Apostila de Hidrologia - TICIANA M. CARVALHO STUDART

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TICIANA M. CARVALHO STUDART 
 
 
 
 
 
 
 
 
2006 
 CCaappííttuulloo 
 11 HHiiddrroollooggiiaa AApplliiccaaddaa 
. INTRODUÇÃO À HIDROLOGIA 
 
Não é a toa que o Planeta Terra é chamado de “o Planeta Azul” - dois terços de sua superfície são 
cobertos pela água de mares e oceanos (Figura 1.1). Na realidade, existe água em praticamente todo 
lugar: sobre a superfície terrestre, na forma de rios, lagos, mares e oceanos; sob a superfície 
terrestre, na forma de água subterrânea e umidade do solo e na atmosfera, na forma de vapor 
d’água. A água, em certos locais, pode ocorrer de forma quase ilimitada, como nos oceanos, ou em 
quantidades praticamente nulas, como nos desertos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.1 – Planeta Terra 
Apesar da maior parte da água do Planeta, em qualquer momento, estar contida nos oceanos, a 
mesma está em contínuo movimento, em um ciclo cuja fonte principal de energia é o sol e cuja 
principal força atuante é a gravidade. A esta transferência ininterrupta da água do oceano para o 
continente e do continente para o oceano (Figura 1.2), dá-se o nome de Ciclo Hidrológico. 
 
 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
Karine�
Cap 1_Introdução_18 de jul de 2003.doc�
 
2Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
 
OCEANOS CONTINENTE 
 
 
CICLO HIDROLÓGICO 
Figura 1.2 – Transferência da água oceano x continente 
1.1. Etimologia e definição de Hidrologia 
A palavra HIDROLOGIA é originada das palavras gregas HYDOR, que significa “água” e LOGOS, que 
significa “ciência”. Hidrologia é, pois, a ciência que estuda a água. 
Definição 1: Hidrologia é a ciência que trata da água na Terra, sua ocorrência, circulação e 
distribuição, suas propriedades físicas e químicas, e sua reação com o meio ambiente, incluindo 
sua relação com as formas vivas relacionada com toda a água da Terra, sua ocorrência, 
distribuição e circulação, suas propriedades físicas e químicas, seu efeito sobre o meio ambiente 
e sobre todas as formas da vida. (Definição proposta pelo US Federal Council for Sciences and 
Technology (Chow, 1959)). 
Por ser muito ampla, é difícil pensar numa ciência que não esteja incluída nesta definição. A Botânica, 
ao estudar o transporte de água através dos vegetais ou a Medicina, ao estudar a água no corpo 
humano, fariam parte da Hidrologia. Na prática, a definição de Hidrologia é: 
Definição 2: A Hidrologia estuda as fases do ciclo hidrológico, descrevendo seu passado, 
tentando prever seu futuro. 
2. CICLO HIDROLÓGICO 
A água diferencia-se dos demais recursos naturais pela notável propriedade de renovar-se 
continuamente, graças ao ciclo hidrológico. Embora o movimento cíclico da água não tenha princípio 
nem fim, costuma-se iniciar seu estudo descritivo pela evaporação da água dos oceanos, seguida de 
sua precipitação sobre a superfície que, coletada pelos cursos d’ água, retorna ao local de partida. 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
3Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
A descrição acima simplifica sobremaneira o processo que realmente ocorre (Figura 1.3), uma vez que 
não estão computadas as eventuais interrupções que podem ocorrer em vários estágios (Ex. 
precipitação sobre o oceano) e a íntima dependência das intensidade e freqüência do ciclo hidrológico 
com a geografia e o clima local. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.3 – Ciclo Hidrológico. (Fonte: Dnaee) 
Alguns tópicos podem ser destacados: 
1. O sol constitui-se na fonte de energia para a realização do ciclo. O calor por ele liberado 
atua sobre a superfície dos oceanos, rios e lagos estimulando a conversão da água do 
estado líquido para gasoso. 
2. A ascensão do vapor d’ água conduz à formação de nuvens, que podem se deslocar, sob a 
açã do vento, para regiões continentais. 
3. Sob
gra
 
 (1) Quando a precifusão. 
o 
 condições favoráveis a água condensada nas nuvens precipita (sob forma de neve, 
nizo ou chuva)(1) podendo ser dispersada de várias formas: 
pitação se dá sob forma de neve ou granizo, a retenção no solo é mais demorada, até que ali se processe a 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
4Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
ƒ Retenção temporária ao solo próximo de onde caiu; 
ƒ Escoamento sobre a superfície do solo ou através do solo para os rios; 
ƒ Penetração no solo profundo. 
4. Atingindo os veios d’ água, a água prossegue seu caminho de volta ao oceano, 
completando o ciclo. 
5. As depressões superficiais porventura existentes retém a água precipitada 
temporariamente. Essa água poderá retornar para compor fases seguintes do ciclo pela 
evaporação e transpiração da plantas. 
6. Os escoamentos superficial e subterrâneo decorrem da ação da gravidade, podendo parte 
desta água ser evaporada ou infiltrada antes de atingir o curso d’ água. 
7. Atingindo os veios d’água, a água prossegue seu caminho de volta ao oceano, 
completando o ciclo. 
8. A evaporação acompanha o ciclo hidrológico em quase todas as suas fases, seja durante a 
precipitação, seja durante o escoamento superficial. 
Dotado de certa aleatoriedade temporal e espacial, o ciclo hidrológico configura processos bem mais 
complexos que os acima descritos. Uma vez que as etapas precedentes à precipitação estão dentro do 
escopo da meteorologia, compete ao hidrólogo conhecer principalmente as fases do ciclo que se 
processam sobre a superfície terrestre, quais sejam, precipitação, evaporação e transpiração, 
escoamento superficial e escoamento subterrâneo. 
3. UM POUCO DA HISTÓRIA DA HIDROLOGIA 
Os mais antigos trabalhos de drenagem e irrigação em larga escala são atribuídos ao Faraó Menés, 
fundador da primeira dinastia egípcia, que barrou o rio Nilo próximo a Mênphis, com uma barragem 
de 15m e extensão de aproximadamente 500 metros, para alimentar o canal de irrigação. 
Também no Egito encontram-se os primeiros registros sistemáticos de níveis de enchentes. Estes 
registros datam de 3.500 a.C. e indicavam aos agricultores a época oportuna de romper os diques para 
inundar e fertilizar as terras agricultáveis. Nota-se que, aos egípcios, pouco importava o estudo da 
Hidrologia como ciência e sim. A sua utilização. 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
5Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
Muitos conceitos errôneos e falhas de compreensão atravessaram o desenvolvimento da engenharia 
no seu sentido atual. Os gregos foram os primeiros filósofos que estudaram seriamente a Hidrologia, 
com Aristóteles sugerindo que os rios eram alimentados pelas chuvas. Sua maior dificuldade eram 
explicar a origem da água subterrânea. Somente na época de Leonardo da Vinci (por volta de 1.500 
d.C)a idéia da alimentação dos rios pela precipitação começou a ser aceita. No entanto, foi apenas no 
ano de 1694 que Perrault, através de medidas pluviométricas na bacia do rio Sena, demonstrou, 
quantitativamente, que o volume precipitado ao longo do ano era suficiente para manter o volume 
escoado. 
O astrônomo inglês Halley, em 1693, provou que a evaporação da água do mar era suficiente para 
responder por todas as nascentes e fluxos d’água. Mariotte, 1em 1686, mediu a velocidade do rio 
Sena. Estes primeiros conhecimentos de Hidrologia permitiram inúmros avanços no Século XVIII, 
incluindo o teorema de Bernoulli, o Tubo Pitot e a Fórmula de Chèzy, que formam a base da Hidráulica 
e da Mecânica dos Fluidos. 
Durante o Século XIX, foram feitos significantes avanços na teoria da água subterrânea, incluindo a 
Lei de Darcy. No que se refere à Hidrologia de águas superficiais, muitas fórmulas e instrumentosde 
medição foram criados. 
Chow (1954) chamou o período compreendido entre 1900 e 1930 ficou conhecido como o Período do 
Empirismo. O período de 1930 a 1950 seria o Período da Racionalização. Datam desta época o 
Hidrograma Unitário de Sherman (1932) e a Teoria da Infiltração de Horton (1933). Entre 1940 a 1950 
foram feitos significantes avanços no entendimento do processo de evaporação. Em 1958, Gumbel 
llança as bases da moderna hidrologia estocástica. A partir da década de 70, a Hidrologia passa a 
contar com o avanços computacionais, o que levaram ao desenvolvimento de muitos modelos de 
simulação 
4. DISPONIBILIDADES HÍDRICAS MUNDIAIS 
Segundo Lvovich (apud Raudikivi, 1979), a ordem de grandeza e a distribuição das disponibilidades 
hídricas no mundo são as mostradas na Tabela 1.1. 
 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
6Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
Tabela 1.1 – Distribuição das disponibilidades hídricas no mundo 
 
Fonte 
 
Superfície 
(106 Km2) 
 
Volume 
(106 Km2) 
 
% do Volume Total
Oceanos 360 1.370.323 93,93 
Águas Subterrâneas - 64.000 4,39 
Geleiras e Neve Perpétua 16 24.000 1,65 
Lagos - 230 0,016 
Umidade do Solo - 75 0,005 
Água na Atmosfera 510 14 0,001 
Rios 1,2 0,0001 
 Total 1.458.643 100 
Fonte: Raudikivi (1979) 
Deste total, cerca de 94% é de água salgada e apenas 6%, de água doce. Desconsiderando a 
quantidade de água doce sob forma de geleiras, águas subterrâneas e umidade atmosférica, ínfimos 
0,0161% do total da água do Planeta estão disponíveis em rios e lagos (Figura 1.4), os quais não se 
encontram eqüitativamente distribuídos sobre todo o Planeta. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.4 – Água doce disponível em lagos e rios 
Para se dar uma pequena idéia da má distribuição espacial da água, cita-se o exemplo do Brasil, que 
possui cerca de 12% das reservas hídricas superficiais do mundo, mas com aproximadamente 65% 
destes recursos concentrados na Amazônia. 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
7Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
Questões a se pensar: 
 1. Por que se preocupar com as várias fases do ciclo hidrológico? 
 2. Se o estudo da Hidrologia não era importante há 30-40 anos atrás, por que o deveria 
ser hoje? 
 3. Se essa quantidade de água doce nunca foi motivo de grandes preocupações, por que o 
seria agora? 
5. A ÁGUA E O DESENVOLVIMENTO 
A água sempre desempenhou um papel fundamental na história da humanidade. O surgimento das 
cidades sempre se deu ao longo os rios. Entretanto, não se tinha a percepção da importância da água 
como hoje, uma vez que sua qualidade e quantidade eram adequadas às necessidades da época – 
abastecimento, diluição de dejetos, pesca, geração de energia, entre outros. Como as fontes hídricas 
não eram desenvolvidas no limite de sua possibilidades, havia pouco interesse em se obter dados e 
conhecimento a respeito de suas capacidades máximas, e assim a Hidrologia, como ciência, pouco 
se desenvolveu. 
Hoje, o cenário é outro. Segundo a Organização das Nações Unidas (ONU), o consumo mundial de 
água doce dobrou nos últimos 50 anos e corresponde, atualmente, à metade de todos os recursos 
hídricos acessíveis. Explorar tais recursos foi o motor do desenvolvimento econômico de muitos países, 
sobretudo na agricultura, abastecimento humano e animal, geração de energia, indústria e transporte. 
Porém a competição por água entre tais setores vem degradando as fontes naturais, das quais o 
mundo depende. O ciclo natural da água tem sido interrompido ou alterado em regiões muito 
artificializadas, como as megacidades. 
É consenso geral que a gestão das águas é uma necessidade. E assim, a Hidrologia ressurge, hoje, 
como ferramenta indispensável para tal fim, uma vez é a ciência que trata do entendimento dos 
processos naturais que dão base aos projetos de suprimento de água. Só ela pode avaliar como e 
quanto o ciclo hidrológico pode ser modificado pelas atividades humanas. 
No passado, já existiam estes sinais de desconhecimento da Hidrologia, mas os mesmos só afetavam 
pequenas parcelas da população e tinham pouca divulgação. Isto tem mudado significativamente nos 
últimos 30 anos. Hoje já se tem o entendimento que a prosperidade e a sobrevivência da humanidade 
é função da disponibilidade de água doce e potável e que, a cada ano nascem mais alguns milhões de 
consumidores e não é criada, sequer, uma gota d’água a mais no Planeta. 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
8Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
Os múltiplos usos e usuários disputando um mesmo litro de água e a perspectiva de demandas 
ainda maiores no futuro indicam que mais e mais profissionais – e não somente o engenheiro – 
necessitam ter conhecimentos de Hidrologia. Somente assim os tomadores de decisão poderão avaliar 
as vantagens e desvantagens de cada alteração proposta no ciclo hidrológico. 
Exemplos da falta de conhecimentos de Hidrologia na sociedade moderna: 
 1. Construção nas planícies aluviais de rios 
 2. Reservatórios superdimensionados 
 3. Problemas de drenagem urbana 
 4. Construção e reservatórios pouco profundos em regiões com altas taxas de evaporação
 5. Perfuração de poços secos em regiões cristalinas 
 6. Problemas de salinização de solos em projetos de irrigação em regiões áridas e semi-
áridas 
Exemplo conc to 1: o Açude Cedro – Ce 
O Açude Cedro i construído em 1906, no município de Quixadá, Ceará. Exemplo clássico de falta de 
conhecimento 
acumulação equ
desde sua cons
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
re
fo
hidrológico, o reservatório foi superdimensionado, construído com capacidade de 
ivalente a seis vezes seu volume afluente anual. Tendo sangrado pouquíssimas vezes 
trução, a Figura 1.5 mostra uma das ocasiões em que esvaziou totalmente, em 2001.
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 1.5 - Açude Cedro – Ce (vazio em novembro de 2001) 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
9Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
Exemplo concreto 2: Inundação em Fortaleza, Ce 
A Figura 1.6 mostra um problema de drenagem urbana característicos das grandes cidades, no caso, 
Fortaleza, Ce. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.6--Enchente em Fortaleza, Ce em 1997 
6. APLICAÇÕES DA HIDROLOGIA À ENGENHARIA 
A Hidrologia não é uma ciência pura, uma vez que o objeto de estudo é usualmente dirigido para 
aplicações práticas, sendo assim, o termo “Hidrologia Aplicada” é freqüentemente utilizado. Eis 
algumas das aplicações da hidrologia: 
ƒ Escolha de fontes de abastecimento de água 
ƒ Subterrânea - locação do poço e capacidade de bombeamento 
ƒ Sup rficial – locação da barragem, estimativa da vazão afluente e da vazão a ser 
reg
ƒ Drenag
ƒ Drenag
ƒ Irrigaçã
e
ularizada, dimensionamento do reservatório e do sangradouro 
em urbana – dimensionamento de bueiros 
em de rodovias – dimensionamento de pontes e pontilhões 
o – fonte de abastecimento, estimativa da evapotranspiração da cultura 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
10Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
ƒ Controle de enchentes – dragagem do leito do rio, construção de reservatórios de controle 
de cheias 
Exemplo concreto 1: cheias e secas no rio Capibaribe 
A Bacia do rio Capibaribe, Pernambuco, tem sua história intimamente ligada a episódios de cheias 
catastróficas, notadamente na Região Metropolitana de Recife. Entretanto, nos últimos anos, a cidade 
vem sendo atingida por uma grave crise noabastecimento d’água, sendo obrigatório o uso extensivo 
de carros-pipa. Os quatro maiores açudes da bacia – Jucazinho, Carpina, Goitá e Tapacurá, 
representam cerca de 91% do total acumulado nos açudes mais importantes da bacia e são utilizados 
tanto para controle de cheias como para o abastecimento. A operação de reservatórios com múltiplas 
finalidades é feita tradicionalmente com a divisão do volume total armazenável em zonas para o 
atendimento de seus diferentes objetivos. Na prática, a divisão consiste em se alocar volumes de 
reserva para as respectivas finalidades. Objetivos diametralmente conflitantes, como controle de 
cheias – que requer que a parte do volume destinada a este fim permaneça seca para que a cheia 
possa assim ser contida – e conservação – que precisa que a água seja efetivamente armazenada 
para usos futuros em irrigação e abastecimento municipal e industrial – não são fáceis de conciliar. 
As figuras 1.7 e 1.8 mostram, respectivamente, um esquema da bacia hidrográfica do rio Capibaribe 
com seus barramentos construídos ao longo de seu leito, e Recife em um episódio de inundação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.7 -- Bacia hidrográfica do rio Capibaribe (Pe) e seus barramentos 
 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 
11Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.6--Enchente em Recife, Pe 
7. RELAÇÃO DA HIDROLOGIA COM OUTRAS CIÊNCIAS 
Devido a natureza complexa do ciclo hidrológico e suas relações com os padrões climáticos, tipos de 
solos, topografia e geologia, as fronteiras entre a hidrologia e as outras ciências da terra, tais como 
meteorologia, geologia, ecologia e oceanografia não são muito distintas. Na realidade, tais ciências 
também podem ser consideradas ramos da hidrologia: 
ƒ Meteorologia e Hidrometeorologia – estudo da água atmosférica. 
ƒ Oceanografia – estudo dos oceanos. 
ƒ Hidrografia – estudo das águas superficiais. 
ƒ Potamologia – estudo dos rios. 
ƒ Limnologia – estudo dos lagos e reservatórios. 
ƒ Hidrogeologia – estudo das águas subterrâneas. 
Sendo assim, poucos problemas hidrológicos podem ficar limitados a apenas um desses ramos. 
Freqüentemente, devido a grande inter-relações do fenômeno, a solução do problema só pode ser 
dada através de uma discussão interdisciplinar com profissionais de um ou mais desses ramos. Muitas 
outras ciências podem ainda ser utilizadas na Hidrologia, tais como física, química, geologia, geografia, 
mecânica dos fluidos, estatística, economia, computação, direito, etc. 
Ticiana Studart e Nilson Campos 
 appíít a CC tuulloo 
 22 Bacia Hidrográfica
 
 
1. GENERALIDADES 
O ciclo hidrológico, se considerado de maneira global, pode ser visto como um sistema hidrológico 
fechado, uma vez que a quantidade total da água existente em nosso planeta é constante. Entretanto, é 
comum o estudo, pelos hidrólogos, de subsistemas abertos. A bacia hidrográfica destaca-se como região 
de efetiva importância prática devido a simplicidade de que oferece na aplicação do balanço hídrico. 
2. DEFINIÇÃO 
Segundo Viessman, Harbaugh e Knapp (1972), bacia hidrográfica é uma área definida 
topograficamente, drenada por um curso d’ água ou um sistema conectado de cursos d’ água, dispondo 
de uma simples saída para que toda vazão efluente seja descarregada. 
 
3. DIVISORES 
O primeiro passo a ser seguido na caracterização de uma bacia é, exatamente, a delimitação de 
seu contorno, ou seja, a linha de separação que divide as precipitações em bacias vizinhas, 
encaminhando o escoamento superficial para um ou outro sistema fluvial. 
São 3 os divisores de uma bacia: 
„ Geológico 
„ Freático 
„ Topográfico 
Dadas as dificuldades de se efetivar o traçado limitante com base nas formações rochosas (os 
estratos não seguem um comportamento sistemático e a água precipitada pode escoar antes de infiltrar) 
 
 
e no nível freático (devido as alterações ao longo das estações do ano), o que se faz na prática é limitar a
bacia a partir de curvas de nível, tomando pontos de cotas mais elevadas para comporem a linha da
divisão topográfica. 
 
 
Karine�
Bacia Hidrográfica_2002.doc�
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
2 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.1 – Corte transversal de uma bacia (Fonte: VILLELA, 1975) 
 
 
4. CARACTERÍSTICAS FÍSICAS DE UMA BACIA HIDROGRÁFICA 
As características físicas de uma bacia compõem importante grupo de fatores que influem no 
escoamento superficial. A seguir, faremos, de forma sucinta, uma abordagem de efeitos relacionados a 
cada um deles, tendo como exemplo os dados da Bacia do Riacho do Faustino, localizada no município do 
Crato, Ceará. 
 
4.1. ÁREA DE DRENAGEM 
A área de uma bacia é a área plana inclusa entre seus divisores topográficos. É obtida com a 
utilização de um planímetro. 
A bacia do Riacho do Faustino tem uma área de 26,4 Km2. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
3 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 2.2 – Bacia hidrográfica do Riacho do Faustino (Crato-Ceará) 
 
4.2. FORMA DA BACIA 
Após ter seu contorno definido, a bacia hidrográfica apresenta um formato. É evidente que este 
formato tem uma influência sobre o escoamento global; este efeito pode ser melhor demonstrado através 
da apresentação de 3 bacias de formatos diferentes, porém de mesma área e sujeitas a uma precipitação 
de mesma intensidade. Dividindo-as em segmentos concêntricos, dentro dos quais todos os pontos se 
encontram a uma mesma distância do ponto de controle, a bacia de formato A levará 10 unidades de 
tempo (digamos horas) para que todos os pontos da bacia tenham contribuído para a descarga (tempo de 
concentração). A bacia de formato B precisará de 5 horas e a C, de 8,5 horas. Assim a água será 
fornecida ao rio principal mais rapidamente na bacia B, depois em C e A, nesta ordem. 
 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
4 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.3 – O efeito da forma da bacia hidrográfica (Fonte: WILSON, 1969) 
 
Exprimir satisfatoriamente a forma de uma bacia hidrográfica por meio de índice numérico não é 
tarefa fácil. Apesar disto Gravelius propôs dois índices: 
4.2.1. COEFICIENTE DE COMPACIDADE (KC) 
É a relação entre os perímetros da bacia e de um círculo de área igual a da bacia: 
r 2
P
Kc π= com π=∴
=π
A
r 
Ar 2
 
Substituindo, temos: 
ππ
=
A
 2
P
Kc 
A 
P
 0,28 Kc = 
onde P e A são, respectivamente, o perímetro (medido com o curvímetro e expresso em Km) e a área da 
bacia (medida com o planímetro, expressa em Km2). Um coeficiente mínimo igual a 1 corresponderia à 
bacia circular; portanto, inexistindo outros fatores, quanto maior o Kc menos propensa à enchente é a 
bacia. 
4.2.2. FATOR DE FORMA (Kf) 
É a r ação entre a largura média da bacia (L ) e o comprimento axial do curso d’ água (L). O 
compriment
 
el
o “L” é medido seguindo-se o curso d’ água mais longo desde a cabeceira mais distante da 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
5 
bacia até a desembocadura. A largura média é obtida pela divisão da área da bacia pelo comprimento da 
bacia. 
,
L
L
Kf = mas L
A
L = 
então, 
2f L
A
K = 
Este índice também indica a maior ou menor tendência para enchentes de uma bacia. Uma bacia 
com Kf baixo, ou seja, com o L grande, terá menor propensão a enchentes que outra com mesma área, 
mas Kf maior. Isto se deve a fato de que, numa bacia estreitae longa (Kf baixo), haver menor 
possibilidade de ocorrência de chuvas intensas cobrindo simultaneamente toda a sua extensão. 
A bacia do Riacho do Faustino apresenta os seguintes dados: 
A = 26,4 km2 = 26.413.000 m2 
L = 10.500 m 
P = 25.900 m 
Assim, 
41,1
26.413.000
25.900
 28,0
A
P
 28,0Kc === 
41,1Kc = 
24,0
)500.10(
000.413.26
L
A
K
22f
=== 
24,0Kf = 
4.3. SISTEMA DE DRENAGEM 
O sistema de drenagem de uma bacia é constituído pelo rio principal e seus efluentes; o padrão de 
seu sistema de drenagem tem um efeito marcante na taxa do “runoff”. Uma bacia bem drenada tem 
menor tempo de concentração, ou seja, o escoamento superficial concentra-se mais rapidamente e os 
picos de enchente são altos. 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
6 
As características de uma rede de drenagem podem ser razoavelmente descritos pela ordem dos 
cursos d’ água, densidade de drenagem, extensão média do escoamento superficial e sinuosidade do 
curso d’ água. 
4.3.1. ORDEM DOS CURSOS D’ ÁGUA 
A ordem dos rios é uma classificação que reflete o grau de ramificação dentro de uma bacia. O 
critério descrito a seguir foi introduzido por Horton e modificado por Strahler: 
 “Designam-se todos os afluentes que não se ramificam (podendo desembocar no rio principal ou 
em seus ramos) como sendo de primeira ordem. Os cursos d’ água que somente recebem afluentes que 
não se subdividem são de segunda ordem. Os de terceira ordem são formados pela reunião de dois 
cursos d’ água de segunda ordem, e assim por diante.” 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.4 – Ordem dos cursos d’ água na bacia do Riacho do Faustino. 
 
A ordem do rio principal mostra a extensão da ramificação da bacia. 
 4.3.2. DENSIDADE DE DRENAGEM 
A densidade de drenagem é expressa pelo comprimento total de todos os cursos d’ água de uma 
bacia (sejam eles efêmeros, intermitentes ou perenes) e sua área total. 
A
D 1d
∑= l 
 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
7 
Para a Bacia do Riacho do Faustino: 
2
d
1
m/m 001511,0
000.413.26
900.39
D
m 900.39
==∴
=∑ l
 
4.3.3. EXTENSÃO MÉDIA DO ESCOAMENTO SUPERFICIAL ( l ) 
Este parâmetro indica a distância média que a água de chuva teria que escoar sobre os terrenos da 
bacia (EM LINHA RETA) do ponto onde ocorreu sua queda até o curso d’ água mais próximo. Ele dá uma 
idéia da distância média do escoamento superficial. 
A bacia em estudo é transformada em retângulo de mesma área, onde o lado maior é a soma dos 
comprimentos dos rios da bacia (L = ∑ il ). 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.5 – Extensão média do escoamento superficial (Fonte: VILLELA, 1975) 
 
4. x L = A assim, l = l
L 4
A
 
Para a Bacia do Riacho do Faustino: 
m
x
 5,165
39.900 4
000.413.26 ==l 
l = 0,165 km 
 4.3.4. SINUOSIDADE DO CURSO D’ ÁGUA (SIN) 
É a relação entre o comprimento do rio principal (L) e o comprimento do talvegue (Lt) 
Sin = 
tL
L
 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
 
 8 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.6 – Comprimento do rio principal (L) e comprimento do talveque (Lt) 
Para a Bacia do Riacho do Faustino: 
L = 10.500 m 
Lt = 8.540 m 
Sin = 23,1
540.8
500.10 = 
Sin = 1,23 
 
Obs.: Lt (comprimento do talvegue é a medida em LINHA RETA entre os pontos inicial e final do 
curso d’ água principal). 
4.4. RELEVO DA BACIA 
 
 4.4.1. DECLIVIDADE MÉDIA DA BACIA 
 
A declividade dos terrenos de uma bacia controla em boa parte a velocidade com que se dá o 
escoamento superficial (VILLELA, 1975). Quanto mais íngreme for o terreno, mais rápido será o 
escoamento superficial, o tempo de concentração será menor e os picos de enchentes maiores. 
A declividade da bacia pode ser determinada através do Método das Quadrículas. Este método 
consiste em lançar sobre o mapa topográfico da bacia, um papel transparente sobre o qual está traçada 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
9 
uma malha quadriculada, com os pontos de interseção assinalados. A cada um desses pontos associa-se 
um vetor perpendicular à curva de nível mais próxima (orientado no sentido do escoamento). As 
declividades em cada vértice são obtidas, medindo-se na planta, as menores distâncias entre curvas de 
níveis subsequentes; a declividade é o quociente entre a diferença da cota e a distância medida em planta 
entre as curvas de nível. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.7 – Método das quadrículas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.8 – Declivid
 
 
ade média da bacia do Riacho do Faustino. 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
10 
Após a determinação da declividade dos vetores, constroi-se uma tabela de distribuição de 
freqüências, tomando-se uma amplitude para as classes. 
 
Tabela 2.1 – Declividade média da bacia do Riacho do Faustino 
 
 
CLASSES 
 
Fi
 
fi (%) 
 
fi acum (%) 
 
Ponto Médio da Classe 
 
2 X 5 
0,0000 I⎯ 0,0500 16 29,63 100,00 0,0250 0,400 
0,0500 I⎯ 0,1000 12 22,22 70,37 0,0750 0,900 
0,1000 I⎯ 0,1500 13 24,07 48,15 0,1250 1,625 
0,1500 I⎯ 0,2000 4 7,42 24,08 0,1750 0,700 
0,2000 I⎯ 0,2500 0 0,00 16,66 0,2250 0,000 
0,2500 I⎯ 0,3000 7 12,96 3,70 0,2750 1,925 
0,3000 I⎯ 0,3500 0 0,00 3,70 0,3250 0,000 
0,3500 I⎯ 0,4000 0 0,00 3,70 0,3750 0,000 
0,4000 I⎯ 0,4500 0 0,00 3,70 0,4250 0,000 
0,4500 I⎯ 0,5000 0 0,00 3,70 0,4750 0,000 
0,5000 I⎯ 0,5500 0 0,00 3,70 0,5250 0,000 
0,5500 I⎯ 0,6000 2 3,70 3,70 0,5750 1,150 
Σ 54 6,700 
Declividade média da bacia = 12,41% ou m/m 1241,0
54
700,6 ≅ 
A distribuição de freqüências pode ainda ser plotada no gráfico declividade x freqüência acumulada 
(curva de distribuição de declividade). Diferentes bacias podem ser plotadas num mesmo gráfico para fins 
de comparação; curvas mais íngremas indicam um escoamento mais rápido. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.9 – Declividade de duas bacias (Fonte: WILSON, 1969) 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
11 
 4.4.2. ORIENTAÇÃO DA BACIA 
 
A orientação da bacia é importante no que diz respeito a ventos prevalecentes e ao padrão de 
deslocamento de tempestades. O método da quadrículas também é utilizado, pela determinação do 
ângulo “θ” formado pelo vetor conforme diagrama abaixo: 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.10 – Base para medição dos ângulos. 
 
A amplitude das classes consideradas no agrupamento de vetores foi de 22,5o . Feita a distribuição 
de freqüência, lançamo-la no diagrama Rosa dos Ventos. 
Tabela 2.2 – Orientação da bacia do Riacho do Faustino 
Classes de Ângulos fi fr(%) 
 0o 22,5o 1 1,85 
22,5o 45o 3 5,56 
 45o 67,5o 2 3,70 
67,5o 90o 5 9,26 
 90o 112,5o 3 5,56 
112,5o 135o 3 5,56 
 135o 157,5o 2 3,70 
157,5o 180o 2 3,70 
 180o 202,5o 2 3,70 
202 o 225o 5 9,26 
 2
24
2
29
3
33
 
 
,5
25o 247,5o 10 18,50 
7,5o 270o 5 9,26 
70o 292,5o 4 7,41 
2,5o 315o 5 9,26 
15o 337,5o 2 3,70 
7,5o 360o 0 0,00 
 54 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
12 
 
 
 247,50o 270o 292,50o 
 
 225o 315o 
 
 
 202,50o337,50o 
 
 
 
 180o 
 0o 
 20o
 
 157,50o 22,50o 
 
 
 135o 45o 
 
 112,50o 67,50o 
 
 90o 
 
Figura 2.11 – Rosa dos ventos (a partir da tabela 2.1). 
 
 4.4.3. CURVA HIPSOMÉTRICA 
 
Representa o estudo da variação da elevação dos vários terrenos da bacia com referência ao nível 
do mar. Esta curva é traçada lançando-se em sistema cartesiano a cota versus o percentual da área de 
drenagem com cota superior; para isto deve-se fazer a leitura planimétrica parceladamente. Os dados 
foram dispostos em quadro de distribuição de freqüência. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
13 
Tabela 2.3 – Distribuição de freqüência (bacia do Riacho do Faustino). 
Cotas (m) Ponto Médio 
(m) 
Área 
(Km2) 
Área Acumulada 
(km2) 
% % 
Acumulada 
2 x 3 
680 640 660 0,0466 0,466 0,17 0,17 30,76 
640 600 620 0,1866 0,2332 0,71 0,88 115,69 
600 560 580 0,3533 1,5865 5,12 6,00 784,91 
560 520 540 2,6600 4,2465 10,07 16,07 1.436,40 
520 480 500 5,3666 9,6131 20,32 36,39 2.683,30 
480 440 460 6,5333 16,1464 24,74 61,13 3.005,32 
440 400 420 7,0933 23,2397 26,86 87,99 2.979,19 
400 360 380 2,800 26,0397 10,60 98,59 1.064,00 
360 320 340 0,3733 26,4130 1,41 100,00 126,92 
 26,4130 12.226,49 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 2.12 – Curva hipsométrica 
 
 4.4.4. ELEVAÇÃO MÉDIA DA BACIA 
 
A elevação média da bacia é obtida através do produto do ponto médio entre duas curvas de nível 
e a área compreendida entre elas, (coluna 7 da Tabela 2.3), dividido pela área total. 
A
P
E m∑= iA x 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
14 
9,462
413,26
49,226.12 ==E 
mE 9,462= 
 
 4.4.5. RETÂNGULO EQUIVALENTE 
Consiste de um retângulo de mesma área e mesmo perímetro que a bacia, onde se dispõem curvas 
de nível paralelas ao menor lado, de tal forma que mantenha sua hipsometria natural. O retângulo 
equivalente permite interferências semelhantes às da curva hipsométrica. 
Seja: 
P = perímetro da bacia 
A = área da bacia 
L = lado maior do retângulo 
l = lado menor do retângulo 
 Kc = coeficiente de compacida
 
A = L x l
P = 2 ( )L +l
Dado Kc, utiliza-se o ábaco ao
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 2. 13
 
equivalente 
equivalente 
de da bacia 
 lado e determina-se o valor de 
A
L
 
 – Ábaco 
cK x A
L
 (Fonte: VILLELA, 1975) 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
15 
 
Para a Bacia do Riacho do Faustino, tem-se: 
02,2
A
L
41.1Kc =→= 
Com A = 26,4 Km3 → L = 10,4 Km. 
Mas, 
( )
Km 9,25P
L
2
P
L 2P
=
−=
+=
l
l
 
 Km 5,2=l
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 2.14 – Retângulo equivalente 
 
Para determinar a distância entre as curvas de nível no retângulo equivalente, usou-se os cálculos 
da Tabela 2.3. dividida por 2,5. 
 
 
 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
16 
 Tabela 2.4 – Cálculo da distância entre curvas de nível 
Cotas (m) Fração de Área 
Acumulada 
Comprimentos 
Acumulados (Km) 
680 640 0,17 0,0184 
640 600 0,88 0,0918 
620 560 6,00 0,6249 
580 520 16,07 1,6725 
540 480 36,39 3,7862 
500 440 61,13 6,3594 
460 400 87,99 9,1531 
420 360 98,59 10,2559 
380 320 100,00 10,4030 
 
 4.4.6. DECLIVIDADE DO ÁLVEO 
A velocidade de escoamento de um rio depende da declividade dos canais fluviais; quanto maior a 
declividade, maior será a velocidade de escoamento. 
A declividade do álveo pode ser obtido de três maneiras, cada uma com diferente grau de 
representatividade. 
S1 : linha com declividade obtida tomando a diferença total de elevação do leito pela extensão 
horizontal do curso d’ água. 
S2 : linha com declividade obtida por compensação de áreas, de forma que a área entre ela e a 
abscissa seja igual à compreendida entre a curva do perfil e a abscissa. 
S3 : linha obtida a partir da consideração do tempo de percurso; é a média harmônica ponderada 
da raiz quadrada das declividades dos diversos trechos retilíneos, tomando-se como peso a 
extensão de cada trecho. 
 
 Tabela 2.5 – Cálculo da declividade do álveo. 
 
Cota 
 
Distância 
(m) 
 
Distância Acumulada 
 (na horizontal) 
 (km) 
 
Declividade 
 por segmento 
 
d 
 
Dist. Real 
(na linha inclinada) 
(km) 
 
Colunas 
6 / 5 
354,67 - - - - - - 
360 840 0,84 0,00635 0,07969 0,84006 10,5416 
400 6.300 7,14 0,00635 0,07969 6,30013 79,0579 
440 2.100 9,24 0,01905 0,13802 2,10038 15,2179 
464 1.260 10,5 0,01905 0,13802 1,26025 9,1309 
 10,50082 113,9483 
 
 
 
 Cap. 2 Bacia Hidrográfica 
17 
m/m 0,0085 00849,0
9483,113
50082,10
D
L
L
S
m/m 08,0
500.10
21,80
500.10
hS
m/m 0104,0
500.10
67,354464S
2
i
i
i
3
2
1
≅=⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛=
⎟⎟
⎟⎟
⎟⎟
⎠
⎞
⎜⎜
⎜⎜
⎜⎜
⎝
⎛
⎟⎟⎠
⎞
⎜⎜⎝
⎛=
===
=−=
∑
∑
 
 
 
 ___ perfil longitudinal do curso d’ água principal 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 2.15 – Declividade do álveo 
 
 CCaappííttuulloo 
 33 
 
 EElleemmeennttooss ddee HHiiddrroommeetteeoorroollooggiiaa 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
A hidrologia de uma região depende principalmente de seu clima e secundariamente de sua topografia 
e geologia. A topografia influencia a precipitação, a ocorrência de lagos, pântanos e a velocidade do 
escoamento superficial. A geologia, além de influenciar a topografia, define o local de armazenamento 
da água proveniente da precipitação, ou seja, na superfície (rios e lagos) ou no subsolo (escoamento 
subterrâneo ou confinada em aqüíferos). 
O clima de uma região é altamente dependente de sua posição geográfica em relação à superfície 
terrestre. Os fatores climáticos mais importantes são a precipitação e o seu modo de ocorrência, 
umidade, temperatura e ventos, os quais diretamente afetam a evaporação e a transpiração. Neste 
capítulo serão abordados os três últimos, uma vez que à precipitação se dedicará um capítulo a parte. 
2. UMIDADE 
Existe sempre alguma água, na forma de vapor, misturado com o ar por toda a atmosfera. A 
condensação deste vapor é que origina a maioria dos fenômenos do tempo: nuvens, chuva, neve, 
nevoeiro, orvalho e etc., assim a compreensão do estudo do vapor d’água na atmosfera é de grande 
importância para a hidrologia. A quantidade de vapor d’água no ar expressa-se simplesmente pela 
relação peso/volume (ex.: gramas/m3) 
Existe um limite para a quantidade de vapor d’água que um dado volume de ar pode suportar, e 
quandoesse limite é alcançado, diz-se que o ar está saturado. O ar quente pode suportar mais vapor 
do que o ar frio, para cada grau de elevação da temperatura, verifica-se, também um aumento do 
conteúdo do vapor d’água para a saturação. 
A pressão atmosférica decorre de uma composição de pressões parciais exercidas pelos gases que a 
constituem. A parcela de pressão devida a presença do vapor d’água é denominada pressão de vapor 
d’água (e). Suponha uma superfície de água em evaporação, em um sistema fechado, envolta em ar. 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
Karine�
Cap 3_Elementos de Hidrometeorologia_22 de set 2003.doc�
 
2Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 Sob a ação de uma fonte de calor, a água vai sendo evaporada até o estado de equilíbrio, quando o 
ar está saturado de vapor e não pode mais absorvê-lo. As moléculas de vapor d’água exercerão 
então uma pressão, denominada pressão de saturação de vapor d’água (es), para determinada 
temperatura do sistema. 
O valor de es muda com a temperatura como mostra a Figura 1. 
 
 
 
Figura 3.1 – Pressão de saturação de vapor (Fonte: Varejão-Silva, 2001) 
 
A Figura 3.1 mostra que ocorre com a parcela de ar P, com pressão de vapor “e” e temperatura “t”. 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
3Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
Uma vez que o ponto “P” se encontra abaixo da curva de pressão de saturação de vapor, está claro 
que a massa de ar pode absorver mais umidade. Teoricamente a saturação do ar pode se dar por três 
processos básicos: 
1. Processo isotérmico – a temperatura é mantida constante e o vapor d’água é 
incorporado ao ar para suprir sua deficiência de umidade (ds). 
ds = es – e (3.1) 
2. Processo isobárico – a pressão é conservada constante e o ar é submetido a um 
resfriamento até interceptar a curva de saturação de vapor. Está temperatura corresponde a 
temperatura do ponto de orvalho (td). 
3. Livre saturação – se a água evapora livremente dentro da massa de ar, a saturação é 
atingida a pressão e temperaturas diferentes das que tinha inicialmente, uma vez que a 
evaporação necessita de calor (calor latente de evaporação), que é retirado do próprio ar. 
Assim a medida que a umidade e a pressão aumentam, a temperatura diminui. O ponto P irá 
se mover na diagonal até atingir a curva de saturação a uma temperatura tw denominada de 
“temperatura do bulbo úmido”. 
2.1. Umidade Relativa 
Em geral o ar não está saturado; contém apenas uma fração do vapor d’água possível. Essa fração, 
expressa em percentagem, é denominada umidade relativa (ur). 
( )%100
s
r e
eu = 
Tabela 3.1 – Conteúdo de vapor d’água no ar em várias umidades relativas (Fonte: Forsdyke, 1969) 
Conteúdo de vapor d’água (g/m3) 
Temperatura 59,3 34,0 18,7 9,8 4,9 
40°C 100% 57% 31% 17% 8% 
30°C --- 100% 55% 29% 14% 
20°C --- --- 100% 52% 26% 
10°C --- --- --- 100% 50% 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
4Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
0°C --- --- --- --- 100% 
 
O Psicrômetro é o instrumento empregado para a medição da umidade atmosférica. Ele consiste de 
dois termômetros – o de bulbo úmido e o de bulbo seco. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3.2 – Diagrama de um psicrômetro, mostrando o princípio do termômetro de bulbo úmido. 
 (Fonte: Villela, 1975) 
 
O valor de “e” para uma dada temperatura é obtido pela equação: 
 
( ) ( )ww ttee −=− γ (3.2) 
Onde: 
tw – Temperatura do termômetro de bulbo úmido 
t – Temperatura do termômetro de bulbo seco 
ew – Pressão de vapor correspondente a temperatura tw (Tabela 3.2) 
γ – Constante do psicrômetro (γ = 0,6, se e (mb), t (°C) e velocidade do ar entre os bulbos 
de 3m/s e γ = 0,485 se e (mmHg) ) 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
5Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
Tabela 3.2 – Pressão de saturação de vapor (es) em mmHg em função da temperatura em °C. 
es 
t (o C) 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 
-10 2.15 
-9 2.32 2.30 2.29 2.27 2.26 2.24 2.22 2.21 2.19 2.17 
-8 2.51 2.49 2.47 2.45 2.43 2.41 2.40 2.38 2.36 2.34 
-7 2.71 2.69 2.67 2.65 2.63 2.61 2.59 2.57 2.55 2.53 
-6 2.93 2.91 2.89 2.86 2.84 2.82 2.80 2.77 2.75 2.73 
-5 3.16 3.14 3.11 3.09 3.06 3.04 3.01 2.99 2.97 2.95 
-4 3.41 3.39 3.37 3.34 3.32 3.29 3.27 3.24 3.22 3.18 
-3 3.67 3.64 3.62 3.59 3.57 3.54 3.52 3.49 3.46 3.44 
-2 3.97 3.94 3.91 3.88 3.85 3.82 3.79 3.76 3.73 3.70 
-1 4.26 4.23 4.20 4.17 4.14 4.11 4.08 4.05 4.03 4.00 
-0 4.58 4.55 4.52 4.49 4.46 4.43 4.40 4.36 4.33 4.29 
------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- 
0 4.58 4.62 4.65 4.69 4.71 4.75 4.78 4.82 4.86 4.89 
1 4.92 4.96 5.00 5.03 5.07 5.11 5.14 5.18 5.21 5.25 
2 5.29 5.33 5.37 5.40 5.44 5.48 5.53 5.57 5.60 5.64 
3 5.68 5.72 5.76 5.80 5.84 5.89 5.93 6.97 6.01 6.06 
4 6.10 6.14 6.18 6.23 6.27 6.31 6.36 6.40 6.45 6.49 
5 6.54 6.58 6.54 6.68 6.72 6.77 6.82 6.86 6.91 6.96 
6 7.01 7.06 7.11 7.16 7.20 7.25 7.31 7.36 7.41 7.46 
7 7.51 7.56 7.61 7.67 7.72 7.77 7.82 7.88 7.93 7.98 
8 8.04 8.10 8.15 8.21 8.26 8.32 8.37 8.43 8.48 8.54 
9 8.61 8.67 8.73 8.78 8.84 8.90 8.96 9.02 9.08 9.14 
10 9.20 9.26 9.33 9.39 9.46 9.52 9.58 9.65 9.71 9.77 
11 9.84 9.90 9.97 10.03 10.10 10.17 10.24 10.31 10.38 10.45 
12 10.52 10.58 10.66 10.72 10.79 10.86 10.93 11.00 11.08 11.15 
13 11.23 11.30 11.38 11.75 11.53 11.60 11.68 11.76 11.83 11.91 
14 11.98 12.06 12.14 12.22 12.96 12.38 12.46 12.54 12.62 12.70 
15 12.78 12.86 12.95 13.03 13.11 13.20 13.28 13.37 13.45 13.54 
16 13.63 13.71 13.80 13.90 13.99 14.08 14.17 14.26 14.35 14.44 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
6Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
17 14.53 14.62 14.71 14.80 14.90 14.99 15.09 15.17 15.27 15.38 
18 15.46 15.56 15.66 15.76 15.96 15.96 16.06 16.16 16.26 16.36 
19 16.46 16.57 16.68 16.79 16.90 17.00 17.10 17.21 17.32 17.43 
20 17.53 17.64 17.75 17.86 17.97 18.08 18.20 18.31 18.43 18.54 
21 18.65 18.77 18.88 19.00 19.11 19.23 19.35 19.46 19.58 19.70 
22 19.82 19.94 20.06 20.19 20.31 20.43 20.58 20.69 20.80 20.93 
23 21.05 21.19 21.32 21.45 21.58 21.71 21.84 21.97 22.10 22.23 
24 22.27 22.50 22.63 22.76 22.91 23.05 23.19 23.31 23.45 23.60 
25 23.75 23.90 24.03 24.20 24.35 24.49 24.64 24.79 25.08 25.09 
26 25.31 25.45 25.60 25.74 25.89 26.03 26.18 26.32 26.46 26.60 
27 26.74 26.90 27.05 27.21 27.37 27.53 27.69 27.85 28.00 28.16 
28 28.32 28.49 28.66 28.83 29.00 29.17 29.34 29.51 29.68 29.85 
29 30.03 30.20 30.38 30.56 30.74 30.92 31.10 31.28 31.46 31.64 
30 31.82 32.00 32.19 32.38 32.57 32.76 32.95 33.14 33.33 33.52 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Notas de 
Figura 3.3 – Psicrômetro 
Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
7Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
 
 
A Figura 3.4 mostra o mapa da umidade relativa média anual no Brasil, medida pelo INMET, no 
período de 1930 a 1990 (Normais Climatológicas). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3.4 – Umidade relativa anual (Fonte: INMET(http://www.inmet.gov.br/produtos) 
 
3. TEMPERATURA 
Geograficamente, há uma tendência de elevação de temperatura a medida que se aproxima do 
Equador. Verifica-se, entretanto, que a topografia e a vegetação pode comprometer este 
comportamento. 
Durante o dia, a incidência da radiação solar provoca o aquecimento da superfície, que alcança sua 
temperatura máx a algumashoras após o sol ter alcançado o seu zênite. As camadas inferiores da 
atmosfera são aq
Devido a diverso
temperatura tam
0,65°C/100m). O
Associados aos p
im
uecidas pela radiação de onda longa emitida pela superfície terrestre. 
s processos de troca de calor no sistema Terra-Atmosfera, existe uma distribuição de 
bém segundo a direção vertical, conhecida como gradiente vertical de temperatura (-
 estudo desse gradiente é importante para a influência da estabilidade atmosférica. 
rocessos de evolução do ar, são definidos três gradientes teóricos: 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
8Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
1. Gradiente de temperatura adiabática seca (αd) 
• Parcela de ar ascendente 
• Expande-se devido ao decréscimo de pressão 
• Temperatura decresce (-1°C/100m) 
2. Gradiente de temperatura adiabática saturada (αs) 
• Quando a parcela de ar em ascensão atinge o nível de condensação, a 
pressão continua decrescente. 
• Gradiente menor (-0,54°C/100m) 
3. Gradiente de temperatura pseudo-adiabático 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3.4 – Formas de precipitação. (Fonte: Raudikivi, 1979). 
 
3.1. Estabilidade e Instabilidade Convectiva 
Uma vez que ar aquecido decresce em densidade, ele tende a se tornar mais leve. Entretanto a 
superfície terrestre não é homogênea e faz com que o ar seja aquecido de forma desigual, o que 
resulta no aparecimento de camadas de ar com diferentes densidades; surgem então forças 
ascendentes que elevam o ar mais quente (mais leve) através do ar vizinho mais frio (mais denso). 
Obviamente, o gradiente de temperatura dentro de uma camada atmosférica é diferente daqueles 
referentes a adiabática seca e a adiabática saturada. A relação entre o gradiente e a temperatura do 
ambiente atmosférico (γ) e o gradiente da adiabática seca é que determina a umidade convectiva do 
ar. Seja, por hipótese, que uma partícula de ar seco em equilíbrio térmico com o meio ambiente seja 
levada, por algum motivo, a uma altitude maior que a inicial. O movimento ascendente da partícula 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
9Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
não modifica a estrutura da atmosfera circunvizinha. Como a parcela sob verticalmente, ela esfria a 
uma taxa (Γ) (adiabática seca), enquanto que a temperatura ambiente decresce a uma taxa ( γ ). 
a) Se Γ<γ : 
 Γ (parcela) γ (ambiente) 
 
 
 
 
 
 
 
 
tparc < tamb mais frio, mais denso, parcela desce (estável) 
 
b) Se Γ>γ : 
 γ (ambiente) Γ (parcela) 
 
 
 
 
 
 
tparc > tamb mais quente, menos densa, parcela sobe (instável) 
 
Figura 3.5 – Estabilidade e Instabilidade Convectiva (Fonte: VILLELA,1975) 
Caso a parcela não esteja saturada, começará, no inicio a comportar-se como ar seco em ascensão 
(αd). Entretanto, em um dado momento, chegará à temperatura de ponto de orvalho e passará a 
comporta-se como ar saturado (αs). A umidade que foi condensada do ar resfriado em ascensão torna-
se visível como nuvem, sendo a sua base representativa do nível de condensação. O topo da nuvem 
continua a se desenvolver até alcançar uma camada estável. 
 
 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
10Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4. Vento 
 
O ar está em movimento
uma vez que, ao retirar a
umidade, faz com que o p
São necessários dois fato
para medida destas grand
em alguns tipos, também
direção (em graus) e a ve
pelo vento com relação ao
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
N
Figura 3.6 – Nuvem cumulonimbus (Fonte: INMET) 
 e isto é sentido como vento. Ele influencia processos hidrometeorológicos, 
 camada de ar saturado próxima ao solo e substituí-la por uma com menos 
rocesso de evaporação seja contínuo. 
res para especificar o vento: direção e velocidade. Os instrumentos utilizados 
ezas são os anemômetros, que medem a velocidade do vento (em m/s) e, 
 a direção (em graus), e os anemógrafos, que registram continuamente a 
locidade instantânea do vento (em m/s), a distância total (em km) percorrida 
 instrumento e as rajadas (em m/s). 
Figura 3.7 – Anemômetro 
otas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
11Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3.8 – Anemógrafo 
Devido a sua posição em relação a circulação geral da atmosfera, o Nordeste tem vento prevalecentes 
do sudeste, que podem se tornar mais zonais de acordo com a época do ano (estação chuvosa). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3.9 – Direção média dos ventos de superfície em janeiro. (Fonte: Raudikivi, 1979) 
 
 
 
 
 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
 
12Capítulo 1 Hidrologia Aplicada
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3.10 – Campos de umidade relativa, movimento 
vertical (500mb) e campos de vento 
(200mb e 850mb) (Fonte: NMC/SAD). 
 
 
Notas de Aula – Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart 
Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 CCaappííttuulloo
44
1. INTRODUÇÃO
A história do Nordeste brasileiro (NEB) está intimamente ligada à história da seca. A falta d’água
necessária à subsistência do homem do campo é uma faceta do problema; uma outra, que também deve
ser destacada, não tem propriamente natureza climática, mas econômica e social. Os efeitos da seca se
apresentam sob várias formas, seja pelo aumento do desemprego rural, pobreza e fome, seja pela
subseqüente migração das áreas afetadas.
A adversidade do clima, aliada à anaptidão do homem para superá-la, resultou sempre em trágicas
conseqüências para a população atingida, cujos suportes econômicos básicos, a agricultura e a pecuária,
são dimensionados invariavelmente para os anos mais chuvosos.
Muito se tem estudado sobre os vários aspectos do clima do NEB no sentido de uma melhor
compreensão acerca dos fatores determinantes de suas condições anômalas.
A meteorologia empreende a várias décadas tentativas de desenvolver métodos científicos capazes
de prever o clima da região, seja por métodos estatísticos ou métodos baseados na fenomenologia física.
Muitos progressos já tem sido alcançados na compreensão da interação oceano-atmosfera. Entretanto, os
mecanismos dinâmicos intervenientes não estão propriamente identificados, devido ao nosso ainda tão
limitado conhecimento frente a fenômenos de tão grande complexidade.
2. ASPECTOS DA GRANDE ESCALA DA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA
RELACIONADOS AO CLIMA DO NORDESTE BRASILEIRO.
Era de se esperar que, por sua posição geográfica (1o – 18o S, 36o – 47o W), o NEB apresentasse
uma distribuição pluviométrica semelhante a de regiões próxima ao Equador; Entretanto, a precipitação
média anual sobre a região, a qual se encontra ao leste de uma grande floresta tropical, a Amazônica, é
bem menor que a precipitação média equatorial (Moura & Shukla, 1981). A região tem um clima típico
das regiões semi-áridas, apresentando em quase toda a sua totalidade baixos índices pluviométricos
(menores que 800 mm) e estação chuvosa bem definida, concentrada em poucos meses.
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 2
Essasemi-aridez parece ser determinada, primordialmente, pela circulação geral da atmosfera, ou
seja, um fenômeno externo à região. Neste sentido, consideram-se duas circulações de escala planetária
responsáveis pelas enormes variações espaciais do clima entre regiões situadas a uma mesma latitude –
as de sentido leste-oeste (Walker) e norte-sul (Hadley).
É um fato amplamente aceito que as circulações tropicais de escala global são, em grande parte,
controladas pelos sumidouros e fontes de calor nos trópicos (aquecimento diabático ocasionado
principalmente pela liberação de calor latente devido à convecção cúmulus).
As regiões que visualmente constituem as fontes de calor latente são as regiões tropicais da
Indonésia/Norte da Austrália, da África e Amazônia, que se apresentam, em média, com máxima
cobertura de nuvens, especialmente durante o verão do Hemisfério Sul (HS); por outro lado as regiões de
sumidouro de calor localizam-se nas regiões tropicais do Atlântico e Pacífico (Krishnamurti et alii, 1973;
Newel et alii, 1974; WMO, 1985; Kayano, 1987).
Das fontes de calor citadas, a região da Indonésia é, no globo, a de maior atividade convectiva. O
ar quente e úmido sobre esta região sofre intenso movimento ascendente desloca-se nos altos níveis para
leste, onde se resfria, indo subsidir na região do Pacífico Subtropical Leste, perto da América do Sul. Essa
massa de ar seco desloca-se então para a região de origem, desta vez em baixo níveis, esquecendo-se
durante o percurso. Este ciclo fechado sobre o Pacífico recebe o nome de “Célula de Walker” e faz
parte da circulação de mesmo nome, que atua na direção leste-oeste sobre a faixa tropical e subtropical
do planeta.
A Figura 4.1 ilustra esquematicamente no plano vertical e nas latitudes equatoriais, as circulações
leste-oeste bem como as áreas de fonte de calor.
Figura 4.1 - Diagrama esquemático das circulações atmosféricas de grande escala (célula de Walker)
(Fonte: Houghton, 1985)
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 3
Observam-se nas regiões de movimentos ascendentes (nos tópicos), baixas pressões ao nível do
mar, convergência nos baixos níveis e circulação ciclônica. De modo contrário, as regiões de subsidência
(nos subtrópicos) são caracterizadas por altas pressões, movimentos divergentes em baixos níveis e
circulação anticiclônica. A massa de ar que se desloca de leste para oeste, próxima à superfície, na região
equatorial, constitui os ventos alísios que, no caso do Pacífico Sul, sopram de sudeste.
A circulação anticiclônica é também responsável pela Corrente Marítima de Humbolt, que costeia a
América do Sul arrastando águas frias das latitudes sub-antarticas para a região equatorial (Figura 4.2).
Quando atinge o Equador, a corrente é desviada para o oeste chamando-se, então, Corrente Equatorial,
que vai sendo progressivamente aquecida para, já como corrente de águas quentes, ser finalmente
desviada para regiões polares onde volta a se esfriar, completando o ciclo.
Figura 4.2: Célula de Walker com ascensão do ar quente e úmido sobre a Amazônia e sua
descida lenta (subsidência) sobre o Atlântico Tropical e o Nordeste do brasil
(Fonte: Ciência Hoje, 1985).
A segunda das três principais células formadoras da Circulação de Walker está localizada sobre o
Atlântico. A Floresta Tropical Amazônica constitui-se numa área de intenso movimento ascendente. O
ramo descendente desta célula situa-se sobre o Atlântico Subtropical Sul e, ao incluir o Nordeste, atua
sobre a região inibindo a formação de chuvas.
Similarmente às fontes de calor da circulação leste-oeste, existe sobre o Atlântico Equatorial uma
faixa latitudinal denominada Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), local de intensos movimentos
ascendentes de ar, alta nebulosidade e precipitação: seus ramos descendentes situam-se sobre as
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 4
latitudes subtropicais de ambos os hemisférios. Esta circulação, que se dá na direção norte-sul, é
conhecida como Circulação de Hadley, e embora distinta da de Walker para fins didáticos, não pode ser
efetivamente separada, vez que as duas geralmente ocorrem simultaneamente.
As principais causas das secas no NEB parecem ter origem externa, porém a semi-aridez da região
é provavelmente acentuada por características locais, tais como o albedo (alta refletividade de sua crosta)
e a topografia (Ciência Hoje, 1985). Segundo Charney (1975), um alto albedo, conseqüência de
inexistência de vegetação, desenvolve um mecanismo de perpetuação das condições desérticas, vez que
o contraste térmico resultante entre a atmosfera sobre a região mais fria (em função da maior
refletividade do solo) e a de suas adjacências (mais quentes devido ao menor albedo) induz uma
circulação friccionalmente controlada, a qual importa calor nos altos níveis e mantém o equilíbrio através
de movimentos descendentes (Gomes, 1979) que, por sua vez, e no caso específico do NEB, intensificam
os outros movimentos de subsidência associados à crculação Hadley-Walker.
3. VARIAÇÕES SAZONAIS DA PRECIPITAÇÃO
O curso sazonal da precipitação na maior parte do NEB é caracterizado pela sua concentração em
poucos meses, o que torna a estação chuvosa bem definida (Figura 4.3). As partes norte e central do NEB
(Ceará, oeste do Rio Grande do Norte e interior dos Estados da Paraíba e Penambuco) incluem o semi-
árido e apresentam máxima precipitação durante março e abril (Aldaz, 1971), coincidente com a posição
mais sul da ZCIT (Ratisbona, 1976) e com o aparecimento de Linhas de Instabilidade (LI).
As áreas da costa leste (do leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia) recebem a máxima
precipitação durante maio e junho, e são influenciadas pelo escoamento médio e brisas terra-mar
(Ramos, 1975), pelos aglomerados convectivos que se propagam para oeste (Yamazaki e Rao, 1977),
pelos vórtices ciclônicos de ar superior (VCAS) (Kousky e Gan, 1981) e pelos remanescentes dos sistemas
frontais na parte sul.
A concentração de chuvas no setor sul (interior da Bahia) ocorre de novembro a março, com um
máximo em dezembro e está associada com as incursões dos sistemas frontais na direção equatorial.
Existem ainda certas regiões cujos regimes de precipitação apresentam dois máximos anuais,
resultantes da existência de distúrbios de escala sinótica que atuam em época distintas. Isto ocorre no
setor centro-norte da Bahia (dezembro e março) e no seu litoral (dezembo e maio) (Strang, 1972;
Kousky, 1979).
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 5
Figura 4.3 - Distribuição espacial do mês no qual a precipitação média mensal
atinge o máximo. Dados do período 1931 – 1960. (Fonte:
Kousky, 1979).
3.1. A ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT)
Reconhece-se como mecanismo organizador de conveccção nas porções norte e central do NEB a
proximidade da ZCIT. Esta zona é um verdadeiro cinturão de baixa pressão formado sobre os oceanos
equatoriais e é assim denominada por se tratar da faixa para onde os ventos alísios dos dois Hemisférios
convergem, constituindo uma banda de grande convecção, altos índices de precipitação e movimento
ascendente. Ela se aproxima de sua forma quase linear sobre o Oceano Atlântico, (Figura 4.4), onde se
apresenta, geralmente, como uma faixa latidudinal bem definida de nebulosidade, onde interagem entre
si a Zona de Confluência dos Alísios (ZCA), o Cavado Equatorial, a zona máxima Temperatura da
Superfície do Mar (TSM) e a banda de máxima cobertura de nuvens convectivas, não necessariamennte a
uma mesma latitude, mas muito próximos uns dos outros (Uvo, 1989).
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 6
A verdade é que o conjunto acima, como um todo, tem um deslocamento meridional duranteo
ano, podendo a ZCIT ser representada pelo deslocamento de apenas um dos elementos integrantes,
devido a alta correlação existentes entre eles. É comum considerar o deslocamento da banda de máxima
cobertura de nuvens como respresentativo do movimento da ZCIT (Figura 4.5).
Era de se esperar que a ZCIT se situasse sobre o Equador, porém, devido a maior parte dos
continentes se encontrar no Hemisfério Norte (HN) e a cobertura de gelo ser maior na Antártica, a faixa
de água do mar e ar mais aquecidos se localiza não no Equador geográfico, mas ao norte dele, no
chamado Equador Meteorológico, região esta onde aa ZCIT permanece grande parte do ano. Ela se
desloca na direção meridional, entre 14o N e 02o S de latitude, seguindo, com certo atraso, o movimento
intra-anual do sul (Climanálise, 1986).
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 7
Figura 4.4 - Imagens do Satélite METEOSAT no Canal Infra-vermelho no Dia 06 de
fevereiro às 15:00hs mostrando a Influência da ZCIT sobre a Precipitação
do Nordeste Brasileiro. a) Global b) Setorizada.
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 8
Figura 4.5 - Posição geográfica média do eixo de nebulosidade convectiva (indicativo da posição da Zona
de Convergência Intertropical-ZCIT) sobre o Oceano Atlântico de 00o W a 45o W, estimada
nas imagens do canal infra-vermelho do satélite METEOSAT, médias de cinco dias
indicadas na figura para ABRIL/89. As posições geográficas de Fortaleza e dos Rochedos
de São Paulo estão indicadas na figura com as siglas F e RSPSP, respectivamente. (Fonte:
ORSTOM/DAKAR)
As variações sazonais da precipitação no setor norte do NEB parecem estar intimamente ligadas às
oscilações latitudinais da ZCIT sobre o atlântico, sendo a estação chuvosa coincidente com a posição mais
ao sul que a ZCIT atinge durante os meses de março a abril. A medida que essa começa o seu retorno
para o HN, atingindo sua máxima posição norte em agosto e setembro, o ar ascende sobre a ZCIT e
descende sobre o Atlântico Subtropical Sul, criando condições pouco propícias à formação e nuvens sobre
a região (estação seca).
3.2. LINHA DE INSTABILIDADE (LI)
As brisas marítimas e terrestres (Figura 4.6) são circulações locais que ocorrem em resposta ao
gradiente horizontal de pressão que, por sua vez, é provocado pelo contraste de temperatura diário entre
oceano e continente (Chandler, 1972 e Hawkins, 1977).
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 9
Figura 4.6 – Diagrama esquemático de: (a) brisa marítima ou lacustre e (b) brisa
terrestre. Os símbolos D z1 e D z2 apresentam a espessura sobre a
água e sobre a terra, respectivamente, para a camada p1 ® p2 .
(Fonte: Cavalcanti, 1982).
Uma das características da brisa marítima consiste na formação de uma linha de Cumulonimbus
(Cbs) ao longo do extremo norte-nordeste da América do Sul, que pode se propagar como uma LI,
ocasionando chuvas nas áreas anterores do continente; o grau de penetração pode ser maior que 100
km, dependendo do escoamento de grande escala (Kousky, 1980). Este desenvolvimento ao longo da
costa sofre variação sazonal tanto na localização como na freqüência de aparecimento (Figura 4.7).
Variações na intensidade também ocorrem no decorrer do ano.
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 10
Figura 4.7 – Localização da linha de Comulunimbo (área hachuradas) e nebulosidade da ZCIT
(áreas claras indicando nuvens) para o período de janeiro, abril, julho e dezembro.
(Fonte: Cavalcanti, 1982).
Os fenômenos de grande escala reforçaram ou inibem os efeitos provocados pelas circulações
locais (Riehl, 1979). Uma série de distúrbios de escala sinótica (1000 a 7000km) influenciam diretamente
essas circulações no sentido de aumentar (ou diminuir) suas atividades. Entre estes sistemas podemos
criar o deslocamento de massa de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança
sazonal de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança sazonal do
escoamento atmosférico nos centros de pressão e da posição da ZCIT. As Lis são mais freqüentes ao
norte do Equador no inverno e primavera do HS, embora as mais intensas ocorram, em geral ao sul do
Equador durante o verão e outono do HS, quase sempre associadas à intensa atividade convectiva da
ZCIT. Nos meses em que não há desenvolvimento da linha convectiva na costa Norte-Nordeste do Brasil,
a ZCIT está deslocada para a sua posição mais ao norte ou há forte convergência na parte oeste do
continente produzindo movimento subsidente e ausência de precipitação na costa Norte-Nordeste do
Brasil.
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 11
Os sistemas frontais oriundos do continente sulamericano podem, em alguns casos, apresentar
uma localização no sentido sudeste-noroeste em latitudes mais ao norte, o que influencia a formação de
Lis, pelo aumento de convergência na costa (Cavalcanti, 1982).
Embora o desenvolvimento das Lis associadas à brisa marítima sejam dependentes da localização e
intensidade de sistemas sinótios, tal atividade convectiva pode, em alguns casos, formar-se isoladamente
sob influência apenas da diferença de aquecimento superficial diurno (Cavalcanti, 1982; Hubert et alli,
1969; Seha, 1974; Grubep, 1972).
3.3. FRENTES FRIAS
Zonas frontais, sistemas frontais, ou simplesmente frentes são regiões de descontinuidade térmica
separando duas massas de ar de características diferentes. São, em geral, delgadas zonas de transição
entre uma massa de ar quente (menos densa) e uma de ar frio (mais densa). O deslocamento relativo
das massas de ar é que define a denominação; frente fria, por exemplo, é aquela no qual o ar frio
proveniente de altas e médias latitudes avança em direção ao ar quente, empurrando para cima,
provocando sua ascenção e posterior condensação (Gedzelman, 1985).
Figura 4.8 – Secção transversal esquemática das frentes e da movimentação das massas de
ar associadas. As iniciais representam os tipos de nuvens (Ci-cirrus, Cu-
Cumulonimbus, NS-Ninbustratum, Cs-Cirrostratus e Sc-stratocumulus).
(Fonte: Houghton, 1985).
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 12
A penetração de sistemas frontais no NEB ocasiona prolongados períodos de chuvas no centro-
sul da Bahia e desempenham um importante papel no seu regime de precipitação, cujo máximo é atingido
nos meses de dezembro e janeiro. Sabe-se ainda que, remanescentes desses sistemas podem também
organizar alguma atividade convectiva ao longo da costa original do NEB, durante o outono e inverno,
ocasionando um acréscimo de precipitação na região (Kousky, 1979).
Figura 4.9 - Diagrama esquemático indicando a posição mais ao norte de sistemas frontais os quais
afetam o Norteste e a nebulosidade convectiva associada a eles. (Fonte: oliveira, 1986).
Figura 4.10 - Imagens do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho do dia 16 de março de 1991 às
15:oohs. Mostrando a incursão de uma frente fria no Nordeste brasileiro. A) Global; b)
Setorizada. (Fonte: FUNCEME).
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 13
3.4. AGLOMERADOS CONVECTIVOS: DISTÚRBIOS ATMOSFÉRICOS
DE LESTE PROVENIENTES DO ATLÂNTICO SUL TROPICAL.
Ao longo da costa oriental do NEB, desde o leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia, o
máximo pluviométrico ocorre durante os messes de maio e junho (Kousky, 1979). Os mecanismos
associados à produção da precipitação neste setor do NEB parecem ser os agrupamentos convectivos
detectadas por Yamazaki e Rao (1977) sobre o Atlântico Tropical Sul. A periodicidade associada a esses
distúrbios foi de vários dias, com uma velocidade média de propagação de cerca de 10 m/s (10o longitude
por 1 dia).Estas perturbações, conhecidas como “Ondas de Leste” são semelhantes as que se propagam no
HN. A situação no Atlântico Sul é, entretanto, distinta daquela, vez que em nenhuma estação do ano as
perturbações se desenvolvem em ciclones ou mesmo em intensas perturbações tropicais (Yamazaki and
Rao, 1977).
Figura 4.11 – Regiões prováveis de ocorrer propagação dos distúrbios
leste. (Fonte: Yamazaki and Rao, 1977)
Ainda segundo Yamazaki and Rao (1977), estes distúrbios originam-se na costa da África e
deslocam-se até a costa brasileira; em alguns casos aparecem até mesmo adentar um pouco sobre o
continente sulamericano. Outra observação feita é que, ratificando estudos feitos por Wallace, estes “
Distúrbios de leste” surgem somente durante o inverno do HS, período coincidente com a estação do
setor leste do NEB.
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
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Figura 4.12 - Imagens setorizadas do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho mostrando a incursão de
“distúrbios de leste” no Nordeste Brasileiro nos dias: a) 01 de julho de 1990, b) 02 de julho de
1990, e c) 03 de julho de 1990. (Fonte: FUNCEME).
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3.5. VÓRTICES CICLÔNICOS DE AR SUPERIOR (VCAS)
As estações chuvosas dos setores norte e leste do NEB que, climatológicamente apresentam os
máximos em março-abril emaio-junho, respectivamente, são influenciadas, além de outros, por vários
sistemas meteorológicos transientes que atuam como forçantes para organizar a convecção nessas
regiões. Um desses sistemas é o VCAS (Kousky e Gen, 1981).
Figura 4.13 - Imagens do satélite METEOSAT no canal infra-vermelho no dia 02 de fevereiro de 1991 às
15:00hs. Mostrandoa influência de um VCAS na precipitação no Nordeste Brasileiro.
a) Setorizada e b) Global. (Fonte: FUNCEME).
Kousky e Gan (1981) utilizando campos de ventos e 200 hPa e imagens dos satélites SMS/ GOES e
NOAA-5 dos canais visível e infra-vermelho analisaram os VCAS procurando conhecer sua gênese,
propagação, climatologia e seus efeitos sobre as condições de tempo no Brasil.
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Esses vórtices formam-se sobre o Atlântico Sul principalmente durante o verão do HS (sendo
janeiro o mês de atividade máxima) e adentram freqüentemente nas áreas continentais próximas a
salvador (13o S, 38o W) tendo um efeito pronunciando na atividade convectiva sobre o NEB. Os VCAS
geralmente se concentram entre 25o – 45o W e 10o – 25o S, região correspondendo ao eixo médio do
cavado de 200 hPa sobre o Atlântico durante o verão do HS (Gan, 1983).
As “baixas frias da alta troposfera” (ou VCAS) constituem sistemas de baixa pressão, cuja
circulação ciclônica fechada caracteriza-se por baixas temperaturas em seu centro (com movimento
subsidente de ar seco e frio) e temperaturas mais elevadas em suas bordas (com movimento ascendente
de ar quente e úmido) com relação às características de tempo relacionadas a estes sistemas, observam-
se condições de céu claro nas regiões localizadas abaixo de seu centro e tempo chuvoso nas regiões
abaixo de sua periferia (Figura 13.14). Em geral as partes sul e central do NEB apresentam diminuição de
nebulosidade à medida que o vértice se move para a costa; a parte norte, por sua vez, experimenta um
aumento de nebulosidade associada a chuvas fortes.
Figura 4.14 - Ilustração esquemática de nuvens médias e altas associadas ao VCAS.
(Fonte: Kousky e Gan, 1981).
Comparando as configurações da circulação a 200 hPa, observa-se que o escoamento é mais
meridional para latitudes baixas durante o verão do HS (período de maior freqüência dos VCAS),
enquanto para os meses de inverno do HS, as linhas de corrente apresentam-se mais zonais (Figura
4.16). O caráter meridional deste escoamento é resultado de um grande aquecimento sobre a América do
Sul, África e Oceania que induz o desenvolvimento de fortes anticiclones nos altos níveis sobre os três
continentes e cavados sobre as áreas oceânicas vizinhas (Kousky e Gan, 1981).
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Figura 4.15 - Nebulosidade associada com: a) VCAS estacionário b) VCAS movendo-
se para o oeste. (Fonte: Kousky e Gran, 1981).
Figura 4.16 - Linhas de corrente representativas o escoamento médio. (Fonte:
Kousky e Molion, 1981).
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Figura 4.17 - Esquema da seção transversal de um VCAS. (Fonte: Kousky e Gan, 1981).
Os mecanismos de formação dos VCAS de origem tropical não são totalmente conhecidos. No
entanto, Kousky e Gan (1981) sugerem que a penetração de sistemas frontais, devido a forte advecção
quente que os procede, induzem a formação dos VCAS, especialmente nas baixas e médias latitudes. Esta
advecção amplifica a crista de nível superior, e consequentemente o cavado a leste formando, em pultima
instância, um vórtice ciclônico sobre o Atlântico (Figura 4.18).
Figura 4.18 - Seqüência esquemática para a formação de um VCAS no Atlântico Sul. (Fonte: Kousky e Gan,
1981).
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4. VARIAÇÃO INTERANUAIS
A precipitação no NEB apresenta, além das variabilidades sazonais grandes flutuações interanuais
que são mais acentuadas (variabilidade relativa superior a 40%) no semi-árido (Kousky, 1979). Isto causa
extremos climáticos caracterizados por secas severas ou enchentes com sérios efeitos econômicos e
sociais para a população local. Assim, desde o início do século o clima NEB tem sido investigado e
apontado alguns de seus aspectos relacionados com as causas dinâmicas da grande variação ano-a-ano.
4.1. INFLUÊNCIA DO HEMISFÉRIO NORTE
Nobre (1984) analisou para diversos períodos a inter-relação entre fontes anômalas de calor nos
tópicos e a propagação meridional (norte-sul) de energia por ondas de escala planetária. Os campos de
desvios de vorticidade (medida de rotação de um fluído) vento e TSM, sobre o oceanos Atlântico e
Pacífico, apresentam características distintas durante os períodos chuvosos e secos do NEB.
Configurações semelhantes a trens de ondas foram encontradas. Uma delas inclui o centro do
Atlântico Tropical (padrão Atlântico Norte – Leste Asiático/ANLA) e atinge a costa leste da Ásia,
contornando o Polo Norte pela Europa. Uma outra inclui o centro do Pacífico Equatorial (padrão Pacífico
Central-Leste EUA/PCLE), descreve um grande circulo e atinge a costa leste da América do Norte. Uma
terceira configuração (Padrão Cinturão Circumpolar/CCP), observada no HN, constitui-sede alternâncias
de centros de vorticidade positiva e negativa em torno da latitude de 50o N.
Conclui-se que, a existência dessas configurações e a variabilidade da precipitação no NEB são as
respostas remota e local da ocorrência de anomalias de TSM positivas (negativas) ao norte e negativas
(positivas) ao sul, no Oceano Atlântico Equatorial, e relacionam-se a anos secos (chuvosos) no norte do
NEB. Em relação às configurações de ondas de escala global observa-se que a configuração CCP anecede
as outras duas (ocorre geralmente em outubro-novembro). A configuração ANLA, que ocorre
principalmente em dezembro-janeiro, encontra-se mais nítida durante os episódios de seca e parece
explicar melhor a variabilidade da pluviometria sobre o NEB do que a configuração PCLE que apresentou
menor ocorrência temporal relacionada a essa precipitação.
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a)
b)
Figura 4.19 - Desvios da circulação média na troposfera superior. Ar regiões marcadas com pequenos círculos
indicam circulação circlônica (baixa pressão) e as com pequenos “ v “, circulação anticiclônica
(alta pressão). a) Meses de dezembro de 1969, novembro de 1971,