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Notas de Aula – Adaptadas de material das disciplinas de Hidrologia dos cursos da USP, FUMEC, UFV, UFGRS, UFRJ e Manual DNIT para drenagem de água. Este material não substitui o exposto em sala de aula. 1ª parte da matéria da 1ª Prova do 1º Semestre de 2012 da disciplina de Hidrologia e Drenagem Urbana. 1) Propriedades da água e ciclo hidrológico 2) Bacia Hidrográfica e Balanço Hídrico 3) Água na atmosfera 4) Precipitação 5) Interceptação 6) Infiltração de água no solo 7) Evapotranspiração 8) Água subterrânea Para os demais assuntos deverão ser considerado somente as exposições em sala de aula 1) Propriedades da água e ciclo hidrológico Os conceitos fundamentais do ciclo hidrológico. A água é uma substância com características incomuns. É a substância mais presente na superfície do planeta Terra, cobrindo mais de 70% do globo. O corpo humano é composto por água mais ou menos na mesma proporção. Já um tomate é composto por mais de 90 % de água, assim como muitos outros alimentos. Todas as formas de vida necessitam da água para sobreviver. A água é a única substância na Terra naturalmente presente nas formas líquida, sólida e gasosa. A mesma quantidade de água está presente na Terra atualmente como no tempo em que os dinossauros habitavam o planeta, há milhões de anos atrás. A busca de vida em outros planetas está fortemente relacionada a busca de indícios da presença de água. Propriedades físicas e químicas da água As propriedades físicas e químicas da água são bastante incomuns e estas características condicionam seu comportamento no meio ambiente. Entre as propriedades da água estão sua massa específica, color específico, calor latente de fusão e vaporização, viscosidade, propriedades moleculares e inter-moleculares. A existência da água na Terra em todas as três fases (vapor, líquido e sólido) é um dos aspectos que torna o planeta único. Massa específica da água A massa específica, ou densidade, é a massa por unidade de volume de uma substância e o peso específico é o peso por unidade de volume. Para a massa específica normalmente é usado o símbolo ɣ, e nas unidades do SI é dada em Kg.m-³. O peso específico é simbolizado pela letra grega ρ dado em unidades de N.m-³. As duas variáveis estão relacionadas pela segunda lei de Newton, usando a aceleração da gravidade (g): onde: g = aceleração da gravidade A variação do valor da massa específica da água com a temperatura é bastante incomum, e tem um importante papel no meio ambiente. Por exemplo, a água líquida a 0°C é mais densa que o gelo. Por outro lado, quando a água líquida a 0°C é aquecida sua densidade inicialmente aumenta até a temperatura de 3,98°C, quando a sua massa específica atinge 1000 Kg.m-3. A partir desta temperatura a densidade da água diminui com o aumento da temperatura, como acontece com a maior parte das substâncias. A massa específica da água líquida a diferentes temperaturas pode ser estimada pela equação abaixo (Dingman, 2002): | | onde: T é a temperatura em oC e ρ é a massa específica em Kg.m-3. A presença de substâncias dissolvidas ou em suspensão na água pode alterar a sua massa específica. Assim, a água salgada é mais densa do que a água doce, e a água com alta concentração de sedimentos de alguns rios pode ter densidade significativamente diferente da água limpa a mesma temperatura. Calor específico da água A estrutura molecular da água (H2O) é responsável por uma característica fundamental da água que é a sua grande inércia térmica, isto é, a temperatura da água varia de forma lenta. O sol aquece as superfícies de terra e de água do planeta com a mesma energia, entretanto as variações de temperatura são muito menores na água. Em função deste aquecimento diferenciado e do papel regularizador dos oceanos, o clima da Terra tem as características que conhecemos. O calor específico é a propriedade de uma substância que relaciona a variação do conteúdo de energia à variação da sua temperatura. É definido como a quantidade de energia absorvida ou liberada (ΔH) por uma massa M de uma substância enquanto sua temperatura aumenta ou diminui por um valor de ΔT. Cada grama de água precisa receber cerca de uma caloria para aumentar sua temperatura em 1oC. Em unidades do SI o calor específico da água (cp) é de 4216 J.Kg-1.K-1. Isto significa que é necessário fornecer 4216 Joules de energia para cada Kg de água ter sua temperatura aumentada em 1 grau Kelvin. Calor latente de fusão A quantidade de energia liberada pela água congelada a 0oC durante o processo de fusão é denominada calor latente de fusão. O valor do calor latente de fusão da água é de, aproximadamente, 334 KJ.Kg-1. Calor latente de vaporização A quantidade de energia absorvida pela água na passagem da fase líquida para a gasosa (vapor) é o calor latente de vaporização. A temperaturas abaixo de 100 oC algumas moléculas de água na superfície podem romper as ligações inter-moleculares com as moléculas vizinhas e escapar do meio líquido, vaporizando-se. Assim, a vaporização pode ocorrer a temperaturas inferiores à do ponto de ebulição. A 100 oC o calor latente de vaporização é de 2,261 MJ.Kg-1, o que corresponde a cinco vezes mais energia do que a necessária para aquecer a água de 0 a 100 oC. O calor latente de vaporização decresce com o aumento da temperatura. Esta relação pode ser aproximada pela equação abaixo: Onde: λ é o calor latente de vaporização (MJ.Kg-1) e T é a temperatura em oC. A grande capacidade de armazenar calor da água na forma de vapor tem um papel importante no transporte de energia na atmosfera, das regiões mais tropicais para as regiões mais próximas dos pólos. A liberação de energia que ocorre durante a condensação tem um papel fundamental na formação das nuvens e no processo de formação das chuvas. O ciclo hidrológico O ciclo hidrológico é o conceito central da hidrologia. O ciclo hidrológico está ilustrado na Figura 1. A energia do sol resulta no aquecimento do ar, do solo e da água superficial e resulta na evaporação da água e no movimento das massas de ar. O vapor de ar é transportado pelo ar e pode condensar no ar formando nuvens. Em circunstâncias específicas o vapor do ar condensado nas nuvens pode voltar à superfície da Terra na forma de precipitação. A evaporação dos oceanos é a maior fonte de vapor para a atmosfera e para a posterior precipitação, mas a evaporação de água dos solos, dos rios e lagos e a transpiração da vegetação também contribuem. A precipitação que atinge a superfície pode infiltrar no solo ou escoar por sobre o solo até atingir um curso d’água. A água que infiltra umedece o solo, alimenta os aqüíferos e cria o fluxo de água subterrânea. O ciclo hidrológico é fechado se considerado em escala global. Em escala regional podem existir alguns sub-ciclos. Por exemplo, a água precipitada que está escoando em um rio pode evaporar, condensar e novamente precipitar antes de retornar ao oceano. Figura 1 – O ciclo hidrológico 2) Bacia Hidrográfica e Balanço Hídrico A discussão das características físicas e funcionais das bacias hidrográficas tem a finalidade de proporcionar o conhecimento dos diversos fatores que determinam a natureza da descarga de um rio. A importância desse conhecimento reside no fato de que através da avaliação dos parâmetros que condicionam essa vazão possa-se fazer comparações entre bacias, podendo-se conhecer melhor os fenômenos passados e fazer extrapolações. Desse modo, o aproveitamento dos recursos hídricos pode ser feito de maneira mais racional com maiores benefícios à sociedade em geral. Uma baciahidrográfica pode ser dividida em sub-bacias e cada uma das sub-bacias pode ser considerada uma bacia hidrográfica. A bacia hidrográfica pode ser considerada como um sistema físico sujeito a entradas de água (eventos de precipitação) que gera saídas de água (escoamento e evapotranspiração). A bacia hidrográfica transforma uma entrada concentrada no tempo (precipitação) em uma saída relativamente distribuída no tempo (escoamento). As características fundamentais de uma bacia que dependem do relevo são: • Área • Comprimento da drenagem principal • Declividade A utilização das caraterísticas físicas pode ser resumida a três utilidades básicas: • Explicação de observações passadas ou criação de cenários futuros , como por exemplo, no planejamento de drenagem de uma cidade, prevendo-se as áreas impermeabilizadas futuras. • Transposição de dados entre bacias vizinhas. Ë muito comum não se dispor de dados observados de vazões no local de interesse de um projeto; entretanto, encontrando-se uma bacia vizinha com dados históricos ou eventualmente dados no mesmo rio mas em seções distantes, pode-se através de fórmulas empíricas ou por uma análise estatística regional, correlacionar os dados de vazões com as características físicas das bacias. • Criação de fórmulas empíricas para generalizações regionais dessas correlações, em geral, efetuadas, de forma independente à uma necessidade de estudo específico, mas de cunho mais científico. Características Físicas de Bacias Hidrográficas Uso do solo Um dos fatores fisiográficos mais importantes que afetam o escoamento é o uso do solo ou controle da terra. Suponhamos que uma área seja constituída por floresta cujo solo é coberto por folhas e galhos, que durante as maiores precipitações evitam que o escoamento superficial atinja o curso d’água num curto intervalo de tempo, evitando assim uma enchente. Se esta área for deflorestada e seu solo compactado ou impermeabilizado, aquela chuva que antes se infiltrava no solo, pode provocar enchentes nunca vistas. Entretanto, esse fator não tem influência sensível nas maiores enchentes catastróficas. As florestas têm ação regularizadora nas vazões dos cursos d’água, mas não aumentam o valor médio das vazões. Em climas secos, a vegetação pode até mesmo diminuí-lo em virtude do aumento da evaporação. Tipo do solo Em qualquer bacia, as características do escoamento superficial são largamente influenciadas pelo tipo predominante de solo, devido à capacidade de infiltração dos diferentes solos, que por sua vez é resultado do tamanho dos grãos do solo, sua agregação, forma e arranjo das partículas. Solos que contém material coloidal contraem-se e incham-se com as mudanças de umidade, afetando a capacidade de infiltração. A porosidade afeta tanto a infiltração quanto a capacidade de armazenamento e varia bastante para solos diferentes. Algumas rochas têm 1% de porosidade, enquanto solos orgânicos chegam a ter de 80 a 90%. A porosidade não depende do tamanho das partículas do solo, mas sim do arranjo, variedade, forma e grau de compactação. Em certos terrenos, entretanto, o estudo tem de ser aprofundado por um geólogo ou hidrólogo para investigar a localização de lençóis aqüíferos, o escoamento subterrâneo e a origem das fontes. Área A área é um dado fundamental para definir a potencialidade hídrica de uma bacia, uma vez que a bacia é a região de captação da água da chuva. Assim, a área da bacia multiplicada pela lâmina precipitada ao longo de um intervalo de tempo define o volume de água recebido ao longo deste intervalo de tempo. A área de uma bacia hidrográfica pode ser estimada a partir da delimitação dos divisores da bacia em um mapa topográfico e algumas vezes, complementada com um mapa geológico, de altimetria adequada traçando-se a linha divisória que passa pelos pontos de maior cota entre duas bacias vizinhas. A área pode ser determinada com boa precisão utilizando-se um planímetro, com métodos geométricos de determinação de área de figura irregular ou com recurso intrínsecos aos aplicativos de Sistemas de Informação Geográfica (SIG), quando se trabalha com a planta digitalizada. As bacias podem ser classificadas em grandes e pequenas. O tamanho da bacia (a área) não é critério suficiente para tal classificação, haja visto que duas bacias de mesma área podem apresentar comportamentos hidrológicos totalmente distintos. Figura 2 – Exemplo de uma bacia hidrográfica delimitada sobre um mapa topográfico. A área da bacia afeta a grandeza das enchentes, das vazões mínimas, e das vazões médias de várias formas. Ou seja, tem significativa influência sobre o hidrograma como veremos a seguir: Efeito sobre vazões máximas Suponhamos duas bacias que diferem apenas pela área. Se quantidades iguais de chuva precipitam em intervalos de tempos iguais sobre elas, o volume do escoamento superficial por unidade de área será o mesmo nas duas bacias. Entretanto, esse volume de escoamento estará mais espalhado na bacia de maior área. Assim, o tempo necessário para que todo esse volume passe pela seção de saída desta bacia será maior que o tempo gasto na bacia de área menor. E, o pico de enchente será menos acentuado na maior bacia em relação à vazão normal dessa mesma bacia. Entretanto, o tempo necessário para que um escoamento de enchente (que caiu próximo à nascente, por exemplo) atinja uma seção (saída, por exemplo) aumenta a medida em que a área da bacia aumenta. Isto significa que o hidrograma de enchente terá sua base mais larga. Efeito sobre as vazões mínimas Uma vez cessado o escoamento superficial, a vazão de um curso d’água é alimentada pela água subterrânea. Consequentemente, com o gasto desse armazenamento a vazão do curso d’água vai diminuindo até que o curso d’água fique seco ou haja uma recarga no solo pela precipitação. Estas precipitações, que ocorrem durante as secas atingem algumas partes das grandes bacias, enquanto muitas vezes não caem sobre algumas pequenas sub-bacias. Por esse motivo, a vazão dos cursos d’água principais das bacias maiores tem maior chance de prover uma vazão firme. • Efeito sobre a vazão média: A área da bacia não afeta diretamente a vazão média. Assim, as vazões médias específicas (vazão por unidade de área) em vários pontos de uma bacia são praticamente constantes. Forma As grandes bacias hidrográficas em geral apresentam forma de leque ou de pêra, ao passo que as pequenas bacias apresentam formas as mais variadas possíveis em função da estrutura geológica dos terrenos. A forma da bacia influencia no escoamento superficial e consequentemente o hidrograma resultante de uma determinada chuva. Entre os índices propostos para caracterizar a forma da bacia serão calculados o fator de forma e os índices de compacidade e de conformação. Estes índices são utilizados para comparar bacias e para comporem parâmetros das equações empíricas de correlações entre vazões e características físicas das bacias. Índice de Compacidade Kc É definido como sendo a relação entre o perímetro da bacia e a circunferência do círculo de área igual à da bacia. onde: P = Perímetro da bacia, km A = Área da bacia, km² Como o círculo é a figura geométrica plana que comporta uma dada área com o menor perímetro, este índice nunca será menor que 1 (um). Bacias que se aproximam geometricamente de um círculo convergem o escoamento superficial ao mesmo tempo para um trecho relativamente pequeno do rio principal. Caso não existam outros fatores que interfiram, os menores valores de kc indicam maior potencialidade de produção de picos de enchentes elevados (Figura 4).Figura 4 – Forma circular (arredonda) e esbelta (alongada). O Fator de Forma - KF O fator de forma compara a área da bacia com a área de um quadrado de lado igual ao comprimento axial. O fator de forma de uma bacia hidrográfica, Fc, é definido pela relação entre a largura média da bacia e o seu comprimento axial. O comprimento axial da bacia hidrográfica, L, é igual ao comprimento do curso d’água principal mais a distância da sua nascente ao divisor topográfico. A largura média da bacia, l, é obtida dividindo-se a área da bacia pelo seu comprimento axial: onde: = largura média da bacia, km A = Área da bacia, km² L = Comprimento axial, km Assim o fator de forma resulta: Quanto mais próximo de 1 (um) o valor de Fc, isto é, quanto mais a forma da bacia se aproximar da forma do quadrado do seu comprimento axial, maior a potencialidade de produção de picos de cheia. Bacias alongadas apresentam pequenos valores do fator de forma e são menos susceptíveis às inundações, uma vez que se torna menos provável que uma chuva intensa cubra toda a sua extensão. Figura 5 – Quanto mais a área da bacia se aproximar da área do quadrado do comprimento axial do seu rio principal, provavelmente mais próxima será da forma de um quadrado, convergindo todo escoamento ao mesmo tempo para uma mesma região. Declividade da bacia A declividade da bacia ou dos terrenos da bacia tem uma relação importante e também complexa com a infiltração, o escoamento superficial, a umidade do solo e a contribuição de água subterrânea ao escoamento do curso d’água. É um dos fatores mais importantes que controla o tempo do escoamento superficial e da concentração da chuva e tem uma importância direta em relação à magnitude da enchente. Quanto maior a declividade, maior a variação das vazões instantâneas. Uma das maneiras de se medir a declividade média dos terrenos da bacia, consiste em aplicar uma malha quadrada sobre a planta planialtimétrica da bacia (Figura 7). São definidas as declividades de intersecção da malha, desenhando-se um segmento de reta (linha de maior declive que passa pelo ponto) perpendicular às duas curvas de nível anterior e posterior à cota do ponto e quepasse pelo ponto; a declividade do ponto será a diferença de cotas das curvas de nível dividida pelo comprimento desse segmento de reta. A média das declividades desses pontos será considerada a média das declividades dos terrenos da bacia. Figura 7 – Malha retangular para cálculo das declividades dos terrenos da bacia A declividade média da bacia e do curso d’água principal também são características que afetam diretamente o tempo de viagem da água ao longo do sistema. Declividade de rios O rio principal de uma bacia hidrográfica é normalmente considerado como sendo aquele que drena a maior área dentro da bacia4. O seu comprimento, aqui indicado por L, é medido no mapa topográfico com o uso do curvímetro. A declividade do rio principal de uma bacia é uma medida representativa do seu relevo e muito utilizada em diversos estudos hidrológicos. A velocidade do escoamento de um rio depende da declividade da calha fluvial ou álveo: quanto maior a declividade, maior a velocidade do escoamento. A declividade do álveo pode ser obtida de diferentes modos. Para rios que apresentam um perfil longitudinal razoavelmente uniforme, a declividade entre extremos, S1, é uma boa estimativa da sua declividade. A declividade entre extremos é obtida dividindo-se a diferença entre as cotas máxima (cabeceira) e mínima (foz) do perfil pelo comprimento do rio: Existem, ainda, outras medidas mais representativas da declividade de um rio. Uma possibilidade é o método da declividade S10-85, pelo qual a declividade é obtida a partir das altitudes a 10% e 85% do comprimento do rio, comprimento este medido a partir da sua foz. Para a avaliação das altitudes, os dois pontos são marcados no mapa topográfico e suas cotas são determinadas por interpolação a partir das curvas de nível disponíveis. Avaliadas as duas altitudes, a diferença é dividida por 75% do comprimento do rio principal: Um outro índice representativo da declividade média do curso d’água é a declividade equivalente constante, S3, que se obtém a partir da consideração de que o tempo total de percurso da água no canal natural é igual ao tempo de percurso num canal hipotético de declividade constante S3. ∑ ∑ √ em que Li e Si são a distância em e a declividade em cada trecho i, respectivamente Densidade de cursos d’água A densidade de cursos d’água é a relação entre o número de cursos d’água e a área total da bacia (Figura 8). São incluídos apenas os rios perenes e os intermitentes. onde: Ds = Densidade de drenagem, admensional Ns = Número de cursos d’água, unidades A = Área da bacia, km² Figura 8 – Exemplo de contagem do número de cursos d’água. O rio principal é contado apenas uma vez de sua nascente até a foz e os tributários de ordem superior, cada um se estendendo da sua nascente até a junção com o rio de ordem superior. A densidade de cursos d’água não indica a eficiência da drenagem, pois a extenção dos cursos d’água não é levada em conta. Densidade de drenagem A densidade de drenagem indica a eficiência da drenagem na bacia. É definida pela relação entre o comprimento total dos cursos d’água (pode ser medido na planta topográfica com um barbante ou com um curvímetro) e a área de drenagem. onde: L = Comprimento total dos cursos d’água, km A = Área da bacia, km² Quanto mais eficiente o sistema de drenagem, ou seja, quanto maior a densidade de drenagem da bacia, mais rapidamente a água do escoamento superficial originada da chuva chegará à saída da bacia, gerando hidrogramas com picos maiores e em instantes mais cedo. Demais índices morfométricos aplicados ao estudo de bacias hidrográficas podem ser encontrados nos artigos indicados em sala de aula e disponibilizados no AVA. Ordenamento de cursos d’água Destacam-se o sistema de Horton (1945) e Strahler (1957). No sistema de Horton os canais de primeira ordem são aqueles que não possuem tributários; os canais de segunda ordem têm apenas afluentes de primeira ordem; os canais de terceira ordem recebem afluência de canais de segunda ordem, podendo também receber diretamente canais de primeira ordem; sucessivamente, um canal de ordem u pode ter tributários de ordem u-1 até 1. Isto implica atribuir a maior ordem ao rio principal, valendo esta designação em todo o seu comprimento, desde o exutório da bacia até sua nascente. No sistema de Strahler é evitada a subjetividade de classificação das nascentes. Para Strahler, todos os canais sem tributários são de primeira ordem, mesmo que sejam nascentes dos rios principais e afluentes; os canais de segunda ordem são os que se originam da confluência de dois canais de primeira ordem, podendo ter afluentes também de primeira ordem; os canais de terceira ordem originam se da confluência de dois canais de segunda ordem, podendo receber afluentes de segunda e primeira ordens; sucessivamente, um canal de ordem u é formado pela união de dois canais de ordem u-1, podendo receber afluência de canais com qualquer ordem inferior. Portanto, no sistema de Strahler, o rio principal e afluentes não mantêm o número de ordem na totalidade de suas extensões, como acontece no sistema de Horton que tem problemas práticos de numeração. A densidade de drenagem é uma característicaque pode ser profundamente alterada pela construção de estruturas de drenagem. Por exemplo, a construção de galerias de drenagem das águas pluviais em áreas urbanas representa um aumento significativo na densidade de drenagem. A determinação dos índices de drenagem está relacionada com a qualidade (escala) da informação disponível, sendo que hoje em dia esses índices não têm merecido grande destaque dentro da hidrologia. Demais índices morfométricos aplicados ao estudo de bacias hidrográficas podem ser encontrados nos artigos indicados em sala de aula e disponibilizados no AVA. 3) Água na atmosfera Considerar material em sala de aula. Abaixo na Figura 9 o desenho dado em sala de aula, para sanar quaisquer deficiências do desenhos passado no quadro negro. Figura 9 – Média global de fluxos de energia na atmosfera da Terra (Dingman, 2002). 4) Precipitação Definição Entende-se por precipitação a água proveniente do vapor de água da atmosfera depositada na superfície terrestre sob qualquer forma: chuva, granizo, neblina, neve, orvalho ou geada. Representa o elo de ligação entre os demais fenômenos hidrológicos e fenômeno do escoamento superficial, sendo este último o que mais interessa ao engenheiro. Importância da precipitação Conforme mencionado quando abordado o assunto balanço hídrico, a precipitação é a única forma de entrada de água em uma bacia hidrográfica. Assim sendo, ela fornece subsídios para a quantificação do abastecimento de água, irrigação, controle de inundações, erosão do solo, etc., e é fundamental para o adequado dimensionamento de obras hidráulicas, entre outros. A chuva é a causa mais importante dos processos hidrológicos de interesse da engenharia e é caracterizada por uma grande aleatoriedade espacial e temporal. Formação das chuvas Elementos necessários a formação: umidade atmosférica : (devido à evapotranspiração); mecanismo de resfriamento do ar : (ascensão do ar úmido): quanto mais frio o ar, menor sua capacidade de suportar água em forma de vapor, o que culmina com a sua condensação; presença de núcleos higroscópios; mecanismo de crescimento das gotas: o coalescência: processo de crescimento devido ao choque de gotas pequenas originando outra maior; o difusão de vapor: condensação do vapor d’água sobre a superfície de uma gota pequena. A água existente na atmosfera está, em sua maior parte, na forma de vapor. A quantidade de vapor que o ar pode conter é limitada. Ar a 20º C pode conter uma quantidade máxima de vapor de, aproximadamente, 20 gramas por metro cúbico. Quantidades de vapor superiores a este limite acabam condensando. A quantidade máxima de vapor que pode ser contida no ar sem condensar é a concentração de saturação. Uma característica muito importante da concentração de saturação é que ela aumenta com o aumento da temperatura do ar. Assim, ar mais quente pode conter mais vapor do que ar frio. A figura a seguir apresenta a variação da concentração de saturação de vapor no ar com a temperatura. Figura 10 – Relação entre a temperatura e o conteúdo de vapor de água na condição de saturação. Observa-se que o ar a 10º C pode conter duas vezes mais vapor do que o ar a 0º C. O ar atmosférico apresenta um forte gradiente de temperatura, com temperatura relativamente alta junto à superfície e temperatura baixa em grandes altitudes. O processo de formação das nuvens de chuva está associado ao movimento ascendente de uma massa de ar úmido. Neste processo a temperatura do ar vai diminuindo até que o vapor do ar começa a condensar. Isto ocorre porque a quantidade de água que o ar pode conter sem que ocorra condensação é maior para o ar quente do que para o ar frio. Quando este vapor se condensa, pequenas gotas começam a se formar, permanecendo suspensas no ar por fortes correntes ascendentes e pela turbulência. Porém, em certas condições, as gotas das nuvens crescem, atingindo tamanho e peso suficiente para vencer as correntes de ar que as sustentam. Nestas condições, a água das nuvens se precipita para a superfície da Terra, na forma de chuva. A formação das nuvens de chuva está, em geral, associada ao movimento ascendente de massas de ar úmido. A causa da ascensão do ar úmido é considerada para diferenciar os principais tipos de chuva: frontais, convectivas ou orográficas. Chuvas frontais As chuvas frontais ocorrem quando se encontram duas grandes massas de ar, de diferente temperatura e umidade. Na frente de contato entre as duas massas o ar mais quente (mais leve e, normalmente, mais úmido) é empurrado para cima, onde atinge temperaturas mais baixas, resultando na condensação do vapor. As massas de ar que formam as chuvas frontais têm centenas de quilômetros de extensão e movimentam se de forma relativamente lenta, conseqüentemente as chuvas frontais caracterizam-se pela longa duração e por atingirem grandes extensões. No Brasil as chuvas frontais são muito freqüentes na região Sul, atingindo também as regiões Sudeste, Centro Oeste e, por vezes, o Nordeste. Chuvas frontais têm uma intensidade relativamente baixa e uma duração relativamente longa. Am alguns casos as frentes podem ficar estacionárias, e a chuva pode atingir o mesmo local por vários dias seguidos. Figura 11 – Chuvas Frontais Chuvas orográficas As chuvas orográficas ocorrem em regiões em que um grande obstáculo do relevo, como uma cordilheira ou serra muito alta, impede a passagem de ventos quentes e úmidos, que sopram do mar, obrigando o ar a subir. Em maiores altitudes a umidade do ar se condensa, formando nuvens junto aos picos da serra, onde chove com muita frequência. As chuvas orográficas ocorrem em muitas regiões do Mundo, e no Brasil são especialmente importantes ao longo da Serra do Mar. Figura 12 – Chuvas Orográficas Chuvas convectivas As chuvas convectivas ocorrem pelo aquecimento de massas de ar, relativamente pequenas, que estão em contato direto com a superfície quente dos continentes e oceanos. O aquecimento do ar pode resultar na sua subida para níveis mais altos da atmosfera onde as baixas temperaturas condensam o vapor, formando nuvens. Este processo pode ou não resultar em chuva, e as chuvas convectivas são caracterizadas pela alta intensidade e pela curta duração. Normalmente, porém, as chuvas convectivas ocorrem de forma concentrada sobre áreas relativamente pequenas. No Brasil há uma predominância de chuvas convectivas, especialmente nas regiões tropicais. Os processos convectivos produzem chuvas de grande intensidade e de duração relativamente curta. Problemas de inundação em áreas urbanas estão, muitas vezes, relacionados às chuvas convectivas. Figura 13 – Chuvas Convectivas Medição da chuva Expressa-se a quantidade de chuva (h) pela altura de água caída e acumulada sobre uma superfície plana e impermeável. As grandezas características são: a) Altura pluviométrica: lâmina d’água precipitada sobre uma área. A unidade de medição da altura de chuva é o milímetro de chuva. Um milímetro de chuva corresponde a 1 litro de água distribuído em um metro quadrado; b) Intensidade de precipitação: é a relação entre a altura pluviométrica e a duração da precipitação expressa, geralmente em mm.h-1 ou mm.min-1; c) Duração: período de tempo contado desde o início até o fim da precipitação (h ou min). d) Frequência: Abordada no próximo tópico A chuva é medida utilizando instrumentos chamados pluviômetros que nada mais são do que recipientes para coletar a água precipitada com algumas dimensões padronizadas. O pluviômetro mais utilizado no Brasil tem uma forma cilíndrica com uma área superior de captação da chuvade 400 cm², de modo que um volume de 40 ml de água acumulado no pluviômetro corresponda a 1 mm de chuva. O pluviômetro é instalado a uma altura padrão de 1,50 m do solo (Figura 14) e a uma certa distância de casas, árvores e outros obstáculos que podem interferir na quantidade de chuva captada. Figura 14 – Pluviômetro e detalhes de um pluviômetro. Nos pluviômetros da rede de observação mantida pela Agência Nacional da Água (ANA) a medição da chuva é realizada uma vez por dia, sempre às 7:00 da manhã, por um observador que anota o valor lido em uma caderneta. A ANA tem uma rede de 2473 estações pluviométricas distribuídos em todo o Brasil. Além da ANA existem outras instituições e empresas que mantém pluviômetros, como o Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), empresas de geração de energia hidrelétrica e empresas de pesquisa agropecuária. No banco de dados da ANA (www.hidroweb.ana.gov.br) estão cadastradas 14189 estações pluviométricas de diversas entidades, mas apenas 8760 estão em atividade atualmente (2007). Existem pluviômetros adaptados para realizar medições de forma automática, registrando os dados medidos em intervalos de tempo inferiores a um dia. São os pluviógrafos (Figura 15), que originalmente eram mecânicos, utilizavam uma balança para pesar o peso da água e um papel para registrar o total precipitado. Os pluviógrafos antigos com registro em papel foram substituídos, nos últimos anos, por pluviógrafos eletrônicos com memória (data-logger). O pluviógrafo mais comum atualmente é o de cubas basculantes, em que a água recolhida é dirigida para um conjunto de duas cubas articuladas por um eixo central. A água é dirigida inicialmente para uma das cubas e quando esta cuba recebe uma quantidade de água equivalente a 20 g, aproximadamente, o conjunto báscula em torno do eixo, a cuba cheia esvazia e a cuba vazia começa a receber água. Cada movimento das cubas basculantes equivale a uma lâmina precipitada (por exemplo, 0,25 mm), e o aparelho registra o número de movimentos e o tempo em que ocorre cada movimento. A principal vantagem do pluviógrafo sobre o pluviômetro é que permite analisar detalhadamente os eventos de chuva e sua variação ao longo do dia. Além disso, o pluviógrafo eletrônico pode ser acoplado a um sistema de transmissão de dados via rádio ou telefone celular. Figura 15 – Pluviógrafo (Terceira imagem exemplo de pluviógrafo de bóia.) A chuva também pode ser estimada utilizando radares meteorológicos. A medição de chuva por radar está baseada na emissão de pulsos de radiação eletromagnética que são refletidos pelas partículas de chuva na atmosfera, e na medição do da intensidade do sinal refletido. A relação entre a intensidade do sinal enviado e recebido, denominada refletividade, é correlacionada à intensidade de chuva que está caindo em uma região. A principal vantagem do radar é a possibilidade de fazer estimativas de taxas de precipitação em uma grande região no entorno da antena emissora e receptora, embora existam erros consideráveis quando as estimativas são comparadas com dados de pluviógrafos. Figura 16 – Radar meteorológico No Brasil são poucos os radares para uso meteorológico, com a exceção do Estado de São Paulo em que existem alguns em operação. Em alguns países, como os EUA, a Inglaterra e a Alemanha, já existe uma cobertura completa com sensores de radar para estimativa de chuva. Também é possível fazer estimativas da precipitação a partir de imagens obtidas por sensores instalados em satélites. A temperatura do topo das nuvens, que pode ser estimada a partir de satélites, tem uma boa correlação com a precipitação. Além disso, existem experimentos de radares a bordo de satélites que permitem aprimorar a estimativa baseada em dados de temperatura de topo de nuvem. Análise de dados de chuva Além dos itens discutidos no tópico anterior, intensidade, duração, altura, a Freqüência também é de grande importância na análise de chuva. A Frequência é a quantidade de ocorrências de eventos iguais ou superiores ao evento de chuva considerado. Chuvas muito intensas tem freqüência baixa, isto é, ocorrem raramente. Chuvas pouco intensas são mais comuns. A Tabela 1 apresenta a análise de freqüência de ocorrência de chuvas diárias de diferentes intensidades ao longo de um período de 23 anos em uma estação pluviométrica no interior do Paraná. Observa- se que ocorreram 5597 dias sem chuva (P = zero) no período total de 8279 dias, isto é, em 67% dos dias do período não ocorreu chuva. Em pouco mais de 17% dos dias do período ocorreram chuvas com intensidade baixa (menos do que 10 mm). A medida em que aumenta a intensidade da chuva diminui a frequência de ocorrência. Tabela 1 - Frequência de ocorrência de chuvas diárias de diferentes alturas em um posto pluviométrico no interior do Paraná ao longo de um período de, aproximadamente, 23 anos. Bloco Frequência P = zero 5597 P < 10 mm 1464 10 < P < 20 mm 459 20 < P < 30 mm 289 30 < P < 40 mm 177 40 < P < 50 mm 111 50 < P < 60 mm 66 60 < P < 70 mm 38 70 < P < 80 mm 28 80 < P < 90 mm 20 90 < P < 100 mm 8 100 < P < 110 mm 7 110 < P < 120 mm 2 120 < P < 130 mm 5 130 < P < 140 mm 2 140 < P < 150 mm 1 150 < P < 160 mm 1 160 < P < 170 mm 1 170 < P < 180 mm 2 180 < P < 190 mm 1 190 < P < 200 mm 0 P > 200 mm 0 Total 8279 Nota: Não necessariamente a frequência deverá ser feita em blocos! A variável utilizada na hidrologia para avaliar eventos extremos como chuvas muito intensas é o tempo de retorno (TR), dado em anos. O tempo de retorno é uma estimativa do tempo em que um evento é igualado ou superado, em média. Por exemplo, uma chuva com intensidade equivalente ao tempo de retorno de 10 anos é igualada ou superada somente uma vez a cada dez anos, em média. Esta última ressalva “em média” implica que podem, eventualmente, ocorrer duas chuvas de TR 10 anos em dois anos subseqüentes. O tempo de retorno pode, também, ser definido como o inverso da probabilidade de ocorrência de um determinado evento em um ano qualquer. Por exemplo, se a chuva de 130 mm em um dia é igualada ou superada apenas 1 vez a cada 10 anos diz-se que seu Tempo de Retorno é de 10 anos, e que a probabilidade de acontecer um dia com chuva igual ou superior a 130 mm em um ano qualquer é de 10%, ou seja: Variabilidade espacial da chuva Os dados de chuva dos pluviômetros e pluviógrafos referem-se a medições executadas em áreas muito restritas (400 cm²), quase pontuais. Porém a chuva caracteriza-se por uma grande variabilidade espacial. Assim, durante um evento de chuva um pluviômetro pode ter registrado 60 mm de chuva enquanto um outro pluviômetro, a 30 km de distância registrou apenas 40 mm para o mesmo evento. Isto ocorre a chuva apresenta uma grande variabilidade espacial, principalmente se é originada por um processo convectivo. A forma de representar a variabilidade espacial da chuva para um evento, para um ano inteiro de dados ou para representar a precipitação média anual ao longo de um período de 30 anos são as linhas de mesma precipitação (isoietas) desenhadas sobre um mapa. As isoietas são obtidas por interpolação dos dados de pluviômetros ou pluviógrafos e podem ser traçadas de forma manual ou automática. A Figura 17 apresenta um mapa de isoietas de chuva média anual do Estado de São Paulo, com base em dados de 1943 a 1988. Observa-se que a chuva média anual sobre a maior parte do Estado é da ordem de 1300 a 1500 mm por ano, mas há uma região próxima ao litoral com chuvas anuais de mais de 3000 mm por ano. As regiões onde as isoietas ficam muito próximas entre si é caracterizadapor uma grande variabilidade espacial. Figura 17 – Exemplo de representação de variabilidade espacial da chuva com um mapa de isoietas. Variabilidade sazonal da chuva Um dos aspectos mais importantes do clima e da hidrologia de uma região é a época de ocorrência das chuvas. Existem regiões com grande variabilidade sazonal da chuva, com estações do ano muito secas ou muito úmidas. Na maior parte do Brasil o verão é o período das maiores chuvas. No Rio Grande do Sul, entretanto, a chuva é relativamente bem distribuída ao longo de todo o ano (em média). Isto não impede, entretanto, que em alguns anos ocorram invernos ou verões extremamente secos ou extremamente úmidos. A variabilidade sazonal da chuva é representada por gráficos com a chuva média mensal, como o apresentado na Figura 5. 5 para Porto Alegre e para Cuiabá. Observa-se que no Sul do Brasil existe uma distribuição mais homogênea das chuvas ao longo do ano, enquanto no Centro- Oeste ocorrem verões muito úmidos e invernos muito secos. Figura 18 - Variabilidade sazonal da chuva em Porto Alegre e Cuiabá, representada pelas chuvas médias mensais no período de 1961 a 1990. Chuvas médias numa área Os dados de chuva dos pluviômetros e pluviógrafos referem-se a uma área de coleta de 400 cm², ou seja, quase pontual. Porém, o maior interesse na hidrologia é por chuvas médias que atingem uma região, como a bacia hidrográfica. Existem diversos métodos para a realização de tal estimativa, a saber: a) Média aritmética. b) Polígonos de Thiessen. c) Isoietas. Média aritmética Este é o método mais simples para a estimativa da precipitação em uma bacia hidrográfica a partir de registros pluviométricos. Por esta razão é que este é o método mais comumente utilizado, principalmente em regiões de topografia relativamente plana. A utilização deste método consiste em obter a média aritmética simples de um certo número de dados de precipitação medidos por diferentes pluviômetros (ou pluviógrafos), localizados em diferentes postos de coleta presentes na bacia hidrográfica. Para tal, usa-se a equação: Onde: h = precipitação média na bacia hidrográfica, mm; Pi = precipitação observada em cada posto pluviométrico, mm; e n = número de postos pluviométricos ou de pluviômetros. Dentre as limitações inerentes a este método destaca-se a necessidade de que haja uma distribuição uniforme dos postos pluviométricos dentro da bacia hidrográfica, além do fato de este ser aplicável apenas em bacias localizadas em áreas planas ou com relevo muito suave, a fim de evitar grandes erros devido à variabilidade espacial da precipitação em áreas de topografia acidentada. Para a aplicação deste método é necessário que os dados de precipitação coletados em cada um dos postos pluviométricos não sejam muito discrepantes entre si. Recomenda-se que o método da média aritmética somente seja aplicado quando: Onde: Pmáx = precipitação máxima observada nos postos pluviométricos, mm; e Pmín = precipitação mínima observada nos postos pluviométricos, mm. Polígonos de Thiessen O Método dos Polígonos de Thiessen, ou simplesmente Método de Thiessen, pode ser utilizado mesmo quando não há distribuição uniforme dos postos pluviométricos dentro da bacia hidrográfica. Consiste em atribuir um fator de peso aos totais precipitados medidos em cada posto pluviométrico, sendo estes pesos proporcionais à área de influência de cada posto. Estas áreas de influência são determinadas em mapas da bacia que contenham a localização dos postos pluviométricos (melhor detalhado em arquivo disponibilizado no AVA). Deve-se ressaltar que, diferentemente do Método da Média Aritmética, o Método de Thiessen leva em consideração não apenas aos postos pluviométricos localizados dentro da bacia hidrográfica, como também alguns postos localizados em sua vizinhança. Para a aplicação do Método de Thiessen, utiliza-se, para a delimitação das áreas de influência de cada posto de coleta, o procedimento descrito na sequência. Primeiramente, traçam-se, no mapa, linhas retas que unam postos pluviométricos adjacentes, isto é, os mais próximos entre si, Figura 19b. Em seguida, traçam-se as medianizes destas retas (linhas médias perpendiculares), Figura 19c. Então, definem-se as regiões de influência de cada posto pluviométrico, que são os polígonos formados pelas medianizes, chamados polígonos de Thiessen, Figura 19d. Finalmente, calcula-se por planimetragem ou por intermédio de SIG, a área de cada polígono formado. Figura 19 – Método de definição dos polígonos de Thiessen. A precipitação média é calculada pela média ponderada entre a precipitação de cada posto pluviométrico e o peso a ela atribuído, isto é, a área de influência de posto. Para tal, utiliza-se a equação. Onde: Ai = Área de influência de cada posto pluviométrico, Km². Isoietas No mapa da área (Figura 20) são traçadas as isoietas ou curvas que unem pontos de igual precipitação. Na construção das isoietas, o analista deve considerar os efeitos orográficos e a morfologia do temporal, de modo que o mapa final represente um modelo de precipitação mais real do que o que poderia ser obtido de medidas isoladas. Em seguida calculam-se as áreas parciais contidas entre duas isoietas sucessivas e a precipitação média em cada área parcial, que é determinada fazendo-se a média dos valores de duas isoietas. Usualmente se adota a média dos índices de suas isoietas sucessivas. Figura 20 – Traçado das isoietas em bacia de estudo. A precipitação média da bacia é dada pela equação: Onde: hi – valor de precipitação na isoieta, mm; e Ai – área entre duas isoietas sucessivas, ha. A precisão do método depende altamente da habilidade do analista no traçado das isoietas. Tratamento de dados pluviométricos e identificação de erros Identificação de erros grosseiros As causas mais comuns de erros grosseiros nas observações são: a) preenchimento errado do valor na caderneta de campo; b) soma errada do número de provetas, quando a precipitação é alta; c) valor estimado pelo observador, por não se encontrar no local no dia da amostragem; d) crescimento de vegetação ou outra obstrução próxima ao posto de observação; e) danificação do aparelho; f) problemas mecânicos no registrador gráfico. Após esta análise as séries poderão apresentar falhas, que devem ser preenchidas por alguns dos métodos indicados a seguir. Preenchimento de falhas Em alguns casos pode haver falha na leitura ou no arquivamento de dados pluviométricos, resultando em falha de informação para alguns períodos. Em alguns casos é possível fazer o preenchimento destas falhas, utilizando dados de postos pluviométricos da vizinhança. Este tipo de preenchimento não substitui os dados originais, e somente pode ser aplicado para dados em intervalo de tempo mensal ou anual. Método da ponderação regional É um método simplificado, de fácil aplicação, e normalmente utilizado para o preenchimento de séries mensais ou anuais de precipitações. Para exemplificar o método, considere um posto Y, que apresenta as falhas a serem preenchidas. É necessário selecionar pelo menos três postos da vizinhança que possuam no mínimo dez anos de dados (X1, X2 e X3). Para preencher as falhas do posto Y, adota-se a equação a seguir: Onde: PY = é a precipitação do posto Y a ser estimada; PX1, PX2 e PX3 = são as precipitações correspondentes ao mês (ou ano) que se deseja preencher nos outros três postos; PMy = é a precipitação média do posto Y; PMX1 a PMX3 são as precipitações médias nas três estações vizinhas. Os postos vizinhos escolhidos devem estar numa região climática semelhante ao posto a serpreenchido. O preenchimento efetuado por esta metodologia é simples e apresenta algumas limitações, quando cada valor é visto isoladamente. Para o preenchimento de valores diários de precipitação não se deve utilizar esta metodologia, pois os resultados podem ser muito ruins. Normalmente valores diários são de difícil preenchimento devido a grande variação espacial e temporal da precipitação para os eventos de freqüências médias e pequenas. Método da regressão linear Também é um método simplificado, que utiliza uma regressão linear simples ou múltipla para gerar informação no período com falha. Na regressão linear simples, as precipitações do posto com falhas (Y) e de um posto vizinho (X) são correlacionadas. As estimativas dos dois parâmetros da equação podem ser obtidas graficamente ou através do critério de mínimos quadrados. Para o ajuste da regressão linear simples, correlaciona-se o posto com falhas (Y) com outro vizinho (X). A correlação produz uma equação, cujos parâmetros podem ser estimados por métodos como o de mínimos quadrados, ou graficamente através da plotagem cartesiana dos pares de valores (X, Y), traçando-se a reta que melhor representa os pares de pontos. Uma vez definida a equação semelhante à apresentada abaixo, as falhas podem ser preenchidas. Y = a + b.X Análise de consistência de dados pluviométricos A análise de consistência de dados pluviométricos é um conjunto de procedimentos que é aplicado aos dados para verificar se são coerentes e se estão isentos de desvios sistemáticos e erros diversos. A análise de consistência completa inclui um grande número de métodos, e apenas uma breve introdução é apresentada neste texto. Método Dupla-massa Um dos métodos mais conhecidos para a análise de consistência dos dados de precipitação é o Método da Dupla-Massa, desenvolvido pelo Geological Survey (USA). A principal finalidade da aplicação do método é identificar se ocorreram mudanças no comportamento da precipitação ao longo do tempo, ou mesmo no local de observação. O Método da Dupla-Massa é baseado no princípio que o gráfico de uma quantidade acumulada, plotada contra outra quantidade acumulada, durante o mesmo período, deve ser uma linha reta, sempre que as quantidades sejam proporcionais. A declividade da reta ajustada nesse processo representa então, a constante de proporcionalidade. Especificamente, devem ser selecionados os postos de uma região, acumular para cada um deles os valores mensais (ou anuais), e plotar num gráfico cartesiano os valores acumulados correspondentes ao posto a consistir (nas ordenadas) e de um outro posto confiável adotado como base de comparação (nas abscissas). Pode-se também modificar o método, considerando valores médios das precipitações mensais acumuladas em vários postos da região, e plotar esses valores no eixo das abscissas. Quando não se observa o alinhamento dos dados segundo uma única reta, podem ter ocorrido as seguintes situações: alterações de condições climáticas ou condições físicas do local, mudança de observador, ou erros sistemáticos de leitura. Tendo sido constatada uma inconsistência nos dados é necessário identificar o fator causador da mudança de declividade na curva de Dupla-Massa. A seguir é possível tentar corrigir os dados suspeitos, usando um método semelhante ao de preenchimento de falhas, mas fazendo uso dos dados suspeitos. Estes métodos são explicados de forma mais completa em livros como o de Tucci (1993). Chuvas totais anuais A chuva média anual é uma das variáveis mais importantes na definição do clima de uma região, bem como sua variabilidade sazonal. O total de chuva precipitado ao longo de um ano influencia fortemente a vegetação existente numa bacia e as atividades humanas que podem ser exercidas na região. Na região do Vale do Aço/MG, por exemplo, chove aproximadamente 1250 mm por ano, em média. Em muitas regiões da Amazônia chove mais do que 2000 mm por ano, enquanto na região do Semi-Árido do Nordeste há áreas com menos de 600 mm de chuva por ano. O clima, entretanto, não é constante, e ocorrem variações importantes em torno da média da precipitação anual. A Figura 5. 11 apresenta um histograma de freqüências de chuvas anuais de um posto localizado no interior de Minas Gerais, no período de 1942 a 2001. A chuva média neste período é de 1433 mm, mas observa-se que ocorreu um ano com chuva inferior a 700 mm, e um ano com chuva superior a 2300 mm. A distribuição de freqüência da Figura 5. 11 é aproximadamente gaussiana (parecida com a distribuição Normal). Conhecendo o desvio padrão das chuvas e considerando que a distribuição é Normal, podemos estimar que 68% dos anos apresentam chuvas entre a média menos um desvio padrão e a média mais um desvio padrão. Da mesma forma podemos considerar que 95% dos anos apresentam chuvas entre a média menos duas vezes o desvio padrão e a média mais duas vezes o desvio padrão. O desvio padrão da chuva anual no posto pluviométrico da Figura 21 é de 298,8 mm. Figura 21 - Histograma de freqüência de chuvas anuais no posto 02045005, no município de Lamounier (MG). Chuvas anuais têm uma distribuição de freqüências semelhante a Normal. Chuvas máximas As chuvas intensas são as causas das cheias e as cheias são causas de grandes prejuízos quando os rios transbordam e inundam casas, ruas, estradas, escolas, podendo destruir plantações, edifícios, pontes etc. e interrompendo o tráfego. As cheias também podem trazer sérios prejuízos à saúde pública ao disseminar doenças de veiculação hídrica. Por estes motivos existe o interesse pelo conhecimento detalhado de chuvas máximas no projeto de estruturas hidráulicas como bueiros, pontes, canais e vertedores. O problema da análise de freqüência de chuvas máximas é calcular a precipitação P que atinge uma área A em uma duração D com uma dada probabilidade de ocorrência em um ano qualquer. A forma de relacionar quase todas estas variáveis é a curva de Intensidade – Duração – Freqüência (curva IDF). A curva IDF é obtida a partir da análise estatística de séries longas de dados de um pluviógrafo (mais de 15 anos, pelo menos). A metodologia de desenvolvimento da curva IDF baseia-se na seleção das maiores chuvas de uma duração escolhida (por exemplo, 15 minutos) em cada ano da série de dados. Com base nesta série de tamanho N (número de anos) é ajustada uma distribuição de freqüências que melhor represente a distribuição dos valores observados. O procedimento é repetido para diferentes durações de chuva (5 minutos; 10 minutos; 1 hora; 12 horas; 24 horas; 2 dias; 5 dias) e os resultados são resumidos na forma de um gráfico, ou equação, com a relação das três variáveis: Intensidade, Duração e Freqüência (ou tempo de retorno). A Figura 22 apresenta uma curva IDF obtida a partir da análise dos dados de um pluviógrafo que esteve localizado no Parque da Redenção, em Porto Alegre. Cada uma das linhas representa um Tempo de Retorno; no eixo horizontal estão as durações e no eixo vertical estão as intensidades. Observa-se que quanto menor a duração maior a intensidade da chuva. Da mesma forma, quanto maior o Tempo de Retorno, maior a intensidade da chuva. Por exemplo, a chuva de 1 hora de duração com tempo de retorno de 20 anos tem uma intensidade de 60 mm.hora-1. Figura 23 - Curva IDF para a cidade de Porto Alegre, com base nos dados coletados pelo pluviógrafo do DMAE localizado no Parque da Redenção, publicada pelo DMAE em 1972 (adaptado de Tucci, 1993). Evidentemente as curvas IDF são diferentes em diferentes locais. Assim, a curva IDF do Parque da Redenção em Porto Alegre vale para a região próxima a esta cidade. Infelizmente não existem séries de dados de pluviógrafoslongas em todas as cidades, assim, muitas vezes, é necessário considerar que a curva IDF de um local é válida para uma grande região do entorno. Uma curva IDF também pode ser resumida na forma de uma equação. De maneira geral as equações IDF tem a forma apresentada a seguir: onde: im = intensidade máxima média de precipitação, mm/h; T = período de retorno, anos; t = duração da precipitação, min; e K, a, b, c = parâmetros relativos à localidade. O GPRH – Grupo de Pesquisas de Recursos Hídricos/UFV desenvolveu o Software Plúvio 2.1 para definir as variáveis dependentes do local. Este software aborda um grande númroc de municípios brasileiros. Em termos práticos, para a utilização de uma IDF é necessário informar o tempo de retorno de projeto e a duração da chuva. O tempo de retorno a ser utilizado é um critério relacionado com o tipo de obra de engenharia. Por exemplo, no projeto de um sistema de drenagem pluvial urbano as bocas-de-lobo são em geral dimensionadas para chuvas de 3 a 5 anos de período de retorno, enquanto que o vertedor de uma barragem como Itaipú no rio Paraná, é dimensionado para uma vazão de 10.000 anos de período de retorno. Com relação à duração da chuva, normalmente adota-se o critério de utilização da duração da chuva igual ao tempo de concentração da bacia hidrográfica para a qual será desenvolvido o estudo. Em alguns casos especiais, a duração da chuva também pode seguir um critério pré- estabelecido, como por exemplo, a duração máxima de 10 minutos é utilizada para o dimensionamento de redes de micro-drenagem na maioria das capitais brasileiras. É interessante comparar as intensidade de chuva das curvas IDF apresentadas com as chuvas da Tabela 2, que apresenta as chuvas mais intensas já registradas no mundo, para diferentes durações. Observa-se que existem regiões da China em que já ocorreu em 10 horas a chuva de 1400 mm, que é equivalente ao total anual médio de precipitação em Porto Alegre. Tabela 2: Chuvas mais intensas já registradas no Mundo (adaptado de Ward e Trimble, 2003). Duração Precipitação (mm) Local e Data 1 minuto 38 Barot, Guadeloupe - 26/11/1970 15 minutos 198 Plumb Point, 12/5/1916 30 minutos 280 Sikeshugou, Hebei, China - 3/7/1974 60 minutos 401 Shangdi, Mongólia, China - 3/7/1975 10 horas 1400 Muduocaidang, Mongólia, China - 1/8/1977 24 horas 1825 Foc Foc, Ilhas Reunião 7 e 8/1/1966 12 meses 26461 Cherrapunji, Índia - Ago. de 1860 a Jul. de 1861
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