Escoamento Superficial em Rios e Canais

Prévia do material em texto

*
Escoamento Superficial – Rios e Canais
Prof. Dr. Marcelo Gonçalves Resende
*
Tipos de escoamentos
Difuso - o escoamento da massa líquida ocorre sobre uma área da superfície do solo, sendo possível identificar um sentido preferencial do movimento mas não um caminho preferencial para o deslocamento; o escoamento dá-se em uma camada de pequena espessura, aproximadamente uniforme. Torrentes, enxurradas e pequenas drenagens. Escoamento Superficial > Velocidade de Infiltração
*
*
*
Tipos de escoamentos
Concentrado - o escoamento da massa líquida ocorre sobre uma área da superfície do solo, sendo possível identificar um sentido preferencial do movimento e, claramente, um caminho preferencial para o deslocamento; o escoamento ocorre em pequenos canais que vão aumentando de largura e profundidade na medida que seguem sua trajetória 
*
*
*
*
*
Escoamento de Rios e Reservatórios
Deslocamento da água na superfície da bacia nos rios, canais e reservatórios.
Uma das parcelas mais importantes do ciclo hidrológico;
Trata da ocorrência e do transporte de água na superfície terrestre.
*
Escoamento de Rios e Reservatórios
Regido por leis físicas;
Representado quantitativamente por variáveis como:
Vazão;
Profundidade e
Velocidade
*
Escoamento de Rios e Reservatórios
Divide-se em:
Escoamento permanente ou não-permanente
Escoamento uniforme ou não-uniforme
*
Escoamento permanente ou não-permanente
Permanente – não variável com o tempo;
Não permanente – escoamento variável com o tempo – corresponde a maioria dos problemas de hidrologia superficial.
*
Escoamento não-permanente
Gradualmente variado: escoamento em rios e em reservatórios durante inundações.
Variado: escoamento em canalizações e rompimento de barragens.
*
Escoamento uniforme ou não-uniforme
Escoamento Uniforme – Escoamento permanente uniforme e velocidade constante.
Escoamento não Uniforme: Escoamento com variação de velocidade.
*
Cálculo do fluxo
Fórmula empírica de Manning:
V = (1/n)R2/3S1/2
Onde: V = velocidade de fluxo (m/s)
R = raio hidráulico (m) ; S = Declividade do canal e n = Coeficiente de fricção de Manning.
n varia de 0,024 (rios grande e largos) até 0,079 (pequenas drenagens)
Raio hidráulico R = A/P
Onde A = área molhada (m2) e P = perímetro molhado (m)
*
Cálculo do fluxo
Fórmula empírica de Chezy:
V = C(RS)1/2
Onde: C = Coeficiente de Chezy (m1/2/s)
R = raio hidráulico (m) ; S = Declividade do canal
Coeficiente de Chezy: 79 m1/2/s para rios grandes e largos e 11 m1/2/s para pequenas drenagens. Valores típicos entre 40 m1/2/s e 70 m1/2/s.
*
Cálculo do fluxo
Da equação anterior pode-se calcular a profundidade hidráulica:
S = fF2
Onde: fator dimensional de fricção = g/C2
F = Número de Froude = V/(gD)1/2
O valor de f varia de 0,0016 para rios grandes e largos até 0,081 para pequenas drenagens. Valores típicos estão entre 0,002 e 0,006.
D = Profundidade hidráulica
*
Cálculo do fluxo
Comparando as equações de Manning e de Chezy temos que:
C = (1/n)R1/6
*
Escoamento em rios e reservatórios
Característica da bacia hidrográfica:
Área
Forma
Relevo
Densidade da drenagem
Declividade do rio/bacia
Depressões acumuladores/retentoras de água
*
Escoamento em rios e reservatórios
Condições da superfície de solo e sub-solo:
Vegetação
Capacidade de Infiltração do solo
Geologia
*
Escoamento em rios e reservatórios
Obras de controle e utilização da água à montante:
Irrigação ou drenagem do terreno
Canalização ou retificação de cursos d’água
Barragens
Retirada/aporte de água na bacia
*
*
*
*
Estágios de fluxo de um rio
Existem três estágios:
Baixo fluxo – Típico de estações secas – origem basicamente de escoamento de água subterrânea
Fluxo médio – Ocorre na transição entre estações secas e chuvosas. Contribuição de runoff + escoamento sub-superficial + escoamento subterrâneo
Alto fluxo – Típico de estação chuvosa. Contribuição de runoff + escoamento sub-superficial + escoamento subterrâneo
*
Cálculo de vazão em rios
Equação da continuidade:
É a equação que mostra a conservação da massa de líquido no conduto, ao longo de todo o escoamento. Isto quer dizer que em qualquer seção transversal da canalização o produto  r.A.V será constante, sendo "r" a densidade do líquido. Desprezando-se a compressibilidade da água temos para as n seções do escoamento 
*
Cálculo de vazão em rios
Equação da continuidade:
A1.V1 = A2.V2 = = An.V = Q                          
onde, Q = a vazão em estudo; Ai= a área da seção molhada em "i"; Vi= a velocidade de escoamento pela mesma seção. 
*
Cálculo de vazão em rios
Outra forma de cálculo é:
Q = a(h-ho)b
Onde Q = vazão; h = nível da água; ho = nível zero da régua; a e b são parâmetros associados a cada região.
O cálculo de a e b é feito utilizando transformando a equação em uma reta por logaritmos:
lnQ = lna + bln(h-ho)
*
Escoamento em Reservatórios: Regularização de Vazões
Regularização de vazões ao longo do tempo:
Uso Consuntivo:
Abastecimento de água
Irrigação em áreas agrícolas
*
Escoamento em Reservatórios: Regularização de Vazões
Regularização de vazões ao longo do tempo:
Uso Não Consuntivo:
Regularização do nível de água para navegação de um rio;
Regularização do nível de água para produção de energia elétrica;
Regularização do nível de água para diluição de poluentes;
Regularização de inundações.
*
DEFICIT DE ESCOAMENTO
A avaliação do déficit de escoamento de uma bacia hidrográfica, para um longo período de tempo, pode ser feita pelo déficit de escoamento na equação
P + R = Q + E + (R + R)
Onde:
P = precipitação média anual sobre a bacia hidrográfica, em mm
Q = volume de água escoado pela seção S convertido em altura média anual de lâmina de água uniformemente distribuída sobre a área planimétrica da bacia, em mm
E = evapotranspiração no período considerado, em mm
R = reserva de água subterrânea no início do período
R + R = reserva de água subterrânea no fim do período