão de saída de água superficial (mm),
Qb = vazão de saída de água subterrânea (mm).
Entre os vários elementos da equação os termos referentes aos fluxos subterrâneos Ess e Qb são sem dúvida os
mais difíceis de serem avaliados. Entretanto, para bacias que não estejam localizadas em áreas de recarga de aquíferos
profundos ou em regiões kársticas, como é o caso do rio Barigui, esses fluxos são pequenos e podem ser desprezados na
presença dos demais termos.
O deflúvio superficial (Qd) e a precipitação (Pp) puderam ser estimados a partir de registros de estações fluvio-
pluviométricas situadas na bacia. A estimativa do influxo superficial (Es), no caso representando o despejo de águas
residuárias, pode ser feito a partir de correlações com dados demográficos. A evapotranspiração potencial (ETP) foi estimada
através do método de Penman utilizando dados observados na estação meteorológica de Pinhais.
Este pesquisador propõe, para a definição do balanço hídrico, uma correção estimativa (fator de correção - fc), para
compensar vários efeitos que influem localmente na magnitude da evapotranspiração, como a radiação solar, a humidade
relativa, a velocidade do vento, tipo de solo e vegetação. Considerou, para este ajuste, um ‘fc’ como sendo quociente entre a
evapotranspiração real média de longo termo (ETR) na bacia hidrográfica a partir do balanço hídrico simplificado que não
considera a variação do armazenamento (ET = P – Q) e, como este objetivo, relacionou com ETP (ETP climatológica) obtida
na estação meteorológica de Piraquara, com dados de maio 1977 a novembro 2000). Assim, neste estudo, para esta região
estudada a ETR resultou o valor de 0,69 da ETP climatológica (redução de 31%) (FILL, H. D. et. al. 2005).
A tabela 18 mostra os resultados da simulação mensal, podendo-se observar a grande variabilidade do regime de
chuvas e, como consequência, flutuações importantes do armazenamento mensal. A evapotranspiração real (ETR) segue um
padrão bastante regular refletindo a sazonalidade anual da radiação solar. O deflúvio varia também consideravelmente sem
que se possa perceber um padrão definido.
A evapotranspiração tem um forte caráter sazonal, variando de 83,6 mm em janeiro a 29,5 mm em junho. A
precipitação mostra dois picos, um no verão (dezembro a março) e outro no inverno/primavera (setembro a outubro). Isto
reflete os dois períodos distintos de possíveis cheias: (1) o verão, quando predominam chuvas convectivas de grande
intensidade, o que é crítico no caso de cheias urbanas da região metropolitana (por exemplo, cheias de 1995 e 1999) e (2) o
período de julho a outubro, épocas de chuvas intensas provocadas por frentes frias críticas na bacia do rio Iguaçu médio e
baixo (por exemplo, cheias de 1983 e 1992).
Tabela 18. Balanços hídricos anuais da bacia do Barigüi no período de 1985 a 2000 (FILL, H.D. 2005).
Ano Pp(mm)
Vazão
(mm)
Evapotranspiração real
ETr (mm)
Armazenamento
(mm)
Coeficiente de deflúvio
(CE)
1985 874,8 363,8 699,5 0,416
1986 1271,0 514,3 687,0 0,405
1987 1454,2 803,7 685,0 0,553
1988 1326,1 666,5 700,5 0,503
1989 1433,8 701,2 699,5 0,473
1990 1882,9 1102,5 679,0 0,586
1991 1274,4 495,0 695,7 0,388
1992 1359,7 608,7 687,8 0,558
1993 1768,4 808,4 697,2 0,457
1994 1311,6 450,7 639,4 0,344
1995 1585,2 900,6 636,5 0,568
1996 1760,6 893,3 610,1 0,507
1997 1782,4 923,7 630,6 0,518
1998 3124,4 1390,7 705,3 0,655
1999 1399,8 861,7 720,6 0,616
2000 1221,6 657,8 725,9 0,538
Média 1492,5
Pp
758,9
Q
693,3
ETr
189
ΔS 0,498CE = 49,8%% médio 50,8 % 46,5% 12,7%
(coluna de Armazenamento ajustada para aplicação da equação simplificada do Balanço Hídrico)
Ademais, particularmente os meses de julho e agosto são caracterizados por uma grande variabilidade na precipitação
correspondente a invernos secos ou chuvosos (este período apresenta ao mesmo tempo as razões mais altas e também as
mais baixas observadas na bacia do Iguaçu). Para as vazões médias mensais não se observa nenhuma sazonalidade evidente.
373
O armazenamento tende a reduzir-se ligeiramente no segundo semestre provavelmente em função do aumento da
evapotranspiração, recuperando-se rapidamente nos meses de dezembro a fevereiro face às fortes precipitações no período.
O escoamento total anual segue de perto a tendência da precipitação, evidenciando a pequena capacidade
regularizadora da bacia, o que se explica pela ausência de grandes lagos, áreas alagadiças ou aquíferos importantes. A tabela
18 mostra ainda o coeficiente de escoamento anual da bacia e que varia entre 0,344 (1994) e 0,655 (1998), com uma média de
0,498 (CE). Esse valor é coerente com que se espera de uma bacia urbana como a do rio Barigüi. Assim, a equação média do
balanço hídrico para o período de 1985 a 2000 foi a seguinte:
Pp – Q – Etr – ΔS = 0 ... 1492,5 – 758,9 – 693,3 – 189 = 0
A figura 14 apresenta as médias sazonais do período simulado e reforça as observações da tabela 18. A
evapotranspiração tem um forte caráter sazonal, variando de 83,6 mm em janeiro a 29,5 mm em junho. A precipitação mostra
dois picos, um no verão (dezembro a março) e outro no inverno/primavera (setembro a outubro). Isto reflete os dois períodos
distintos de possíveis cheias: (1) o verão, quando predominam chuvas convectivas de grande intensidade, o que é crítico no
caso de cheias urbanas da região metropolitana (por exemplo, cheias de 1995 e 1999) e (2) o período de julho a outubro,
épocas de chuvas intensas provocadas por frentes frias críticas na bacia do rio Iguaçu médio e baixo (por exemplo, cheias de
1983 e 1992).
A figura 14 e a tabela 1 mostram a evolução dos totais anuais ao longo do período simulado, não se observando
tendenciosidades visíveis. As flutuações na precipitação total anual parecem mais de caráter aleatório, caracterizando-se os
anos de 1990, 1993 e 1998 como úmidos, e os anos de 1985, 1991, 1994 e 2000 como secos. A capacidade de
armazenamento da bacia é bastante limitada, conduzindo a um regime de escoamento no nível anual que segue de perto as
variações da precipitação. Regime de escoamento apresenta muito pouca sazonalidade intra-anual com possíveis picos tanto
no verão como no período inverno/primavera.
Figura 14. Balanço hídrico anual médio do período de 1985 a 2000 (FILL, H. D. et. al. 2005).
Balanço hídrico de bacia hidrográfica em floresta amazônica de terra firme.
Tem sido observado que a destruição da floresta amazônica, através de um irracionaldesmatamento, poderá causar
profundas alterações no ciclo hidrológico da região, com consequências ao equilíbrio ecológico (LEOPOLDO, P. R. et. al.
1982).
Em termos específicos de floresta amazônica de terra firme, através do balanço hídrico aplicado à uma bacia modelo
de 23,5 km2 situada a cerca de 80 km de Manaus, estimou-se que 48,5% da precipitação total representaram a parcela de
água transpirada pela floresta 74,1% a evapotranspirada total, com escoamento superficial de ordem de 25,9%. Através de
semelhante estudos conduzidos na região de São Carlos do Rio negro, Venezuela, observou-se que o total transpirado
correspondeu a 47% da chuva, a evapotranspiração total 52% e o escoamento superficial em 48% (LEOPOLDO, P. R. et. al.
1982).
A bacia estudada neste artigo localiza-se na Reserva Florestal Ducke, cerca de 26 km de Manaus/Itacoatiara, com
área de 1,3 km2, com floresta amazônica de terra firme. O balanço hídrico foi calculado pela equação: Pp = ET + Q. A perda
por evapotranspiração se resume na quantidade de água interceptada pela cobertura florestal de tal modo que a equação do
balanço hídrico pode então ser estabelecido, pela seguinte equação: Pp = It + T + Q. A parcela referente à variação da
quantidade de água armazenada no solo (ΔS) foi considerada como igual a zero, uma vez que os valores estimados foram por
um período de 1 ano e, da mesma forma, a perda por percolação profunda (PP) foi considerada como sendo nula,
374
presumindo-se que toda água que atingiu o solo tenha sido em parte transpirada e parte escoada através do igarapé que drena
a bacia (LEOPOLDO, P. R. et. al. 1982).
A precipitação da bacia foi determinada por 1 pluviômetro (com 200cm2 de boca) instalado a 20m da floresta enquanto
a interceptação foi estimada pela diferença entre a média de precipitação interna (Pi) medida em 20 pluviômetros internos.
Para determinação do escoamento ou vazão (Q) dado pelo igarapé Barro Branco, utilizou-se um vertedor retangular de 98cm
de soleira localizado na saída da bacia. O período de análise foi de 23/09/1976 a 25/09/1977.
A tabela 19 mostra este balanço hídrico para o período de estudo e a figura 15 a sazonalidade, por período, os
valores de precipitação (Pp), interceptação (It). Como pode ser observado, tais dados estão agrupados em função de períodos
uma vez que as leituras referentes as variáveis nem sempre coincidiram com o início e fim de cada mês.
Considerando que os valores de evapotranspiração real e potencial são semelhantes para o local estudado ou mesmo
outras coberturas com florestas de terra firme pode-se afirmar que, em linhas gerais, são muito semelhantes a outros estudos
de balanço hídrico realizado na Amazônia, conforme revisão de alguns autores, mostrados na tabela 20. Entretanto os dados
de escoamento superficial, deste trabalho, quando comparados com os da literatura substimam seus valores o que pode ser
consequência das metodologias de cálculo da evapotranspiração adotadas.
Tabela 19. Balanço hídrico de bacia hidrográfica do rio Barro Branco, Amazonas (LEOPOLDO, P. R. et. al. 1982).
mm % mm/dia
Precipitação (Pp) 2075,5 100 5,6
Escoamento (Q) 400,4 19,3 1,1
Evapotranspiração (ET) 1675,1 80,7 4,6
Interceptação (It) 387,7 18,7 1,1
Transpiração 1287,4 62,0 3,5
Pp – ET (It + T) – ΔS = 0 .... 2075,5 – (387,7 + 1287,4) – 0 = 0
Figura 15. Sazonalidade do balanço hídrico da bacia do rio Barro Branco, Amazonas (LEOPOLDO, P. R. et. al. 1982).
Tabela 20. Balanço hídrico em diferentes literaturas para a região de floresta de terra firme na Amazônia;
(LEOPOLDO, P. R. et. al. 1982).
Autores
Pp
anual (mm)
Transpiração (T) Evapotranspiração (ET) Vazão (Q)
mm % mm/dia mm % mm/dia mm %
Marques et. al. (1980)
2328 1260 54,2 3,5 1068 45,8
2328 1000 43,0 2,7 1328 57,0
2328 1330 57,1 3,6 998 42,9
Villa Nova et. al. (1976)
2000 1460 73,0 4,0 540 27,0
2000 1168 58,4 3,2 832 41,6
2101 1569 73,4 4,3 532 26,6
Molion (1975) 2379 1146 48,2 3,1 1233 51,8
Ribeiro (1976)
2481 1536 49,5 3,7 1252 50,5
2481 1229 49,5 3,7 1252 50,5
IPEAN (1972)
2179 1475 67,5 3,6 704 32,4
2179 1320 60,6 3,6 859 39,4
DMET (1978)
2207 1452 65,8 4,0 755 34,2
2207 1306 59,2 3,6 901 40,8
Jordan et. al. (1981) 3654 1722 47,0 4,7 1905 52,0 5,2 1759 48,0
Leopoldo et. al. (1981) 2089 1014 48,5 2,7 1542 74,1 4,1 541 25,9
Leopoldo et. al. (1982) 2075 1287 62,0 3,5 1675 80,7 4,6 400 19,3
Média 2191(6,0mm/dia)
1341
(mm)
52,5
(%)
3,6
(mm/dia)
1273
(mm)
57,9
(%)
3,8
(mm/dia)
901
(mm)
19,3
%
375
Na tabela 20 se observa que apenas três autores estudaram a participação da transpiração (T) no total de
evapotranspiração (ETr). Se considerarmos que a Evapotranspiração total (ET) em média é 4,63mm/dia (5,2+4,1+4,6)÷3 a
participação da transpiração é de, em média 3,63mm/dia (4,7+2,7+3,5)÷3. Assim, em média a transpiração representa 78,4%
do total da evapotranspiração na Amazônia.
Efeitos do corte raso de plantação de Eucalyptus sobre o balanço hídrico.
A entrada dos elementos químicos para dentro do ecossistema ocorre através da chuva, deposição de poeira e
aerossóis, por fixação de microorganismos acima e abaixo do solo, adubação mineral e, exceto para o nitrogênio, por
intemperismo da rocha matriz. A entrada de nutrientes pela precipitação varia de acordo com a localização e de acordo com as
condições climáticas (VITAL, A. R. T. et. al. 1999).
As perdas, por sua vez, ocorrem através do escoamento superficial da água, da lixiviação profunda, volatilização, e,
evidentemente, pelo deflúvio. Consequentemente, a quantidade de nutrientes transportados pelo deflúvio em microbacias
constitui um bom indicador do comportamento dos nutrientes em uma área (Bruijnzeel, 1990; Tamm, 1995). Loughlin (1994),
monitorando a qualidade da água em microbacias na Nova Zelândia, observou que os cursos d.água que drenam florestas
naturais não perturbadas possuem alta qualidade de água, com baixa concentração de nutrientes dissolvidos, sólidos em
suspensão e organismos microbiológicos (VITAL, A. R. T. et. al. 1999).
De um modo geral, o balanço anual de entrada e saída dos nutrientes Na, K, Ca e Mg varia substancialmente entre as
bacias. A saída de nutrientes através do deflúvio varia de elemento para elemento. Por exemplo, Jordan (1982), verificando o
balanço geoquímico de nutrientes em uma floresta tropical na Venezuela, encontrou que para Ca, K, e Mg a entrada via
atmosfera foi consideravelmente mais alta do que a saída via deflúvio.
Para o fluxo de nutrientes em floresta natural secundária (Mata Atlântica) na Serra do Mar, São Paulo, os valores
encontrados na precipitação, em Kg.ha-1.ano-1, foram : K = 5,43, Ca = 2.87, Mg = 1,08, N = 11,79 e P = 0,69, enquanto que as
perdas via deflúvio foram: NO3 = 4,9, K = 2,0, Ca = 7,8, Mg = 3,5 e Na = 12,4 (Arcova et al., 1985; Arcova e Cicco, 1987).
Golley et al. (1978), estudando o ecossistema de uma floresta tropical úmida, na província de Darien (República do Panamá),
registraram os seguintes valores quanto à saída de nutrientes da floresta através da água dos rios: P = 0.7 Kg.ha-1.ano-1, K =
9,3 Kg.ha-1.ano-1, Ca = 163,2 Kg.ha-1.ano-1 e Mg = 43.6Kg.ha-1.ano-1 (VITAL, A. R. T. et. al. 1999).
Scardua (1994), analisando dados obtidos em uma microbacia reflorestada com Eucalyptus saligna há mais de 50
anos, e Ranzini (1990), que fez análise semelhante em outra microbacia com E. saligna, porém com idade de 3 anos,
encontraram um balanço negativo para Ca++, Na+, Mg++ e Fe++. Em floresta madura de E. obliqua na Austrália, Guthrie et al.
(1978) encontraram um balanço anual positivo para Ca++ e negativo para Mg++, porém houve um ganho líquido de Na+ e K+,
que variou com a quantidade do deflúvio (VITAL, A. R. T. et. al. 1999).
De um modo geral, a remoção da floresta conduz a um aumento no deflúvio e o reflorestamento de áreas abertas
geralmente resulta em declínio na produção de água (Hornbeck e Ursic, 1979; Feller e Kimmins, 1984; Bruijnzeel, 1990; Brooks
et al., 1991; Whitehead e Robinson, 1993; Neary e Hornbeck, 1994; Rowe e Pearce, 1994; Tamm, 1995; Smith, 1991; Dye e
Poulter,1995) (VITAL, A. R. T. et. al. 1999).
Aliado ao aumento no deflúvio, ocorre um aumento na quantidade de nutrientes que deixam a bacia após o corte da
floresta. Malmer e Gripp (1994), Hopmans et al. (1987), e Guthrie et al. (1978) mostraram que a maioria dos nutrientes,
principalmente N, P e K, apresentam correlação positiva com o deflúvio durante a exploração florestal (VITAL, A. R. T. et. al.
1999).
A presença de nutrientes na água do deflúvio após corte raso é diretamente proporcional à área explorada (Hornbeck
et al., 1975; Whitehead e Robinson, 1993). A tendência do aumento do fluxo de nutrientes na água do deflúvio após a colheita
florestal parece ocorrer, principalmente, nos dois primeiros anos após o corte da floresta, voltando aos níveis pré-tratamento
após algum tempo, que tem variado de 1,5 a 5 anos (Hopmans et al., 1987; Hornbeck e Kropelin, 1982; Feller e Kimmins, 1984;
Dahlgren e Driscoll, 1994; Rowe e Pearce,1994; Stevens et al., 1995). Há, todavia, grande variação entre o fluxo anual de
nutrientes após o desmatamento e os aumentos verificados entre as bacias estudadas (VITAL, A. R. T. et. al. 1999).
Por outro lado, estes estudos mostram, também, que é possível conciliar a necessidade de uso mais intensivo do solo
com a manutenção do funcionamento hidrológico harmônico da microbacia, através da adoção de planejamento cuidadoso,
que envolve a proteção das zonas ripárias e a adequada condução das operações florestais.
Tomando-se como base os resultados obtidos através da análise hidrológica dos dados disponíveis de precipitação,
do deflúvio e de amostras de água da chuva e do deflúvio, o presente trabalho teve como objetivo determinar os efeitos do
corte raso da plantação de eucalipto sobre o balanço hídrico, a qualidade da água e as perdas de sedimento em suspensão em
uma microbacia. A série histórica de dados envolve a comparação da média dos 7 anos de crescimento da plantação de
eucalipto com os dados medidos durante o 1° ano após o seu corte raso.
A área experimental localiza-se no município de Santa Branca, Estado de São Paulo, e faz parte da Fazenda Bela
Vista III, pertencente à Votorantim Celulose e Papel S/A. A microbacia possui uma área de 7,0 ha, com uma declividade média
de 19,6%. A região em geral apresenta vales alongados, relevos com grandes desníveis altimétricos (VITAL, A. R. T. et. al.
1999).
376
Segundo a classificação de Köeppen, a área compreende o tipo climático Cwa, que corresponde ao clima temperado
de inverno seco. A precipitação média anual é de 1562mm, com temperatura máxima média de 26°C, e mínima média de 17°C,
resultando em uma temperatura média compensada em 22°C (Nascimento e Pereira, 1988). Os solos pertencem à classe do
Podzólico Vermelho-Amarelo álico Tb A moderado textura média/argilosa.
A microbacia foi reflorestada com Eucalyptus saligna Smith em março de 1987 e submetida ao corte raso em julho de
1994 (7 anos e 2 meses). A mata ciliar, que ocupa cerca de 3,3% da área total da microbacia, foi mantida inalterada durante
todo o período experimental.
A medição da precipitação e vazão na microbacia teve início em março de 1987. O período de coleta de dados do
experimento foi de junho de 1987 a maio de 1995. Foi instalada uma estação fluviométrica dotada de vertedor triangular de 90°
e de um linígrafo.
A tabulação dos dados de precipitação diária para a microbacia foi feita a partir dos dados obtidos por um pluviógrafo
tipo Helmann, de rotação semanal, e três pluviômetros tipo Ville de Paris, que constituíram a rede para a determina ção, pela
média aritmética, da precipitação semanal. O procedimento para tabulação do diagrama do pluviógrafo foi baseado em
Johnson e Dils (1956). Para a tabulação do diagrama do linígrafo, o procedimento adotado foi realizado baseando-se em
Johnson e Dils (1956) e DAEE (1970).
Para amostragem da água da chuva foram instalados cinco coletores do tipo descrito por Coutinho (1979), quatro ao
lado de cada pluviômetro e um ao lado do pluviógrafo.
As amostras do deflúvio na microbacia foram coletadas manualmente no vertedor, em intervalos semanais, utilizando-
se garrafas de polietileno com capacidade para 1 litro. As análises das amostras de água da chuva e do deflúvio foram feitas
no Laboratório de Ecologia Aplicada do Departamento de Ciências Florestais, da Escola Superior de Agricultura .Luiz de
Queiroz., de acordo com métodos padronizados (APHA, 1976).
A concentração de sedimentos em suspensão (SST) nas amostras do deflúvio foi obtida de uma alíquota de 300ml de
amostra, filtrada em membrana com poros de 0,45mm, de acordo com Brown et al. (1970).
O balanço hídrico foi calculado pela equação Pp - ET - Q ± ΔS = 0 onde:
Pp = precipitação incidente;
ET = evapotranspiração;
Q = deflúvio;
ΔS = variação do armazenamento da água do solo.
Evidentemente que ocorrem variações de um ano para outro, em função da variação da precipitação e da cobertura
vegetal, e, dentro de um dado período anual, o termo ΔS deve também variar. Esta variação do termo ΔS, todavia, pode ser
minimizada desde que o período anual dos dados inicie e termine na estação seca (ano hídrico). Considerando estas
condições, o balanço hídrico anual reduz-se a Pp - ET - Q = 0.
A tabela 21 apresenta os resultados anuais destes componentes do balanço hídrico da microbacia, para os sete anos
iniciais de crescimento do eucalipto, assim como para o 1º ano após o corte raso (1994/1995). Pode-se observar, que háa
tendência de diminuição do deflúvio anual microbacia (Q) ao longo do período de 7 anos (após plantio) assim como um
aumento verificado durante o 1° ano após o corte.
Uma constatação interessante deve ser feita, todavia, é com relação a evapotranspiração (ET). A despeito das
variações de ano para ano, observou-se que a média anual dos 7 anos com a floresta de eucalipto é praticamente a mesma do
valor observado no 1° após o corte raso. E este valor anual de aproximadamente 1197 mm. Observa-se nesta tabela 1 que
após o plantio (1987) a vazão decresce em 98,1% (264 para 5 mm) mas, após o corte da floresta (1994) esta vazão atinge
114mm, atingindo 43,18% do anterior ao corte (264 no ano de 1987).
Tabela 21. Balanço hídrico de bacia com eucalipto com rotação de 7 anos (VITAL, A. R. T. et. al. 1999).
Ano Manejo PrecipitaçãoPp (mm)
Vazão
Q (mm)
Evapotranspiração
ET (mm)
Março/1987 Reflorestamento da bacia - - -
1987/88 1º ano 1675 264 1411
1988-89 2º ano 1043 333 710
1989/90 3º ano 1343 153 1190
1990/91 4º ano 1734 99 1535
1991/92 5º ano 1077 133 944
1992/93 6º ano 1362 28 1334
1993/94 7º ano 1170 5 1165
Julho 1994 Corte raso do reflorestamento - - -
1994/95 6 meses após o corte 1311 114 1197
Na figura 16 complementa a análise da tabela 1 onde se pode observar a tendência de diminuição do deflúvio da
microbacia em função do crescimento da floresta, conforme já comentado. Parte desta tendência, sem dúvida, deve ser
atribuída ao crescimento das árvores, porém nota-se, na figura, uma ligeira tendência de diminuição da precipitação anual ao
longo do período, o que também deve ter contribuído para esta diminuição.
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A figura 17 mostra os resultados médios mensais dos parâmetros físicos de qualidade da água medida no período
experimental, que inclui os 7 anos do crescimento do eucalipto (junho 87 a maio 94) e o 1° ano após o corte raso (junho 94 a
maio de 95). Pode-se observar a tendência de os parâmetros estudados serem todos maiores na água do deflúvio,
comparativamente à da precipitação. A tendência se mantém no primeiro ano após o corte raso do eucalipto, porém observa-
se significativo aumento da condutividade, cor e turbidez no deflúvio durante o primeiro ano após o corte raso, relativamente
aos valores médios do período anterior.
Em termos de concentração mensal média durante o experimento se observou:
Para pH: Precipitação (5,2 a 5,6) - Qantes (6,0 a 6,2) - Qdepois (5,4 a 6,4)
Para alcalinidade (μmho): Precipitação (5,2 a 5,6) - Qantes (6,0 a 6,2) - Qdepois (5,4 a 6,4)
Para condutividade elétrica (S/cm): Precipitação (1,3 a 2,9) - Qantes (12,2