Hidrologia atualizado

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HIDROLOGIA BÁSICA
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SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS..................................................................................................
LISTA DE TABELAS.................................................................................................
1. CICLO HIDROLÓGICO.........................................................................................
1.1 Introdução à hidrologia.......................................................................................
1.1.1 História da hidrologia.......................................................................................
1.1.2 Aplicação da Hidrologia …...............................................................................
1.2 Ciclo hidrológico.................................................................................................
1.3 Bacia hidrográfica..............................................................................................
1.3.1 Área de drenagem1.........................................................................................
1.3.2 Ordem da Bacia...............................................................................................
1.3.3 Tempo de concentração...................................................................................
1.4 Precipitação........................................................................................................
1.4.1 Tipos de precipitação.......................................................................................
1.5 Interceptação......................................................................................................
1.6 Infiltração.............................................................................................................
1.6.1 Grandezas características................................................................................
1.6.2 Fatores intervenientes......................................................................................
1.6.3 Determinação da capacidade de infiltração.....................................................
1.7 Evaporação.........................................................................................................
1.8 Escoamento superficial e regime dos cursos d'água..........................................
1.8.1 Escoamento superficial....................................................................................
1.8.2 Regime dos cursos d’água...............................................................................
1.9 Transporte de sedimentos...................................................................................
1.9.1 Ciclo hidrossedimentológico.............................................................................
1.10 Balanço hídrico..................................................................................................
2. CARACTERÍSTICAS DO MONITORAMENTO....................................................
2.1 Coleta de dados de precipitação (chuva)............................................................
2.1.1 Pluviômetros....................................................................................................
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2.1.2 Pluviógrafos.....................................................................................................
2.1.3 Radares Meteorológicos..................................................................................
2.1.4 Satélite.............................................................................................................
2.2 Coleta de dados de níveis dos cursos d'água e descarga líquida (vazão).........
2.2.1 Volumétrico.......................................................................................................
2.2.2 Calhas Parshall................................................................................................
2.2.3 Vertedor............................................................................................................
2.2.4 Ultrassônico.....................................................................................................
2.2.5 Eletromagnético...............................................................................................
2.2.6 Colorimétrico ou radioativo..............................................................................
2.2.7 Molinete............................................................................................................
2.2.8 Medição do Nível d’água..................................................................................
2.3 Coleta de dados de descarga sólida...................................................................
2.3.1 Técnicas de amostragem.................................................................................
2.4 Coleta de dados de qualidade da água...............................................................
2.5 Técnica de análise de dados de precipitações, níveis e descarga líquida..........
3 APILCAÇÃO DE DADOS HIDROLÓGICOS EM SÉRIES HISTÓRICAS E 
ESTUDOS........................................................................................................
3.1 Estudos de vazões máximas e mínimas.............................................................
3.1.1 Vazões máximas...............................................................................................
3.1.2 Vazões mínimas...............................................................................................
3.2 Cálculo de precipitação média em bacias hidrográficas.....................................
3.2.1 Método da Média Aritmética.............................................................................
3.2.2 Método de Thiessen.........................................................................................
3.2.3 Método das Isoietas.........................................................................................
3.3 Regionalização de vazões..................................................................................
3.3.1 Fases do desenvolvimento da regionalização..................................................
3.4 Regularização de vazões (reservatórios) e controle de estiagens.....................
3.5 Previsão e propagação de enchentes.................................................................
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3.5.1 Previsão de Enchentes.....................................................................................
3.5.2 Propagação de Enchentes...............................................................................
3.6 Sistema de suporte à decisão (SSD)..................................................................
3.6.1 Ferramenta computacional AQUANET.............................................................
3.7 Qualidade da água: vazões de diluição e decaimento de poluentes..................
3.7.1 Autodepuração.................................................................................................
3.7.2 Vazão de Diluição.............................................................................................
REFERÊNCIA...........................................................................................................
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LISTA DE FIGURAS
Figura 1 – Ciclo Hidrológico
Figura 2 – Bacia Hidrográfica
Figura 3 – Divisor de águas
Figura 4 – Regiões Hidrográficas do Brasil
Figura 5 – Precipitações ciclônicas
Figura 6 – Precipitações orográficas
Figura7 – Precipitações convectivas
Figura 8 - Ietograma e hidrógrada de uma chuva isolada
Figura 9 – Hidrograma de saída
Figura 10 - Pluviômetro “Ville de Paris”
Figura 11 – Altura do pluviômetro
Figura 12 - Proveta Pluviométrica
Figura 13 – Pluviógrafo de báscula
Figura 14 – Estimativa de chuva usando radar
Figura 15 – Estimativa de chuva através de imagem de satélite 
Figura 16 – Calha Parshall ilustrando as condições de afogamento e saída livre
Figura 17 – Calha Parshall
Figura 18 – Vertedor triangular para medição de vazão em pequenos cursos d’água
Figura 19 – Vertedor triangular com soleira delgada em ângulo de 90º
Figura 20 – Vertedor trapezoidal (Cipoletti)
Figura 21 – Vertedor retangular
Figura 22 – Esquema Emissor-receptor de ultra-som 
Figura 23 – Medidor de vazão ultrassônico baseado no efeito Doppler.
Figura 24 – Esquema de instalação e réguas na margem do rio
Figura 25 – Limnígrafo de boia
Figura 26 – Sensor de pressão 
Figura 27 – Gravação contínua em papel
Figura 28 – Distribuição da velocidade da corrente, concentração de sedimentos e da descarga 
sólida em suspensão na seção transversal 
Figura 29 – Garrafa de amostragem indicando níveis a serem obedecidos
Figura 30 – Exemplo de amostragem pelo método de igual incremento de largura
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Figura 31 - Curvas Médias de Variação de Qualidade das Águas
Figura 32 – Análise de Dupla Massa – Sem inconsistências
Figura 33 – Hidrograma típico
Figura 34 – Bacia Hidrográfica utilizada para cálculo da precipitação média pelo método da 
média aritmética.
Figura 35 - Bacia Hidrográfica utilizada para o cálculo da precipitação média pelo método 
deThiessen.
Figura 36 – Traçado de linhas unindo postos pluviométricos da bacia em estudo.
Figura 37 – Determinação do ponto médio e traçado da linha perpendicular.
Figura 38 – Definição da região de influência de cada posto.
Figura 39 - Divisão das linhas escrevendo os valores de precipitação interpolados
Figura 40 - Traçado das isolinhas.
Figura 41 - Determinação da precipitação média utilizando o método das isoietas.
Figura 42 – Hidrógrafa de entrada de um reservatório
Figura 43 – Volumes atuais do reservatório
Figura 44 - Curva de permanência de vazão típica.
Figura 45 – Diagrama de massa para dois períodos de estiagem
Figura 46 – Propagação de uma onda de cheia.
Figura 47 – Características de um sistema de suporte a decisão
Figura 48 – Interface do modelo AQUANET
Figura 49 - Perfil das zonas de autodepuração ao longo do trecho de um rio.
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LISTA DE TABELAS
Tabela 1 - Equações empíricas baseadas na expressão aerodinâmica
Tabela 2 - Valores do coeficiente de deflúvio, C.
Tabela 3 – Variáveis de entrada e saída de água do Balanço Hídrico
Tabela 4 - Valores de n e K para determinar a vazão
Tabela 5 – Métodos de medição de carga sólida
Tabela 6 – Parâmetros do Índice de Qualidade das Águas (IQA) e respectivos pesos
Tabela 7 – Calcular Precipitação
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1. CICLO HIDROLÓGICO
1.1 Introdução à hidrologia
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 (Definição recomendada pela United States 
Federal Council for Science and Technology, 1962).
A hidrologia é uma ciência interdisciplinar e tem evoluído expressivamente devido aos 
problemas crescentes observados nas bacias hidrográficas, como a ocupação 
inadequada, o aumento significativo da utilização da água para diversos fins e 
principalmente em face aos resultados dos impactos sobre o meio ambiente. O estudo 
da água era uma ciência basicamente descritiva e qualitativa, porém se transformou em 
uma área de conhecimento onde os métodos quantitativos têm sido explorados através 
de metodologias matemáticas e estatísticas, melhorando de um lado os resultados e do 
outro explorando melhor as informações existentes (TUCCI, 1993). 
Antes o planejamento de ocupação nas bacias era mínimo, levando em consideração 
apenas o menor custo de implantação e o máximo aproveitamento para os usuários, a 
questão de cuidados e preservação do meio ambiente raramente era apreciada. Dessa 
forma, o crescimento populacional e a exploração da água causaram grandes impactos 
e consequentemente a degradação dos recursos naturais.
De fronte aos problemas observados, a população começou a se preocupar, 
estabelecendo medidas preventivas que minimizassem os prejuízos causados à 
natureza. Nos anos 70, as ações tinham como foco a bacia hidrográfica, enquanto que 
atualmente o problema tem grandeza global, em decorrência dos possíveis efeitos 
globais da alteração do clima. A tendência atual envolve desenvolvimento sustentado 
da bacia hidrográfica, que implica o aproveitamento racional dos recursos com o 
mínimo dano ao ambiente. 
8
Segundo NRC1 (1991) apud Tucci (1993), se chegou à conclusão que o 
desenvolvimento da ciência hidrológica tem sido influenciado por aspectos específicos 
do uso da água e controle de desastres. A comissão menciona a necessidade de 
instruir profissionais com formação mais ampla, que englobe conhecimento de 
matemática, física, química, biologia e geociência, para desenvolver uma ciência dentro 
de um contexto mais vasto.
1.1.1 História da hidrologia
A hidrologia, que é a ciência que estuda a água, é fundamentada em históricos de 
processos envolvidos no meio físico natural. Para analisar a sazonalidade da ocorrência 
de precipitações num determinado local, por exemplo, são utilizadas observações 
obtidas no passado.
A convivência com o meio físico natural existe desde a origem do homem. De acordo 
com Tucci (1993), filósofos gregos tentaram erroneamente explicar o ciclo hidrológico, e 
apenas Marcus Vitruvius Pollio (100 a.C.) apresentou conceitos próximos do 
entendimento atual do ciclo hidrológico. Admitia-se que o mar alimentava os rios 
através do subsolo. Até no início deste século ainda existiam pessoas que 
questionavam o conceito moderno do ciclo hidrológico.
Mesmo sem saber a origem da água e o funcionamento dos fenômenos naturais, as 
civilizações antigas exploraram os recursos hídricos por meio de projetos de irrigação, 
aquedutos para abastecimento de água e controle de inundação. Ainda segundo Tucci 
(1993), apenas a partir do século 15, com Leonardo da Vinci e Bernard Palissy, o ciclo 
hidrológico passou a ser melhor compreendido. O problema era aceitar que a 
1
 NRC (National Research Council), 1991. Opportunities in the hydrologic sciences. 
Washington: National Academy Press. 348p.
9
precipitação tinha um volume maior que a vazão e que os rios são mantidos perenes 
pelo retardamento do escoamento do subsolo. Pierre Perrault, no século 17 (1608-
1680), avaliou os elementos da relação precipitação-vazão, ou seja a precipitação, 
evaporação e capilaridade da bacia do rio Sena e comparou estas grandezas com 
medições de vazão realizadas por Edm‚ Mariotte, constatando que a vazão era 
apenas cerca de 16% da precipitação.
As medições sistemáticas de precipitação e vazão, assim como o desenvolvimento 
teórico e experimental da hidráulica se iniciaram no século 19. Porém, no Brasil os 
postos mais antigos de precipitação são do final do século passado, enquanto que a 
coleta de dados de níveis e vazão iniciou no começo deste século.
Foi na década de 30 que surgiram os elementos descritivos do funcionamento dos 
fenômenos naturais e fórmulas empíricas de processos específicos, tais como as 
demonstradas por Chezy:
• Equação para movimento uniforme em canais;
• Método racional para cálculo de vazão máxima em pequenas bacias.
Essa década também marcou o início da hidrologia quantitativa com algunstrabalhos, tais como:
• Conceitos do hidrograma unitário utilizado para o escoamento superficial 
(Sherman,1932);
• Equação empírica para o cálculo da infiltração, permitindo a determinação da 
precipitação efetiva (Horton, 1933) ; 
• Teoria para a hidráulica de poços (Theiss,1935). 
Nesta mesma década outros métodos quantitativos foram apresentados, o que 
possibilitou a ampliação dos conhecimentos nessa ciência. Porém, mesmo com esse 
10
avanço, até a década de 50 a hidrologia se limitava a indicadores estatísticos dos 
processos envolvidos.
Somente com o surgimento do computador, houve o aprimoramento e experimentação 
das técnicas numéricas e estatísticas. Alguns aspectos da hidrologia tais como o 
escoamento subterrâneo, fluxo em rios, lagos e estuários desenvolveram-se com a 
observação e quantificação das variáveis envolvidas, aprimoramento de técnicas 
matemáticas e o aumento da capacidade do computador. Foram criadas em diversos 
países bacias representativas e experimentais visando ao atendimento e quantificação 
de processos físicos que ocorrem na bacia, tais como reflorestamento e desmatamento, 
erosão do solo e escoamento superficial.
Como a hidrologia está ligada diretamente ao uso da água, ao controle da ação da 
mesma sobre a população e ao impacto sobre a bacia, os estudos realizados visam o 
melhor entendimento desses processos e a implantação de um planejamento adequado 
do uso da bacia hidrográfica.
1.1.2 Aplicação da Hidrologia 
Segundo Righetto, 1998, a Hidrologia exerce grande influência em:
1. Escolha de fontes de abastecimento de água para uso doméstico ou industrial;
2. Projeto de construção de obras hidráulicas:
a. Fixação das dimensões hidráulicas de obras de arte, tais como: pontes, 
bueiros etc.;
b. Projeto de Barragens: localização e escolha do tipo de barragem, de 
fundação e de extravasor; dimensionamento;
c. Estabelecimento de método de construção;
3. Drenagem:
a. Estudo das características do lençol freático;
11
b. Exame das condições de alimentação e de escoamento natural do lençol: 
precipitação, bacia de contribuição e nível d’ água nos cursos ‘d água;
4. Irrigação:
a. Problema de escolha do manancial;
b. Estudo de evaporação e infiltração;
5. Regularização de cursos d’ água e controle de inundações:
a. Estudo das variações de vazão; previsão de vazões máximas;
b. Exame das oscilações de nível e das áreas de inundação;
6. Controle de Poluição:
a. Análise da capacidade de recebimento de corpos receptores dos efluentes 
de sistemas de esgotos: vazão mínima de cursos d’ água, capacidade de 
reaeração e velocidade de escoamento;
7. Controle da Erosão:
a. Análise de intensidade e frequência das precipitações máximas, 
determinação de coeficiente de escoamento superficial;
b. Estudo da ação erosiva das águas e da proteção por meio de vegetação e 
outros recursos;
8. Navegação:
a. Observação de dados e estudos sobre construções e manutenção de 
canais navegáveis;
9. Aproveitamento Hidrelétrico:
a. Previsão das vazões máximas, mínimas e médias dos cursos d’ água para 
o estudo econômico e o dimensionamento das instalações;
b. Verificação da necessidade de reservatório de acumulação; determinação 
dos elementos necessários ao projeto e construção do mesmo: bacias 
hidrográficas, volumes armazenáveis, perdas por evaporação e infiltração;
10.Operação de sistemas hidráulicos complexos;
11.Recreação e preservação do meio ambiente; e 
12.Preservação e desenvolvimento da vida aquática.
12
1.2 Ciclo hidrológico
Denomina-se ciclo hidrológico o processo natural de evaporação, condensação, 
precipitação, detenção e escoamento superficial, infiltração, percolação da água no solo 
e nos aquíferos, escoamentos fluviais e interações entre esses componentes. (Righetto, 
1998).
Para entender melhor, o ciclo pode-se visualizá-lo como tendo início com a evaporação 
da água dos oceanos. O vapor resultante é transportado pelo movimento das massas 
de ar. Sob determinadas condições, o vapor é condensado, formando as nuvens que 
por sua vez podem resultar em precipitação. Esta precipitação que ocorre sobre a terra 
pode ser dispersa de várias formas. A maior parte fica retida temporariamente no solo 
próximo onde caiu, que por sua vez, retorna à atmosfera através da evaporação e 
transpiração das plantas. Uma parte da água que sobra escoa sobre a superfície do 
solo ou para os rios, enquanto que a outra parte penetra profundamente no solo, 
abastecendo o lençol d’ água subterrâneo. A Figura 1 demonstra melhor como ocorrem 
essas relações entre as fases. 
As principais variáveis hidrológicas consideradas no ciclo hidrológico são: 
• E: evaporação (mm/d); 
• q: umidade específica do ar em gramas de vapor d’ água por quilo de ar, ou g/kg; 
• P: precipitação (mm); 
• i: intensidade de chuva (mm/h); 
• Q: deflúvio superficial ou vazão (m³/s); 
• f: taxa de infiltração (mm/h); 
• ET: evapotranspiração (mm/d).
13
Figura 1 – Ciclo Hidrológico
Fonte: USGS - United States Geological Survey 
Embora o ciclo hidrológico possa parecer um ciclo contínuo, com a água se movendo 
de uma forma permanente e com uma taxa constante, é na realidade bastante 
diferente, pois o movimento que a água faz em cada uma das fases do ciclo ocorre de 
forma bastante aleatória, variando tanto no espaço como no tempo.
Em determinadas circunstâncias, a natureza parece trabalhar com os excessos. Ora 
provoca chuvas torrenciais que ultrapassam a capacidade de suporte dos cursos d’ 
água, acarretando em inundações, ora parece que todo o ciclo hidrológico parou 
completamente. Esses extremos de enchente e seca são os que mais interessam para 
os engenheiros, pois muitos dos projetos de Engenharia Hidráulica são feitos com a 
finalidade de proteção contra estes mesmos extremos, e quando não previsto podem 
acarretar em danos. 
Quando trabalhamos com projetos, necessariamente devemos definir nosso domínio, 
seja ele local ou regional. A definição do domínio implica na seleção dos componentes 
14
mais relevantes. Do ciclo hidrológico, por exemplo, para o balanço hídrico, são 
considerados a evapotranspiração, a precipitação, o escoamento superficial, a 
infiltração e a percolação profunda. Já nos estudos de drenagem é necessário conhecer 
as distribuições espaço-temporais da precipitação, da infiltração e das vazões nas 
seções de interesse. 
Para cada trabalho que irá realizar, uma análise hidrológica deve ser feita, seja para 
saber se a precipitação irá interferir no processo, ou se a drenagem é adequada para o 
tipo de empreendimento.
1.3 Bacia hidrográfica
Uma bacia hidrográfica de um curso de água é uma área de captação natural da água 
da precipitação que faz convergir os escoamentos para um único ponto de saída, seu 
exutório. É composta basicamente de um conjunto de superfícies vertentes de uma 
rede de drenagem formada por cursos de água que confluem até resultar um leito único 
no exutório. Bacia hidrográfica é, portanto, uma área definida topograficamente, 
drenada por um curso d’água ou por um sistema conectado de cursos d’água, de forma 
tal que toda a vazão efluente seja descarregada por uma simples saída. Pode ser 
considerada um sistema físico onde a entrada é o volume de água precipitado e a saída 
é o volume de água escoado pelo exutório (Figura 2), considerando-se como perdas 
intermediárias os volumes evaporados e transpirados e também os infiltrados 
profundamente.
15
Figura 2 – Bacia Hidrográfica
Fonte: Pedrazzi, 2003.
A formação da bacia hidrográfica dá-se através dos desníveis dos terrenos que 
direcionam os cursos da água, sempre das áreas mais altas para as mais baixas. É 
uma área geográfica e,como tal, mede-se em km².
A bacia hidrográfica é o elemento fundamental de análise no ciclo hidrológico, 
principalmente na sua fase terrestre, que engloba a infiltração e o escoamento 
superficial (SILVEIRA, 1993). Ela pode ser definida como uma área limitada por um 
divisor de águas (Figura 3), que a separa das bacias adjacentes e que serve de 
captação natural da água de precipitação através de superfícies vertentes. 
16
Figura 3 – Divisor de águas
Fonte: Mendiondo, 2004.
Atualmente, o Conselho Nacional de Recursos Hídricos, de acordo com a Resolução nº 
32 de 15 de outubro de 2003, divide o Brasil em 12 regiões hidrográficas. 
Diferentemente das bacias hidrográficas, que podem ultrapassar as fronteiras 
nacionais, as regiões hidrográficas estão restritas ao espaço territorial pertencente ao 
Brasil, como mostra a Figura 4.
17
Figura 4 – Regiões Hidrográficas do Brasil
Fonte: Plano Nacional de Recursos Hídricos (PNRH). Disponível em 
http://www2.ana.gov.br/Paginas/default.aspx.
18
1.3.1 Área de drenagem
É a área plana (projeção horizontal) inclusa entre seus divisores topográficos. A área é 
o elemento básico para o cálculo das outras características físicas. A área de uma bacia 
hidrográfica é geralmente expressa em km2. Na prática, determina-se a área de 
drenagem com o uso de um aparelho denominado planímetro, porém pode-se obter a 
área com uma boa precisão, utilizando-se o “método dos quadradinhos”.
1.3.2 Ordem da Bacia
O sistema de drenagem de uma bacia é constituído pelo rio principal e seus tributários. 
A classificação dos rios quanto à ordem reflete o grau de ramificação ou bifurcação 
dentro de uma bacia. Os cursos d´água maiores possuem seus tributários, que por sua 
vez possuem outros até que chegue aos minúsculos cursos d´água da extremidade. 
Normalmente, quanto maior o número de ramificações maior serão os cursos d´água. 
Dessa forma, podem-se classificar os cursos d´água de acordo com o número de 
bifurcações (PEDRAZZI, 2003).
O estudo das ramificações e do desenvolvimento do sistema é importante, pois ele 
indica a maior ou menor velocidade com que a água deixa a bacia hidrográfica. O 
padrão de drenagem de uma bacia depende da estrutura geológica do local, tipo de 
solo, topografia e clima. Esse padrão também influencia no comportamento hidrológico 
da bacia.
Dessa forma, o Engenheiro brasileiro Otto Pfafstetter, do extinto Departamento Nacional 
de Obras de Saneamento (DNOS), desenvolveu um eficiente e engenhoso método de 
subdivisão e codificação de bacias hidrográficas, utilizando dez algarismos, diretamente 
relacionado com a área de drenagem dos cursos d’água (PFAFSTETTER, 1989 apud 
GALVÃO & MENESES, 2005). 
19
De acordo com Galvão e Meneses (2005), esse método é considerado natural, 
hierárquico, baseado na topografia da área drenada e na topologia (conectividade e 
direção) da rede de drenagem. Sua aplicabilidade em escala global, com o emprego de 
poucos dígitos, além da amarração nos dígitos da relação topológica entre as bacias 
hidrográficas, são as características marcantes do método de Otto Pfafstetter.
A técnica desenvolvida por Otto Pfafstetter, conhecida pelo nome de “Ottobacias”, 
caracteriza-se por sua racionalidade. Utilizando pequena quantidade de dígitos em um 
código específico para uma dada bacia, o método permite inferir através desse código 
quais as bacias hidrográficas que se localizam a montante e a jusante daquela em 
estudo. Cada vez que for citada uma determinada numeração, sabe-se exatamente a 
identificação da bacia hidrográfica, seu rio principal e seu relacionamento com as 
demais bacias da mesma região hidrográfica, até o nível continental (SILVA, 1999 apud 
GALVÃO & MENESES, 2005). 
O primeiro princípio dessa forma de classificação é que o rio principal de uma bacia é 
sempre o que tem a maior área de contribuição a montante. Isto contraria, em muitos 
casos, a atribuição de nomes feita tradicionalmente na bacia, mas é um critério que 
certamente tem uma base hidrológica mais sólida. A partir da identificação do rio 
principal, classificam-se suas bacias afluentes por área de drenagem.
As quatro maiores recebem números pares, sendo a mais a jusante a de número 2, a 
logo mais a montante a 4, a outra a 6 e a mais a montante de todas a 8. As bacias 
incrementais recebem números ímpares, sendo a da foz a número 1, a incremental 
entre as bacias 2 e 4 a 3, e assim por diante até a bacia de montante, que recebe o 
número 9. Desta forma está terminada uma fase da classificação.
Cada uma das bacias determinadas pode ser novamente classificada, sendo então 
atribuído um algarismo adicional. As bacias pares são classificadas como uma nova 
bacia integral, sendo o rio principal o que na fase anterior foi um afluente. As bacias 
20
incrementais, ímpares, são classificadas considerando-se o mesmo rio principal da fase 
anterior, restrito ao trecho incremental considerado. O processo pode ser repetido 
enquanto houver afluentes na rede hidrográfica. A classificação de Pfafstetter tem como 
objetivo as bacias, mas nada impede que seja adaptada, como foi feito, para a 
classificação dos rios. Basta para isso que o rio receba o número da bacia principal ao 
qual é associado. Desta maneira os códigos dos rios sempre terão sua terminação em 
um algarismo par. (AGÊNCIA NACIONAL DE ÁGUAS, 2002).
1.3.3 Tempo de concentração
O tempo de concentração é aquele necessário para que toda a água precipitada na 
bacia hidrográfica passe a contribuir na seção considerada. Este tempo pode ser 
calculado através de dois métodos, apresentados a seguir.
Fórmula de Kirpich
• Equação – Tempo de concentração
t c=57( L2I eq)
0,385
Onde: 
Ieq = declividade equivalente em m/km
L = comprimento do curso d´água em km.
Fórmula de Picking
• Equação – Tempo de concentração
21
t c=5,3( L2I eq)
1
3
Onde:
L = comprimento do talvegue em km;
Ieq = declividade equivalente em m/m.
1.4 Precipitação
O regime hidrológico de uma região é determinado por suas características físicas, 
geológicas e topográficas, e por seu clima. Os fatores climáticos mais importantes são a 
precipitação, principal “input” do balanço hidrológico de uma região, sua distribuição e 
modos de ocorrência, e a evaporação, responsável direta pela redução do escoamento 
superficial. 
A precipitação é entendida em hidrologia como toda a água proveniente do meio 
atmosférico que atinge a superfície terrestre. Neblina, chuva, granizo, saraiva, orvalho, 
geada e neve são formas diferentes de precipitações. A diferença entre essas 
precipitações é o estado em que a água se encontra (BERTONI & TUCCI, 1993).
A disponibilidade de precipitação numa bacia durante o ano é um fator determinante 
para quantificar, entre outros, a necessidade de irrigação de culturas e o abastecimento 
de água doméstico e industrial. A determinação da intensidade de precipitação é 
importante para o controle de inundação e da erosão do solo. Por sua capacidade para 
produzir escoamento, a chuva é o tipo de precipitação mais importante para a hidrologia 
(BERTONI & TUCCI, 1993).
Outros fatores climáticos de suma importância são a temperatura, a umidade e o vento, 
principalmente pela influência que exercem sobre a precipitação e a evaporação.
22
Os fenômenos atmosféricos de precipitação ocorrem quando existe uma condensação 
de vapor d’ água formando nuvens, os ventos movimentam as partículas d’ água de 
maneira a ocorrer aglutinação de gotículas, formando massas d’ água suficientes para 
serem precipitadas.
Os processos de crescimento das gotas mais importantes são os de coalescência e de 
difusão do vapor. O processo de coalescência é aquele no qual as pequenasgotas das 
nuvens aumentam seu tamanho devido ao contato com outras gotas através da colisão, 
provocada pelo deslocamento das gotas, devido a movimentos turbulentos do ar, à 
força elétrica e ao movimento Browniano2.
A partir do momento em que as gotas d’ água atingem tamanho suficiente para vencer 
a resistência do ar, elas se deslocam em direção ao solo. Nesse movimento de queda, 
as gotas maiores caem com maior velocidade do que os menores, o que faz com que 
as gotas menores sejam alcançadas e incorporadas às maiores aumentando, portanto, 
seu tamanho.
O processo de difusão do vapor é aquele no qual o ar, após o nível de condensação, 
continua evoluindo, provocando difusão do vapor supersaturado e sua consequente 
condensação em torno das partículas que aumenta de tamanho.
1.4.1 Tipos de precipitação
O esfriamento dinâmico ou adiabático é a principal causa da condensação e é o 
responsável pela maioria das precipitações. 
O movimento vertical das massas de ar é um requisito importante para a formação das 
precipitações, que podem ser classificadas de acordo com as condições que produzem 
2
 O movimento Browniano é o movimento aleatório de partículas macroscópicas num 
fluido como consequência dos choques das moléculas do fluido nas partículas.
23
o movimento vertical do ar. Neste sentido, o rápido resfriamento de grandes massas de 
ar pode ser produzido de forma ciclônica, orográfica e convectiva. Normalmente quando 
ocorre a precipitação, mais de um desses processos são ativados.
• Precipitações Frontais ou Ciclônicas
Estão associadas com o movimento de massas de ar de regiões de alta pressão para 
regiões de baixa pressão. A diferença de pressão normalmente é causada por 
aquecimento desigual da superfície terrestre. 
As precipitações ciclônicas podem ser classificadas como frontal ou não frontal. A 
frontal resulta da ascensão do ar quente sobre o ar frio na zona de contato entre duas 
massas de ar de características diferentes. Se a massa de ar frio se move de tal forma 
que é substituída por uma massa de ar mais quente, a frente é conhecida como frente 
quente, e se o contrário acontece, chamamos de frente fria. A ascensão frontal pode ser 
vista na figura 5.
As precipitações ciclônicas
Costumam ser de longa duração, apresentando intensidade de baixa a moderada, 
espalhando-se por grandes áreas. 
Figura 5 – Precipitações ciclônicas
Fonte: Villela & Mattos, 1975.
24
• Precipitações Orográficas
Essa precipitação é resultante de ascensão mecânica, acontece quando uma corrente 
de ar úmido horizontal é forçada a passar por uma barreira natural, tais como as 
montanhas. As precipitações da Serra do Mar são exemplos típicos. A figura 6 
demonstra como ocorre.
Figura 6 – Precipitações orográficas
Fonte: Villela & Mattos, 1975.
• Precipitações Convectivas
As precipitações convectivas são típicas das regiões tropicais. Quando ocorre um 
aquecimento desigual da superfície terrestre, acaba surgindo o aparecimento de 
camadas de ar com densidades diferentes, o que gera uma estratificação térmica da 
atmosfera em equilíbrio estável.
Caso esse equilíbrio, por qualquer motivo (vento, superaquecimento) for quebrado, 
provocará uma ascensão brusca e violenta do ar menos denso, que é capaz de atingir 
grandes altitudes. Essas precipitações costumam ser de grande intensidade e curta 
duração, concentradas em pequenas áreas. A Figura 7 demonstra como esse 
fenômeno acontece.
25
Figura 7 – Precipitações convectivas
Fonte: Villela & Mattos, 1975.
1.5 Interceptação
A interceptação é a retenção de parte da precipitação acima da superfície do solo (Blake, 
1975), podendo ocorrer pela presença de vegetação ou outra forma de obstrução ao 
escoamento. O volume retido é perdido por evaporação, retornando à atmosfera. Este 
processo interfere no balanço hídrico da bacia hidrográfica, funcionando como um 
reservatório que armazena uma parcela da precipitação para consumo. A tendência é de 
que a interceptação reduza a variação da vazão ao longo do ano, retarde e reduza o pico das 
cheias (TUCCI, 1993).
Ainda de acordo com Tucci (1993), a retenção de parte do escoamento também pode 
ocorrer por depressões do solo, mas não pode ser considerada uma interceptação 
propriamente dita, já que parte do volume retido retorna ao fluxo da bacia através da 
infiltração. Essas depressões do solo ou a baixa capacidade de drenagem podem 
provocar o armazenamento de grandes volumes de água, reduzindo a vazão média da 
bacia. 
26
Como já mencionado, a interceptação pode ocorrer de duas formas: pela vegetação e 
por depressões. As duas formas são explicadas a seguir.
• Interceptação vegetal
Esse tipo de interceptação pode depender de algumas variáveis, dentre elas: características da 
precipitação e condições climáticas, tipo e densidade da vegetação e período do ano. As 
características principais da precipitação são a intensidade, o volume precipitado e a chuva 
antecedente. 
A intensidade do vento é o fator climático mais significativo na interceptação, aumentando a 
mesma para uma cheia longa e diminuindo para cheias menores (WIGHAM, 1970 apud 
TUCCI, 1993). O tipo de vegetação caracteriza a quantidade de gotas que cada folha 
pode reter e a densidade da mesma indica o volume retido numa superfície de bacia. 
As folhas geralmente interceptam a maior parte da precipitação, mas a disposição dos troncos 
contribui significativamente. Em regiões em que ocorre uma maior variação climática, ou seja, em 
latitudes mais elevadas, a vegetação apresenta uma significativa variação da folhagem ao longo 
do ano, que interfere diretamente com a interceptação. A época do ano também pode 
caracterizar alguns tipos de cultivos que apresentam as diferentes fases de crescimento e 
colheita. A equação da continuidade do sistema de interceptação pode ser descrita por 
• Equação – Precipitação Interceptada
S i =P−T−C
Onde: 
Si = precipitação interceptada;
P = precipitação;
T = precipitação que atravessa a vegetação;
27
C = parcela que escoa pelo tronco das árvores.
De acordo com Tucci (1993), Horton (1919) foi um dos primeiros a descrever e 
apresentar resultados e equações para descrever o comportamento da interceptação 
vegetal. O referido autor relacionou o volume interceptado durante uma enchente com a 
capacidade de interceptação da vegetação e a taxa de evaporação. 
• Equação – Interceptação vegetal
S i =Sv+( AvA ). E .tr
Onde:
Sv = capacidade de armazenamento da vegetação para a área;
Av = área de vegetação;
A = área total;
E = evaporação da superfície de evaporação;
tr = duração da precipitação.
• Armazenamento nas depressões
Na bacia hidrográfica existem obstruções naturais e artificiais ao escoamento, 
acumulando parte do volume precipitado. Em áreas rurais isso pode ser observado 
após uma enchente, quando áreas sem drenagem formam pequenas lagoas. O volume de 
água retido nessas áreas somente diminui por evaporação e por infiltração. Como o 
lençol freático fica alto, logo após a enchente, a saída de água dá-se principalmente pela 
evaporação, reduzindo a vazão média da bacia. Isso é mais grave em solos que se 
impermeabilizam com a umidade, como o argiloso (TUCCI, 1993).
28
Em bacias urbanas, podem ser criadas artificialmente áreas com retenção do 
escoamento em função de aterros, pontes e construções. O somatório destas perdas se 
reflete na redução da vazão média e no abatimento dos picos de enchentes. Linsley et 
al. (1949) utilizou a seguinte expressão empírica para retratar o volume retido pelas 
depressões do solo após o início da precipitação (TUCCI, 1993).
• Equação – Fórmula empírica de interceptação
1−e−kPe
V d =Sd
Onde:
Vd =volume retido;
Sd = capacidade máxima;
Pe = precipitação efetiva;
K = coeficiente equivalente a 1/Sd
 
No uso desta equação, admite-se que no início da precipitação as depressões estão 
vazias e para gerar escoamento superficial é necessário que as depressões estejam 
preenchidas. São aproximações do comportamento real, já que o escoamento 
superficial ocorre sem que as depressões sejam todas preenchidas, devido à 
variabilidade espacial da capacidade de retenção das mesmas.
1.6 Infiltração
A infiltração é o fenômeno de penetração da água nas camadas do solo próximas à 
superfície do terreno, movendo-se para baixo, através dos vazios, sob a ação da 
29
gravidade, até atingir uma camada suporte, que a retém, formando então a água do 
solo (MARTINS, 1976).
A água de chuva precipitada sobre terreno permeável é geralmente succionada 
totalmente pelo solo até o instante em que se inicia a formação de um espelho d’água 
na superfície e, por conseguinte, a ocorrência de deflúvio superficial. Esse fato pode ser 
observado por qualquer pessoa, porém é regido por leis físicas complexas, cuja 
quantificação é supostamente conseguida por meio de experimentos, leis empíricas e 
solução de equações diferenciais que governam o movimento da água no solo 
(RIGHETTO, 2008).
A infiltração pode ser dividida em três fases essenciais, sendo elas a fase de 
intercâmbio, de descida e de circulação. Na fase de intercâmbio, a água está próxima à 
superfície do terreno, sujeita a retornar a atmosfera por uma aspiração capilar, 
provocada pela ação da evaporação ou absorvida pelas raízes das plantas e em 
seguida transpirada pelo vegetal. 
Quando o deslocamento vertical da água ocasionado pela ação de seu próprio peso 
supera a adesão e a capilaridade, chamamos de fase de descida. Esse movimento se 
efetua até atingir uma camada-suporte de solo impermeável.
A fase de circulação ocorre quando há acumulo de água, onde são constituídos os 
lençóis subterrâneos, cujo movimento se deve também a ação da gravidade, 
obedecendo às leis de escoamento subterrâneo. 
1.6.1 Grandezas características
As principais grandezas características são explicadas por Martins (1976), como 
mostram os próximos itens.
30
• Capacidade de infiltração
É a quantidade máxima de água que um solo, sob uma dada condição, pode absorver 
na unidade de tempo por unidade de área horizontal. A penetração da água no solo, na 
razão de sua capacidade de infiltração, verifica-se somente quando a intensidade da 
precipitação excede a capacidade do solo em absorver a água, isto é, quando a 
precipitação é excedente. A capacidade de infiltração pode ser expressa por milímetros 
por hora (mm/h), milímetros por dia (mm/dia), metros cúbicos por metro quadrado 
(m3/m2) ou metros cúbicos por dia (m3/dia). 
• Distribuição granulométrica
É a distribuição das partículas constituintes do solo em função das suas dimensões. 
• Porosidade
É a relação entre o volume de vazios de um solo e o seu volume total, expressa 
comumente em porcentagem (%).
• Velocidade de infiltração
É a velocidade média de escoamento da água através de um solo saturado, 
determinada pela relação entre a quantidade de água que atravessa a unidade de área 
do material do solo e o tempo. Pode ser expressa por metros por segundo (m/s), metros 
por dia (m/dia), metros cúbicos por metro quadrado (m3/m2) ou metros cúbicos por dia 
(m3/dia). 
1.6.2 Fatores intervenientes
Os principais fatores intervenientes também são explicados por Martins (1976), 
apresentados nos itens a seguir.
• Tipo de solo
31
A capacidade de infiltração varia diretamente com a porosidade, o tamanho das 
partículas do solo e o estado de fissuração das rochas. As características presentes em 
pequena camada superficial, com espessura da ordem de 1 cm, têm grande influência 
sobre a capacidade de infiltração.
• Compactação devida ao homem e aos animais 
Em locais onde há tráfego constante de homem ou veículos ou em áreas de utilização 
intensa por animais (pastagens), a superfície é submetida a uma compactação que a 
torna relativamente impermeável.
• Ação da precipitação sobre o solo
As águas das chuvas quando se chocam com o solo promovem a compactação da sua 
superfície, diminuindo a capacidade de infiltração, transportam os materiais finos que, 
pela sua sedimentação posterior, tenderão a diminuir a porosidade da superfície, 
umedecem a superfície do solo, saturando as camadas próximas, aumentando a 
resistência à penetração da água; e atuam sobre as partículas de substancias coloidais 
que, ao intumescerem, reduzem as dimensões dos espaços intergranulares.
1.6.3 Determinação da capacidade de infiltração
Para a determinação da capacidade de infiltração, podem ser utilizados equipamentos 
chamados infiltrômetros, que são capazes de realizar uma medição direta. São tubos 
cilíndricos curtos de chapa metálica, com diâmetros que variam entre 200 e 900 mm. 
São cravados verticalmente no solo de modo a restar uma pequena altura livre sobre 
este.
32
O método de Horner e Lloyd também pode ser utilizado para conhecer a capacidade de 
infiltração do solo de uma dada área, porém para pequenas bacias hidrográficas. Ele é 
baseado na medida direta da precipitação e do escoamento superficial resultante, o que 
possibilita a determinação da curva da capacidade de infiltração em função do tempo.
Já em bacias muito grandes, a intensidade de precipitação não é constante em toda a 
área e por isso, Horton propôs um método de avaliação da capacidade média de 
infiltração. Este método indica que a precipitação seja medida por diversos aparelhos 
por toda a bacia, e um deles deve ser necessariamente um pluviógrafo. 
1.7 Evaporação
Evaporação é o conjunto dos fenômenos de natureza física que transformam a água 
líquida ou sólida em vapor de água da superfície do solo e transferida, neste estado, 
para a atmosfera. Esse processo somente poderá ocorrer naturalmente se houver 
ingresso de energia no sistema, proveniente do sol, da atmosfera ou de ambos e será 
controlado pela taxa de energia, na forma de vapor de água que se propaga na 
superfície da Terra (TUCCI & BELTRAME, 1993). A evaporação pode ocorrer em corpos 
d’água, lagos reservatórios de acumulação, águas retidas na camada superficial do solo 
e mares e é influenciada também pela temperatura e umidade relativa do ar, vento e 
pressão de vapor.
Os métodos mais utilizados para determinar a evaporação são:
• Evaporímetros: instrumentos que possibilitam uma medida direta do poder 
evaporativo da atmosfera, estando sujeitos aos efeitos de radiação, temperatura, 
vento e umidade. Os mais conhecidos são os atmômetros e os tanques de 
evaporação;
33
• Transferência de massa : é baseado na primeira Lei de Dalton, que estabelece a 
relação entre evaporação e pressão de vapor, expressa da seguinte forma:
• Equação – Transferência de massa
E=C .(es−e )
Onde:
E = intensidade da evaporação;
C = coeficiente influenciado por fatores interferentes;
eS = pressão de saturação do vapor de água à temperatura da água;
e = pressão do vapor d’água presente no ar atmosférico. 
O efeito do vento foi introduzido através da alteração do coeficiente empírico (C). A 
expressão resultante é função da velocidade do vento, expressa por:
• Equação – Evaporação em função do vento
s−ea
e
Nf (w )
E0=
Onde:
N = parâmetro que considera dos efeitos da densidade do ar e da pressão;
f(w) = função da velocidade do vento;
f(r) = parâmetro de rugosidade.
34
De acordo com Tucci e Beltrame (1993), as funções introduzidas, que retratam o efeito 
do vento, são obtidas com bases nos conceitos de camada limite que ocorre na ação do 
ventopróximo da superfície de interesse. Várias expressões são utilizadas para a 
estimativa da evaporação em intervalos de tempo superiores a um dia. Segue a 
equação apresentada por Sverdrup (1946):
• Equação – Evaporação em intervalo de tempo superior a um dia
E0=
0,63 ρK 2 w8 (e2−e8 )
p[ln(800r )]
2
Onde:
ρ = massa específica do ar;
K = 0,41 (constante de Von Karman);
w8 = as velocidades do vento a 8 metros acima da superfície;
e2 e e8 = pressão de vapor a 2 e 8 metros; 
p = pressão atmosférica;
r = altura da rugosidade.
• Equações Empíricas : foram estabelecidas com base no ajuste por regressão das 
variáveis envolvidas, para algumas regiões e condições específicas. Por isso 
devem ser utilizadas com cautela. São baseadas usualmente na equação 
aerodinâmica:
• Equação 
E0 =Kf (w ) [e s(T s )−ea ]
35
Onde:
K = constante;
f(w) = função da velocidade do vento.
Tucci e Beltrame (1993) apresentaram um resumo das equações desse tipo, 
apresentadas na Tabela 1.
Tabela 1 - Equações empíricas baseadas na expressão aerodinâmica
Equação
Condições de 
aplicação
Referência
Eo (pol/mês) = 11(1+0,1w8)
(es-e8)
Lagos rasos
Meyer 
(1915)
Eo (pol/dia) = 0,771(1,465-
0,0186p)(0,44+0,118w0)(es-ea)*
Lagos rasos
Rohwer 
(1931)
Eo (pol/dia) = 0,35(1+0,24w2)
(es-ea)
Pequenos 
tanques
Penman 
(1948
Eo (pol/dia) = 0,057w8(es-e8) Lago Hefner
Marcian
o e Harbeck 
(1952)
Eo (pol/dia) = 0,072w4(es-e2) Lago Hefner
Marcian
o e Harbeck 
(1952)
* pressão barométrica
• Balanço hídrico : possibilita a determinação da evaporação com base na equação 
da continuidade do lago ou reservatório. A referida equação pode ser escrita da 
seguinte forma:
• Equação – Balanço hídrico
36
dV
dt
=I−Q−E 0 . A+P . A
Onde: 
V = volume de água contido no reservatório (hm); 
t = tempo (s); 
I = vazão total de entrada no reservatório (m3/s); 
Q = vazão de saída do reservatório (m3/s);
E0 = evaporação (mm/mês); 
P = precipitação sobre o reservatório (mm/mês); 
A = área do reservatório (km2). 
A evaporação é obtida da equação 10 por:
• Equação – Evaporação
E0=
I−Q
A
+P−
dV
dt
A
Além da equação de continuidade, o método do balanço hídrico também apresenta a 
equação de Evaporação Real (ER):
• Equação – Evaporação Real
ER= [EP+ ( I−EP )−∆AS ]
Onde:
37
EP = Evaporação Potencial 
I = Infiltração; 
∆AS = variação do armazenamento de água no solo.
A evapotranspiração representa a quantidade de água que nas condições reais se 
evapora do solo e transpira das plantas e é de suma importância para o balanço hídrico 
de uma bacia como um todo. Para estimar os valores dessa variável, pode-se aplicar o 
método de Penman-Monteith, representado pela seguinte equação:
• Equação – Evapotranspiração
δ+γ∗. 900
(T+273 )
.(es−ea )
δ+γ∗(Rn−G ) 1λ+
γ
ET 0=
δ
Onde:
ET0 = evapotranspiração diária de referência (mm); 
 ��= calor latente de vaporização (MJkg-1); 
δ = inclinação da curva da pressão de vapor saturado versus temperatura (k 
Pa K-1); 
Rn = saldo de radiação (MJ m-2 dia-1); 
G = fluxo de calor no solo (MJ m-2 dia-1); 
es = pressão de vapor saturado do ar (k Pa);
ea = pressão de vapor do ar na altura z (k Pa); 
T = temperatura do ar na altura z (ºC); 
γ * = coeficiente psicrométrico modificado (k Pa K-1) = γ (1+ 0,33 U2); (U2 é a 
velocidade do vento medida a 2 metros de altura (m s-1); 
38
900 = Constante (k J-1 kg ºK).
1.8 Escoamento superficial e regime dos cursos d'água
1.8.1 Escoamento superficial
O escoamento superficial talvez seja a fase mais importante do ciclo hidrológico e de 
maior importância para os engenheiros, pois é a etapa que estuda o deslocamento das 
águas na superfície da Terra e está diretamente ligada ao aproveitamento da água 
superficial e à proteção contra os efeitos causados pelo seu deslocamento (erosão do 
solo, inundações, etc.). 
Esse tipo de escoamento é presenciado fundamentalmente na ocorrência de 
precipitações e considera desde o movimento da água de uma pequena chuva que, 
caindo sobre um solo saturado de umidade, escoa pela sua superfície, formando as 
enxurradas ou torrentes, córregos, ribeirões, rios e lagos ou reservatórios de 
acumulação.
De acordo com Martins (1976), parte da água das chuvas é absorvida pela vegetação e 
outros obstáculos, a qual é evaporada posteriormente. Da quantidade de água que 
atinge o solo, parte é retida em depressões do terreno e parte é infiltrada. Após o solo 
alcançar sua capacidade de absorver a água, ou seja, quando os espaços nas 
superfícies retentoras tiverem sido preenchidos, ocorre o escoamento superficial da 
água restante.
No inicio do escoamento superficial é formada uma película laminar que aumenta de 
espessura, à medida que a precipitação prossegue, até atingir um estado de equilíbrio.
Dentre os fatores que influenciam o escoamento superficial estão os seguintes:
39
• Fatores climáticos : ligados à intensidade da chuva, duração da chuva e a chuva 
antecedente;
• Fatores fisiográficos : ligados à área e forma da bacia, à permeabilidade e 
capacidade de infiltração e à topografia da bacia;
• Obras hidráulicas : ligadas à construção de barragens, canalização ou retificação 
e derivação ou transposição.
• Coeficiente de escoamento superficial (run off)
O coeficiente de escoamento superficial ou coeficiente de “run off”, é definido como a 
razão entre o volume de água escoado superficialmente e o volume de água 
precipitado. Este coeficiente pode ser relativo a uma chuva isolada ou relativo a um 
intervalo de tempo onde várias chuvas ocorreram (VILLELA E MATTOS, 1975). A 
equação a seguir demonstra o coeficiente de “run off”.
Equação – Coeficiente de “run off”
C= Volumetotalescoado
Volumetotalprecipitado
Sabe-se que conhecendo o coeficiente de “run off” para uma determinada 
chuva intensa de uma certa duração, pode-se determinar o escoamento superficial de 
outras precipitações de intensidades diferentes, desde que a duração seja a mesma. 
Esse coeficiente é muito utilizado para se prever a vazão de uma enchente provocada 
por uma chuva intensa.
• Métodos de Estimativa do Escoamento Superficial 
40
De acordo com Carvalho e Silva (2006), os métodos de estimativa do escoamento 
superficial podem ser divididos em quatro grupos conforme à: 
a) Medição do Nível de Água 
A estimativa do escoamento superficial por meio de medição do nível de água é 
realizada em postos fluviométricos, onde a altura do nível de água é obtida com auxílio 
das réguas linimétricas ou por meio dos linígrafos. De posse das alturas pode-se 
estimar a vazão em uma determinada seção do curso d’água por meio de uma curva-
chave. Esta curva relaciona uma altura do nível do curso d’água a uma vazão. É o 
método mais preciso e requer vários postos fluviométricos.
b) Modelo Chuva-Vazão Calibrados - Método do hidrograma 
A área de drenagem, grau de permeabilidade, profundidade do lençol freático, 
porosidade do solo e também o tipo de precipitação que ocorreu sobre a bacia, são 
aspectos da bacia que podem refletir em um hidrograma. O hidrograma, hidrógrafa ou 
fluviograma é a representação gráfica da distribuição da vazão em função do tempo 
numa dada seção de um curso d’água. Essa distribuição é interpretada como sendo a 
resposta da bacia hidrográfica ou área de drenagem quando estimulada pelas chuvas 
que caem sobre essa área (Righetto, 1998).
A figura 8 mostra uma hidrógrafa de uma chuva isolada (ietograma) de uma 
precipitação que ocorreu em uma bacia, assim como a curva de vazão correspondente 
registrada em uma seção de um cursod’água.
41
Figura 8 - Ietograma e hidrógrada de uma chuva isolada
Fonte: CARVALHO e SILVA, 2006
Alguns fatores contribuíram para o escoamento na seção considerada, sendo eles:
1) Precipitação recolhida diretamente pela superfície livre das águas;
2) Escoamento superficial direto (incluindo o escoamento subperficial);
3) Escoamento básico (contribuição do lençol de água subterrânea).
É possível observar quatro trechos diferentes na Figura xx, aonde o primeiro vai até o 
ponto A. Neste primeiro trecho o escoamento ocorre devido exclusivamente à 
contribuição do lençol freático, fazendo com que a vazão decresça. Entre os pontos A e 
B acontece a contribuição simultânea dos escoamentos superficial e da base, formando 
escoamento superficial direto, o qual promove aumento da vazão à medida que 
aumenta a área de contribuição para o escoamento.
42
Quando a chuva durar tempo suficiente para que toda a área da bacia hidrográfica 
contribua para a vazão na seção de controle, atinge-se o ponto B, onde ocorre a vazão 
de pico, ou seja, o valor máximo para a vazão resultante da precipitação sob análise.
De qualquer forma o ponto B é um máximo da hidrógrafa, mesmo que toda a área da 
bacia não contribua para a vazão, porém não representando a condição crítica. Caso a 
chuva tenha duração superior ao tempo de concentração da bacia, a hidrógrafa tenderá 
a um patamar com flutuações da intensidade de precipitação.
As contribuições dos escoamentos superficiais e de base acontecem no trecho entre os 
pontos A e B, chamado também de trecho de ascensão do escoamento superficial 
direto.
Quando a chuva houver terminado, a área de contribuição do escoamento superficial é 
reduzida gradualmente, como mostra o trecho BC. Este trecho é denominado trecho de 
depleção do escoamento superficial direto, o qual se encerra no ponto C. Quando é 
observada apenas a contribuição do escoamento básico, chamamos de curva de 
depleção de escoamento de base, fase apresentada após o término do trecho C.
O volume escoado superficialmente (VESD) corresponde à área compreendida entre o 
trecho de reta AC e a hidrógrafa. Para avaliá-la deve-se utilizar qualquer processo de 
aproximação como o é a integração numérica, com base, por exemplo, na regra dos 
trapézios, cuja aplicação resulta: 
• Equação – Volume escoado superficialmente
43
Q i
Q1 +Qn
2
+∑
1=2
n−1
;
VESD=∆T
Desde que ∆t seja constante. Deve-se utilizar para ∆t a mesma unidade de tempo da 
vazão. 
O valor encontrado para VESD pode ser transformado em lâmina escoada ou 
precipitação efetiva (Pe) por meio de: 
• Equação – Precipitação efetiva
Pe= VESD
ABH
Onde: 
Pe = precipitação efetiva; 
VESD = volume escoado superficialmente direto; 
ABH = área da bacia hidrográfica.
A separação do hidrograma em escoamento superficial direto e escoamento básico é 
muito importante para o estudo das características hidrológicas da bacia e para alguns 
métodos de previsão de enchentes.
A determinação do hidrograma de projeto de uma bacia hidrográfica depende de dois 
componentes principais, a separação do volume de escoamento superficial e a 
propagação deste volume para jusante. Este último componente dos modelos 
44
hidrológicos geralmente utiliza da teoria de sistemas lineares, ou seja, o hidrograma 
unitário (HU) (Tucci, 1993).
O método de HU, apresentado por Le Roy K. Sherman em 1932 e aperfeiçoado mais 
tarde por Bernard e outros, baseia-se primariamente em determinadas propriedades do 
hidrograma de escoamento superficial (Pinto, 1976).
O HU é o hidrograma resultante de um escoamento superficial unitário (1 mm, 1cm, 1 
polegada) gerado por uma chuva uniforme distribuída sobre a bacia hidrográfica, com 
intensidade constante de certa duração, constituindo uma característica própria da 
bacia, refletindo as condições de deflúvio para o desenvolvimento da onda de cheia 
(Carvalho e Silva, 2006).
c) Modelo Chuva-Vazão Não Calibrado 
Método Racional
O método Racional é utilizado para o dimensionamento das redes de drenagem urbana 
dada sua simplicidade, uma vez que engloba todos os processos em apenas um 
coeficiente “Coeficiente de Escoamento (C)”. No entanto, não devem ser aplicados em 
bacias com área superior a 2 km².
Os princípios dessa metodologia são:
1) Deve-se considerar a duração da precipitação intensa de projeto igual ao tempo 
de concentração da bacia. Ao considerar esta igualdade admite-se que a bacia é 
suficientemente pequena para que esta situação ocorra, pois a duração é 
inversamente proporcional à intensidade. Em bacias pequenas, as condições 
mais críticas ocorrem devido às precipitações convectivas que possuem 
pequena duração e grande intensidade.
2) Adotar um coeficiente único de perdas (coeficiente de escoamento), estimado 
com base nas características da bacia.
45
3) Não avalia o volume de cheia e a distribuição temporal das vazões.
A equação do método racional é a seguinte:
• Equação – Método Racional
Q=0,27 .C .i . A
Onde:
Q = vazão máxima (m³/s);
0,027 = correção quando usando a área da bacia em km²;
C: coeficiente de escoamento, também conhecido como run-off ou deflúvio;
i: intensidade da precipitação (mm/h);
A: área da bacia (km²).
A tabela abaixo apresenta alguns valores de C relativo a tipos de ocupação de solo.
Tabela 2 - Valores do coeficiente de deflúvio, C.
Tipo de Ocupação Coeficiente C
Áreas com edificação; grau de 
adensamento
-
• Muito grande 0,70 a 0,95
• Grande 0,60 a 0,70
• Médio 0,40 a 0,60
• Pequeno 0,20 a 0,40
Áreas livres: matas, parques, campos 0,05 a 0,20
Pavimentos 0,70 a 0,95
Solos com vegetação -
• Arenoso 0,05 a 0,15
• Argiloso 0,15 a 0,35
Fonte: RIGHETTO, 1998
46
O coeficiente de escoamento utilizado no método racional depende das seguintes 
características:
• Solo;
• Cobertura;
• Tipo de ocupação;
• Tempo de retorno;
• Intensidade da precipitação.
• Método Racional Modificado
Este método deve ser utilizado para áreas maiores que 80 ha até 200 ha. A equação 
seguinte representa o método.
• Equação - Método Racional Modificado
Q= C . i . A
360
. D
Onde: 
D = 1 – 0,009.L/2 (L = comprimento axial da bacia, km).
• Método de I – Pai – Wu
Método desenvolvido em 1963 sendo aplicado a áreas maiores que 200 ha até 20.000 
ha.
Equação – Método de I – Pai – Wu
Q= C∗.i . A
0,90
360
. K
47
Sendo que:
C∗( 21+F ) . C( 42+F )
F= L
√ Aπ
Onde:
F = fator de ajuste relacionado com a forma da bacia; 
L = comprimento axial da bacia; 
A = área da bacia; 
K = coeficiente de distribuição espacial da chuva.
d) Fórmulas Empíricas 
A estimativa por meio de fórmulas empíricas deve ser utilizada somente na 
impossibilidade do emprego de outra metodologia. A utilização das fórmulas empíricas é 
principalmente alvo de estudos de previsão de enchentes.
1.8.2 Regime dos cursos d’água
De grande importância no estudo das bacias hidrográficas é o conhecimento do sistema 
de drenagem, ou seja, que tipo de curso d’água está drenando a região de acordo com 
seu regime. Segundo Carvalho e Silva (2006), uma maneira utilizada para classificar os 
cursos d’água é a de tomar como base a constância do escoamento com o que se 
determinam três tipos: 
48
a) Perenes: contém água durante todo o tempo. O lençol freático mantém uma 
alimentação contínua e não desce nunca abaixo do leito do curso d’água, mesmo 
durante as secas mais severas. 
b) Intermitentes: em geral, escoam durante as estações de chuvas e secam nas 
de estiagem. Durante as estações chuvosas, transportam todos os tipos de deflúvio, 
pois o lençol d’água subterrâneo conserva-se acima do leito fluvial e alimentandoo 
curso d’água, o que não ocorre na época de estiagem, quando o lençol freático se 
encontra em um nível inferior ao do leito. 
c) Efêmeros: existem apenas durante ou imediatamente após os períodos de 
precipitação e só transportam escoamento superficial. A superfície freática se encontra 
sempre a um nível inferior ao do leito fluvial, não havendo a possibilidade de 
escoamento de deflúvio subterrâneo.
Os rios proporcionam a forma mais visível de escoamento da água fazendo parte 
integrante do ciclo hidrológico e alimentado a partir das águas superficiais e 
subterrâneas (CHRISTOFOLETTI, 19813 apud DESTEFANI, 2005). A vazão é uma das 
principais variáveis que caracteriza um rio, constituindo-se da quantidade de água que 
passa por uma sessão num determinado período de tempo.
As vazões que escoam em um curso d’água são consideradas estocásticas (TUCCI, 
2002) sendo variáveis no tempo e no espaço. Essa variabilidade representada pela 
subida e descida das águas consideradas no decorrer de um ano civil (janeiro a 
dezembro) ou um ano hidrológico (ciclo de vazante-cheia-vazante) corresponde ao 
regime fluvial ou regime de cursos d’água ou hidrológico (DESTEFANI, 2005).
Tucci (1993) cita que a variabilidade do regime hidrológico é controlada por alguns 
elementos que formam a bacia hidrográfica ou fatores que nela ocorrem. Dentre eles 
estão: as condições climáticas, como a precipitação, evapotranspiração e a radiação 
3
 CHRISTOFOLETTI, A. Geomorfologia fluvial. São Paulo: Edgard Blucher, 1981.
49
solar; a geologia; a geomorfologia; os tipos e uso dos solos; a cobertura vegetal e as 
ações antrópicas.
O regime de um curso d’água se constitui na forma em que é alimentado, ou seja, de 
acordo com a origem da água que o abastece. Pode ser classificado em pluvial, nival 
ou misto. O regime pluvial é caracterizado pelos rios que recebem água da chuva, já no 
regime nival o rio é abastecido pelo derretimento de geleiras. Um exemplo de rio que 
apresenta regime misto é o rio Amazonas, que suas águas são oriundas de 
derretimento e de altos níveis pluviométricos.
1.9 Transporte de sedimentos 
Quando a água está se movimentando rumo à saída de uma bacia hidrográfica, passa 
sobre as rochas e os solos que formam ou revestem as vertentes e as calhas da rede 
de drenagem. Os obstáculos que a água encontra determinam os caminhos que ela vai 
seguir e a velocidade que se deslocará, propiciando que partículas sejam removidas e 
transportadas vertente ou rio abaixo, pelo fluxo líquido. Embora eventuais, o 
deslocamento dos sedimentos carregados pela água podem ocasionar a alteração do 
ciclo hidrológico, e certamente afetar o uso, a conservação e a gestão dos recursos 
hídricos (BORDAS & SEMMELMANN, 1993).
A composição do material do leito e as características geométricas e hidráulicas da 
seção e do trecho do rio são fatores importantes que influenciam na quantidade de 
sedimentos transportada. Por essa razão qualquer intervenção que altere o equilíbrio 
natural do rio pode trazer sérias consequências em termos de erosão e deposição de 
sedimentos.
Transporte e deposição de sedimentos em leitos de cursos d’água são ações naturais 
que ocorrem de forma lenta e contínua. Porém, esse processo está sendo acelerado 
pelo homem quando ocupa de forma desordenada e irresponsável as áreas próximas 
50
aos rios. A falta de cuidados, como o corte da vegetação, o manejo inadequado do solo 
e a urbanização acelerada próxima aos rios, são alguns dos fatores que trazem sérias 
consequências ao meio ambiente e ao homem.
Dentre outras decorrências, podemos citar o assoreamento de reservatórios e rios e, 
por conseguinte, os alagamentos, redução da qualidade da água para consumo e 
irrigação, mortandade de espécies aquáticas e impossibilidade de navegação devido à 
diminuição da lâmina d’água. Os custos para a recuperação de um rio ou reservatório 
assoreado são extremamente altos, por isso medidas preventivas acompanhadas de 
um monitoramento sedimentométrico são recomendadas (SCAPIN, 2005). 
Righetto (1998) afirma que grande parte do sedimento transportado por um rio, por 
exemplo, é proveniente da erosão do solo da bacia hidrográfica, retirando significativa 
quantidade de nutrientes de terras férteis para agricultura. Esse fato pode acontecer por 
decorrência de chuva em solos desprotegidos, provocando a erosão por um processo 
físico complexo de desprendimento e transporte de partículas de solo pela ação do 
impacto das gotas da chuva e pelo arraste do escoamento superficial.
1.9.1 Ciclo hidrossedimentológico
Esse ciclo é paralelo, vinculado fortemente e dependente do ciclo hidrológico. É um 
ciclo aberto que envolve o deslocamento, o transporte e o depósito de partículas sólidas 
presentes na superfície da bacia. No entanto, ao contrário das moléculas da água, os 
sedimentos não terão como voltar ao meio de onde vieram.
A gestão integrada dos recursos hídricos, os riscos de degradação dos solos, dos leitos 
dos rios e dos ecossistemas fluviais e estaurinos, ou de contaminação de sedimentos 
por produtos químicos, fizeram com que se fosse dada mais atenção ao ciclo 
hidrossedimentológico, pois o custo dos impactos decorrentes da remoção não 
51
controlada de sedimentos nas bacias hidrográficas é bastante elevado (BORDAS & 
SEMMELMANN, 1993).
Os principais fenômenos que compõem o ciclo hidrossedimentológico e que regem o 
deslocamento de partículas sólidas são a desagregação, separação ou erosão, 
transporte, decantação ou sedimentação, depósito e consolidação. Esses processos 
são explicados por Bordas e Semmelmann (1993), como apresentado a seguir:
• Desagregação
É o desprendimento de partículas sólidas do meio do qual fazem parte, podendo 
acontecer por reações químicas, flutuações de temperatura, ações mecânicas ou outros 
fatores naturais. Esses processos deixam uma massa de partículas sólidas exposta à 
ação do escoamento superficial, que é remanejada pelo movimento das águas. Esse 
estoque de material sólido é composto por elementos de vários tamanhos e feições, 
distinguidos como: argila, silte, areia, cascalho, seixo e pedras, pedregulhos ou 
matacão.
• Erosão
Erosão é o processo de deslocamento das partículas sólidas de seu local de origem. 
Esse deslocamento ocorre quando as forças hidrodinâmicas exercidas pelo 
escoamento sobre uma partícula ultrapassam a resistência por ela oferecida. A 
resistência tem sua origem, principalmente, no peso das partículas e nas focas de 
coesão. A coesão constitui a força de resistência por excelência das partículas mais 
finas, enquanto o peso da partícula é a principal força resistente para as areias e o 
material mais graúdo. No primeiro caso, os sedimentos são qualificados de coesivos, no 
segundo de não coesivos ou granulares.
• Transporte
52
O processo de transporte de material erodido pela água pode ocorrer de diversas 
formas. As partículas mais pesadas deslocam-se sobre o fundo por rolamento, 
deslizamento ou, em alguns casos, por saltos curtos, e constituem a chamada descarga 
sólida de fundo ou arraste. As mais leves deslocam-se no seio do escoamento e 
constituem a descarga sólida em suspensão. Estas podem ser provenientes da bacia 
vertente, ou do fundo e paredes da calha, enquanto o arraste é exclusivamente 
constituído de material encontrado no fundo.
• Sedimentação ou Decantação
Neste processo as partículas mais finas transportadas em suspensão, tendem a chegar 
ao fundo do leito sob ação da gravidade. Pode ainda ocorrer a resistência do meio 
fluido, impedindo ou reduzindo a queda das partículas para o fundo, principalmente por 
efeito da turbulência.
• Depósito
Entende-se por depósito a parada total da partícula em suspensãorecém-decantada 
sobre o fundo, ou daquela transportada por arraste. Esse processo, por algumas vezes, 
é confundido com a decantação. No entanto ele se difere, pois uma partícula recém-
decantada pode continuar movimentando-se após entrar em contato com o fundo, de 
acordo com as forças hidrodinâmicas existentes rentes ao fundo.
• Consolidação
A consolidação ocorre após o depósito das partículas e corresponde ao acúmulo de 
partículas sobre o fundo e a compactação do depósito resultante sob efeito do próprio 
peso dos sedimentos, da pressão hidrostática ou qualquer outro fenômeno que venha a 
53
aumentar a densidade dos depósitos (efeito do esvaziamento de uma represa, por 
exemplo).
Algumas ações de controle podem ser consideradas para evitar as consequências da 
erosão e o consequente transporte de sedimentos. Em pequenas bacias hidrográficas, 
por exemplo, deve haver o correto manejo do solo na agricultura, considerando o tipo 
de plantação e respeitando as curvas de nível do terreno. Já nas áreas urbanas, uma 
das ações é a implantação de um sistema de drenagem eficiente e sua manutenção 
adequada. 
1.10 Balanço hídrico 
O balanço hídrico pode ser entendido como o resultado da quantidade de água que 
entra e sai de um sistema em um determinado intervalo de tempo. Diversas escalas 
espaciais podem ser analisadas para se contabilizar o balanço hídrico. Em escala 
global, o “balanço hídrico” é o próprio “ciclo hidrológico”, cujo resultado nos mostrará a 
quantidade de água disponível no sistema (no solo, rios, lagos, vegetação úmida e 
oceanos), ou seja, na biosfera, apresentando um ciclo fechado. 
A bacia hidrográfica é o melhor espaço de avaliação do comportamento hídrico, pois 
tem definido o espaço de entrada, a bacia, o local de saída e a seção de rio que define 
a bacia hidrográfica (TUCCI, 1993). 
Dessa forma, em uma escala intermediária, que pode ser representada por uma 
microbacia hidrográfica, o balanço hídrico resulta na vazão de água desse sistema. 
Para períodos em que a chuva é menor do que a demanda atmosférica por vapor d
´água, a vazão diminui, ao passo em que nos períodos em que a chuva supera a 
demanda, a vazão aumenta. 
Na escala local, no caso de uma cultura, o balanço hídrico tem por objetivo estabelecer 
a variação de armazenamento e, consequentemente, a disponibilidade de água no solo. 
54
Conhecendo-se qual a umidade do solo ou quanto de água este armazena é possível 
se determinar se a cultura está sofrendo deficiência hídrica, a qual está intimamente 
ligada aos níveis de rendimento dessa lavoura.
Conhecendo essas características, podemos aplicar a equação da continuidade da 
massa, que afirma que o volume de água de entrada menos o volume de água de 
saída, deve igualar a variação dos estoques de água na área em um determinado 
período de tempo. Essa lei é representada pela Equação 20.
• Equação – Continuidade da massa
∆V=ΣI−ΣO
Sendo: 
ΔV = variação de volume no tempo, que consideraremos de um mês (m3); 
ΣI = somatório dos volumes de água que entram no sistema isolado (m3); 
ΣO = somatória dos volumes de água que saem do sistema isolado (m3).
Dessa forma, as entradas e saídas podem ser determinadas como apresentadas na 
Tabela 3.
Tabela 3 – Variáveis de entrada e saída de água do Balanço Hídrico
Entrada de água Saída de água
Chuva Evapotranspiração
Orvalho Escoamento Superficial
Escoamento Superficial Escoamento Subsuperficial
Escoamento Subsuperficial Drenagem Profunda
Ascensão capilar
Fonte: Tomaz, 2006. 
55
De acordo com Tucci (2009), o entendimento do balanço hídrico é um dos fundamentos 
mais importantes para conhecer os efeitos causados pelo homem sobre o meio natural, 
disponibilidade hídrica e sustentabilidade ambiental. A determinação do balanço hídrico 
pode ser realizada para uma camada de solo, para um trecho de rio ou por uma bacia 
hidrográfica.
O conhecimento desses componentes depende de vários fatores como: precipitação, 
evapotranspiração potencial (aqui embutidas outras variáveis climáticas), condições do 
solo e uso do solo, geologia subterrânea. 
Os principais objetivos de se estudar o balanço hídrico, são: conhecer o regime hídrico; 
conhecer as disponibilidades hídricas; conhecer as demandas de uso da água e prestar 
informações para elaboração de projetos, estudos e gerenciamentos. É de suma 
importância para o planejamento agropecuário, principalmente para saber quais são as 
épocas propícias para plantio e o controle de pragas, para o planejamento de obras de 
engenharia, previsão e acompanhamento de enchentes, zoneamento de áreas 
inundáveis, entre outros.
Numa bacia o balanço hídrico é determinado por (TUCCI, 1993):
• Equação – Balanço hídrico
S ( t+1)=S ( t )+(P−E−Q ) . Dt
Onde:
S (t+1) e S(t) = quantidade de água no tempo t+1 e t;
P = precipitação na área da bacia no intervalo; 
E = evapotranspiração real no intervalo de tempo na bacia;
56
Q =vazão de saída no intervalo de tempo Dt.
Quando o período de avaliação (Dt) é muito longo a diferença de armazenamento (S) 
pode ser considerada desprezível e, dessa forma temos:
• Equação 
P−E=Q
A vazão Q no tempo é o hidrograma de saída da bacia e representa o escoamento 
superficial (superfície das bacias) e subterrâneo (gerado pelos aquíferos) (Figura 9). 
Figura 9 – Hidrograma de saída
Fonte: Tucci, 2009. Disponível em: Blog do Tucci 
(http://rhama.net/wordpress/?p=116)
57
2. CARACTERÍSTICAS DO MONITORAMENTO
2.1 Coleta de dados de precipitação (chuva)
No Brasil a precipitação é convencionalmente medida por meio de aparelhos chamados 
de pluviômetros ou pluviógrafos. Existe ainda a possibilidade de se medir a precipitação 
por meio de radar (radares meteorológicos) ou imagens de satélite, mas os erros 
associados a esses métodos ainda são relativamente grandes (TASSI et al., 2007). No 
entanto, pelo fato de apresentarem medidas em um contínuo espacial são excelentes 
ferramentas, que permitem a análise da distribuição espacial da chuva, ao contrário dos 
pluviômetros e pluviógrafos, na qual a medição é de caráter pontual.
Segundo Varejão-Silva (2005) denomina-se pluviometria (do latim pluvia, que significa 
chuva) à quantificação das precipitações. Em se tratando de precipitações sólidas 
(neve, por exemplo) essa quantificação é feita provocando-se antes a fusão do gelo.
A quantidade de precipitação é normalmente expressa em termos da espessura da 
camada d’água que se formaria sobre uma superfície horizontal, plana e impermeável, 
com 1m2 de área. A unidade adotada é o milímetro, que equivale à queda de um litro de 
água por metro quadrado da projeção da superfície terrestre.
• Assim, 
1 litro/m2 = 1 dcm3/100 dcm2 = 0,1 cm = 1 mm.
Uma precipitação de 50 mm equivale à queda de 50 litros de água por metro quadrado 
de projeção do terreno (500.000 litros por hectare).
A precipitação é ainda caracterizada por sua duração (diferença de tempo entre os 
instantes de início e término) e por sua intensidade, definida como a quantidade de 
58
água caída por unidade de tempo e usualmente expressa em mm por hora (mm/h) 
(VAREJÃO-SILVA, 2005, p. 405).
2.1.1 Pluviômetros
O pluviômetro é um aparelho dotado de uma superfície de captação horizontal, 
delimitada por um anel metálico e de um reservatório para acumular a água recolhida, 
ligado a essa área de captação. É um aparelho que fornece o total de água acumulado 
durante um intervalo de tempo (TASSI et al., 2007).
Em função dos detalhes construtivos, há vários modelos de pluviômetros usados no 
mundo. No Brasil é bastante utilizado o tipo “Ville de Paris” (Figura 10). Esse 
pluviômetro tem uma forma cilíndrica com uma área superior de captação da chuva de400 cm2, de modo que um volume de 40 ml de água acumulado no pluviômetro 
corresponda a 1 mm de chuva.
Figura 10 - Pluviômetro “Ville de Paris”
Fonte: Disponível em: 
http://www.cchla.ufrn.br/estacao/index/fotos.html
59
Ainda segundo Tassi et al. (2007) a quantidade de chuva que entra no pluviômetro 
depende da exposição ao vento, da altura do instrumento e da altura dos objetos 
vizinhos ao aparelho. O efeito do vento altera as trajetórias do ar no espaço circundante 
ao pluviômetro e causa turbulência nas bordas do instrumento, produzindo erros na 
observação da chuva.
A distância mínima dos obstáculos próximos (prédios, árvores, morros, etc.) deve ser 
igual a quatro vezes a altura desse obstáculo, devendo o local de instalação estar 
protegido do impacto direto do vento. O pluviômetro deve ser instalado a uma altura de 
1,50 m do solo (Figura 11).
Figura 11 – Altura do pluviômetro
Fonte: disponível em: http://www.observatorio-
phoenix.org/k_ensaios/24_k16_a.htm
Nos pluviômetros da rede de observação mantida pela Agência Nacional de Águas 
(ANA) a medição da chuva é realizada uma vez por dia, sempre às 7h da manhã, por 
um observador que anota o valor lido em uma caderneta (TASSI et al., 2007).
60
Normalmente, segundo Tassi et al. (2007) durante o processo de monitoramento e 
operação do instrumento podem ocorrer alguns erros que devem ser minimizados:
• Perdas por evaporação da água contida no coletor;
• Contagem incorreta do número de provetas resultantes, no caso de chuvas 
importantes;
• Água derramada durante a transferência do coletor para a proveta;
• Graduação da proveta não correspondente à área da boca do pluviômetro;
• Leitura defeituosa da escala da proveta;
• Anotação incorreta na caderneta do observador.
Os pluviômetros possuem reservatórios normalmente capazes de acumular a 
precipitação ocorrida durante 24 horas, exceto sob situações de excepcional 
abundância de chuva.
Para quantificar a água acumulada em um pluviômetro existem basicamente três 
processos: usar uma proveta especialmente graduada, uma régua, ou uma balança.
Uma proveta capaz de indicar a quantidade de água acumulada em um dado 
pluviômetro, diretamente em milímetros de precipitação, chama-se proveta 
pluviométrica (Figura 12). A graduação da escala dessa proveta leva em conta sua área 
de secção reta, bem como a do coletor do pluviômetro. Assim, uma dada proveta 
pluviométrica somente pode ser usada em instrumentos que tenham área de captação 
igual àquela considerada para definir a sua escala (VAREJÃO-SILVA, 2005).
61
Figura 12 - Proveta Pluviométrica
Fonte: 
disponível em: http://imageshack.us/photo/my-
images/706/proveta.png/
Para efetuar a determinação da precipitação, a água acumulada no reservatório do 
pluviômetro deve ser previamente transferida à proveta. Faz-se a leitura da quantidade 
indicada pela coluna de água dentro da proveta sobre a escala, usando como 
referência o plano tangente ao menisco da coluna líquida, mantendo-se a proveta 
perfeitamente a prumo.
Uma régua pluviométrica é uma escala que se mergulha verticalmente no vasilhame 
contendo a água oriunda do pluviômetro. As réguas pluviométricas são confeccionadas 
em material de baixa capilaridade. Segundo Varejão-Silva (2005) na graduação da 
escala de uma régua pluviométrica são levadas em conta as áreas das secções retas 
do vasilhame (π r2), da própria régua (s) e do coletor (π R2). A distância (h) entre os dois 
traços consecutivos da escala, equivalentes à variação de 1 mm de precipitação, será: 
62
• Equação – Distância entre as escalas
h=πR2 / (πr 2−s )
.
O terceiro método de se quantificar a precipitação é por pesagem da água coletada. 
Ainda que muito mais exato, tem o inconveniente de exigir uma balança de precisão.
2.1.2 Pluviógrafos
São aparelhos que registram em gráfico o total de precipitação acumulada ao longo do 
tempo, imprescindíveis para estudos de precipitação de curta duração.
Tanto os pluviômetros quanto os pluviógrafos, costumam ter superfície receptora 
circular com área entre 200 e 500 cm2 e são geralmente instalados a 1,50 m do solo. 
Devem ser instalados de tal forma que não sofram influências de árvores, prédios ou 
outros obstáculos.
O pluviógrafo (Figura 13) permite um monitoramento contínuo; originalmente eram 
mecânicos, utilizavam uma balança para quantificar a 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) (TASSI et al., 
2007).
63
Figura 13 – Pluviógrafo de báscula
Fonte: Tassi et al., 2007.
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 inicialmente é dirigida 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, 0,30 mm), e o 
aparelho registra o número de movimentos e o tempo em que ocorre cada movimento.
2.1.3 Radares Meteorológicos
Conforme anunciado anteriormente, os radares meteorológicos também podem medir a 
chuva, e esta medição está baseada na emissão de pulsos de radiação 
eletromagnética, que são refletidos pelas partículas de chuva na atmosfera, e na 
medição da intensidade do sinal refletido (Figura 14). A relação entre a intensidade do 
64
sinal enviado e recebido, chamado refletividade, é correlacionada à intensidade de 
chuva em cada instante e dentro de um raio de até 200 km.
Figura 14 – Estimativa de chuva usando radar
Fonte: Tassi et al,. 2007.
No Brasil são poucos os radares para uso meteorológico. No estado de São de Paulo é 
que existem alguns em operação. Em alguns países desenvolvidos como Estados 
Unidos, Inglaterra e Alemanha a cobertura por radares para estimar a chuva, é 
completa (TASSI et al., 2007).
2.1.4 Satélite
 
Também é possível fazer estimativas da precipitação a partir de imagens capturadas 
por sensores instalados em satélites (Figura 15). A temperatura do topo das nuvens, 
que pode ser estimada a partir de satélites, tem uma boa correlação com a precipitação 
(quanto mais quente a nuvem mais água ela contém). Além disso, existem 
experimentos de radares a bordo de satélites que permitem melhorar a estimativa 
baseada em dados de temperatura de topo de nuvem (TASSI et al., 2007).
65
Figura 15 – Estimativa de chuva através de imagem de satélite 
Fonte: Tassi et al.,2007.
2.2 Coleta de dados de níveis dos cursos d'água e descarga líquida (vazão)
No planejamento e gerenciamento do uso dos recursos hídricos, o conhecimento das 
vazões é necessário para se fazer um balanço de disponibilidades e demandas ao 
longo do tempo.
Periodicamente são feitas medições de vazão em determinadas seções dos cursos 
d’água (as estações ou postos fluviométricos). Diariamente ou de forma contínua 
medem-se os níveis d’água nos rios e esses valores são transformados em vazão 
através de uma equação chamada de curva-chave (PORTO et al., 2001).
66
Curva-chave é uma relação nível-vazão numa determinada seção do rio. Dado o nível 
do rio na seção para a qual a expressão foi desenvolvida, obtém-se a vazão. Não é 
apenas o nível da água que influencia a vazão: a declividade do rio e a forma da seção 
(mais estreita ou mais larga) também alteram a vazão, ainda que o nível seja o mesmo. 
Entretanto, tais variáveis são razoavelmente constantes ao longo do tempo para uma 
determinada seção. A únicavariável temporal é o nível. Assim, uma vez calibrada tal 
expressão, a monitoração da vazão do rio no tempo fica muito mais simples e com o 
custo muito menor (PORTO et al., 2001).
A expressão da curva-chave poder ser obtida através da medição de vazão em diversos 
níveis. Tais pares de pontos podem ser interpolados, definindo a expressão matemática 
da curva-chave.
As medições de vazão podem ser realizadas de diversas formas, que empregam 
princípios distintos: volumétrico, colorimétrico, estruturas hidráulicas (calhas e 
vertedores), velocimétrico, acústico e eletromagnético. A escolha do método dependerá 
das condições disponíveis em cada caso. Cada um destes métodos será apresentado a 
seguir.
2.2.1 Volumétrico
Este método é baseado no conceito volumétrico de vazão, isto é, vazão é o volume que 
passa por uma determinada seção de controle por unidade de tempo.
É utilizado um dispositivo para concentrar todo o fluxo em um recipiente de volume 
conhecido. Mede-se o tempo de preenchimento total do recipiente. Este processo é 
limitado a pequenas vazões, em geral pequenas fontes d’água, minas e canais de 
irrigação (PORTO et al., 2001).
2.2.2 Calhas Parshall
67
As calhas Parshall são igualmente como os vertedores, estruturas construídas no curso 
d’água e possuem sua própria “curva-chave”. Assim, a determinação de vazão a partir 
do nível é direta para a seção onde a mesma está instalada. No entanto, se não há 
ondas de cheia propagando pelo canal, a vazão que passa pela calha é a mesma que 
passa por qualquer outra seção do rio. Pode-se então gerar a curva-chave para outras 
seções de interesse medindo o nível da água em tais seções e relacionando-os com a 
vazão medida pela calha ou vertedor (PORTO et al., 2001).
O método (calha ou vertedor) se aplica a escoamento sob regime fluvial. Isto consiste 
em forçar a mudança deste comportamento para o regime torrencial, medindo-se a 
profundidade crítica.
No caso da calha, tal mudança é condicionada por um estreitamento da seção 
conforme ilustrado abaixo nas Figuras 16 e 17.
Figura 16 – Calha Parshall ilustrando as condições de afogamento e saída livre
Fonte: Porto et al., 2001.
68
Figura 17 – Calha Parshall
Fonte: Porto et al., 2001.
Assim, com o conhecimento do nível da água na região da profundidade crítica obtêm-
se a vazão do canal, uma vez que a forma da seção da calha e a cota do fundo são 
conhecidas. Se a saída de jusante se dá de forma livre (sem afogamento), a vazão 
pode ser assim definida:
• Equação – Vazão
QL =K . H
n
Onde: 
QL = vazão do canal;
69
H = profundidade crítica;
K e n = constantes que dependem das características da calha.
Conforme a Tabela 4 com valores de K e n para diversos padrões.
Tabela 4 - Valores de n e K para determinar a vazão
Valores de n- K (para vazão em m3/h)
W N
K
(inch) (mm)
1” 25,4 1,
550
217,29
2” 50,8 1,
550
434,58
3” 76,2 1,
547
633,60
6” 152,4 1,
580
1371,60
9” 228,6 1,
530
1926,00
12” 304,8 1,
522
2484,00
18” 457,2 1,
538
3794,40
24” 609,6 1,
550
5133,60
36” 914,4 1,
556
7855,20
48” 1219,2 1,
578
10566,00
60” 1524,0 1,
587
13420,80
72” 1828,8 1, 16254,00
70
595
84” 2133,6 1,
601
19101,60
96” 2438,4 1,
606
21963,60
Fonte: Norma ASTM 1941:1975.
Caso a saída da água do canal se dá sob afogamento, forma-se um ressalto hidráulico 
e a vazão calculada pela expressão acima precisa ser corrigida:
• Equação – Correção de vazão
QA=QL .C
Onde:
QA = vazão do canal:
C = coeficiente de redução:
As calhas Parshall não interferem no escoamento (como ocorre com os vertedores, ao 
provocarem o remanso), mas apresentam um forte limitante: sua viabilidade está 
restrita a pequenos canais (PORTO et al., 2001).
2.2.3 Vertedor 
Este dispositivo também se baseia na determinação da vazão a partir da medição do 
nível d’água. Existem diversos modelos de vertedores com diferentes curvas que 
relacionam o nível d’água com a respectiva vazão.
• Vertedores de soleira delgada
São composições hidráulicas que forçam o escoamento a passar do regime subcrítico 
(lento) para o regime supercrítico (rápido), para as quais a relação entre a cota e vazão 
71
é conhecida. Dessa forma, o nível de água medido a montante com uma régua pode 
ser utilizado para estimar diretamente a vazão (Figura 18).
Figura 18 – Vertedor triangular para medição de vazão em pequenos cursos d’água
Fonte: Collischonn, 2011
Um vertedor triangular de soleira delgada com ângulo de 90° (Figura 19), por exemplo, 
tem uma relação entre cota e vazão, que pode ser verificada pela seguinte equação:
• Equação – Vazão vertedor triangular
Q=1,42.h2,5
Onde:
Q = vazão (m³/s);
h = carga hidráulica (m) sobre o vertedor que é a distância do vértice ao nível 
da água, medido a montante do vertedor.
72
A relação entre a cota e a vazão de um rio pode ser utilizada diretamente, porém 
sugere-se que na maioria dos casos seja realizada a verificação em laboratório.
Figura 19 – Vertedor triangular com soleira delgada em ângulo de 90º
Fonte: Collischonn, 2011
No caso de abertura trapezoidal, a forma que têm os lados com inclinação 4:1 
(indicador de declividade dos taludes -1 unidade na horizontal e 4 unidades na vertical) 
é conhecida como vertedor Cipoletti (Figura 20).
Figura 20 – Vertedor trapezoidal (Cipoletti)
Fonte: Pereira e Mello
A dedução da equação de vazão parte da equação de Francis para vertedores com 
duas contrações laterais e que fornece:
• Equação – Equação de Francis – vertedores com duas contrações laterais
73
Q=1,861. L .h
3
2
Onde:
Q = vazão (m³/s);
L = comprimento da soleira (m);
h = carga hidráulica (m). 
Além dos vertedores já apresentados, existem também os retangulares (Figura 21). A 
equação para determinação de vazão de vertedores retangulares mais utilizada é a 
proposta por Francis, pois é simples e oferece bons resultados.
Figura 21 – Vertedor retangular
Fonte: Pereira e Mello
• Equação de Francis para vertedores retangulares:
• Equação – Equação de Francis – vertedores retangulares
74
Q=1,838. L .h
3
2
Onde:
Q = vazão (m³/s);
L = comprimento da soleira (m);
h = carga hidráulica (m).
2.2.4 Ultrassônico
Dois aparelhos emissor-receptores de ultrassom são dispostos de forma a emitirem 
pulsos de cerca de 4MHz na direção do fluxo de água. De montante para jusante a 
propagação do pulso é favorecida pelo fluxo de água, tendo a velocidade “v” acrescida 
à sua velocidade de propagação neste meio fluido. No sentido oposto, ocorre o 
contrário, conforme (Figura 22). Assim, como os dois pulsos são produzidos 
simultaneamente aparece uma defasagem no tempo de recepção (PORTO et al., 2001).
• Equação – Velocidade “v”
v= c
2 . ∆T
2 . l
Onde:
∆T = diferença de tempo entre a recepção dos pulsos;
C = velocidade de propagação do som no fluido;
L = distância entre os emissor-receptores;
75
V = velocidade do escoamento na linha que liga os dois aparelhos;
Figura 22 – Esquema Emissor-receptor de ultra-som 
Fonte: Porto et al., 2001, p.12.
O aparelho da Figura 23 fundamenta-se em outro princípio, o efeito Doppler.
Figura 23 – Medidor de vazão ultrassônico baseado no efeito Doppler.
Fonte: Porto et al., 2001.
Este medidor possui emissores e receptores apontados para diversas direções. O pulso 
de ultrassom emitido pelo aparelho é refletido por partículas presentes na água. 
Portanto, o pulso refletido por uma partícula que caminha ao encontro do aparelho é 
captado por este com frequência maior à que foi emitida.
76
Por outro lado, o pulso refletido por uma partícula que se afasta do equipamentochega 
com velocidade e frequência menores que as emitidas. Com base nesta diferença de 
frequência produzida pelo efeito Doppler, o aparelho calcula diretamente a vazão do rio. 
Este equipamento possui um alcance de mais de 22 m e é bastante utilizado para 
monitorar a vazão de forma permanente, sendo fixado, por exemplo, em pilares de 
pontes (PORTO et al., 2001).
2.2.5 Eletromagnético
O princípio eletromagnético do método produz o perfil de velocidades do escoamento. 
Assim, com o perfil da seção do rio pode se calcular sua vazão.
Um aparelho gera um campo magnético na água. Os íons presentes na água 
(concentração conhecida) movem-se com a velocidade da mesma e alteram o campo 
magnético que foi produzido. Tal perturbação é medida, fornecendo indiretamente a 
velocidade com que as partículas carregadas passaram pelo campo (PORTO et al., 
2001).
2.2.6 Colorimétrico ou radioativo
Existem situações nas quais a aplicação dos métodos anteriores é inviável ou até 
mesmo impossível. Por exemplo:
• Escoamentos com velocidades altas, muita turbulência e leito irregular, 
como rios de montanhas;
• Perigos devido a transporte de grandes sólidos, como troncos de 
árvores, ou ainda presença de cachoeiras, etc.
Em situações como estas, pode-se utilizar uma técnica interessante, baseada na 
diluição de um produto químico (ex: corante) de concentração conhecida, aplicado 
ininterruptamente numa determinada seção do rio. Numa seção a jusante (o 
77
escoamento deve ser suficientemente turbulento para provocar a total diluição), mede-
se a concentração deste produto.
Segundo Porto et al., (2001), a medição é feita depois de estabelecido o regime 
permanente, ou seja, têm-se ao mesmo tempo aplicação do traçador (solução química 
com vazão conhecida) na seção 1 e medição desta solução diluída na seção 2 a 
jusante.
A vazão pode então ser assim definida:
• Equação – Vazão
q .C1=(Q+q ) .C 2
Onde:
q = vazão do produto traçador;
Q = vazão do rio;
C1 = concentração inicial do traçador;
C2 = concentração após total diluição no rio.
O produto químico utilizado como traçador não deve reagir com impurezas existentes 
na água do rio e muito menos se prejudicial à fauna ou à flora. Caso seja radioativo, 
deve-se corrigir o efeito do decaimento no tempo (PORTO et al., 2001).
2.2.7 Molinete
Molinetes: são aparelhos que permitem, desde que bem aferidos, o cálculo da 
velocidade mediante a medida do tempo necessário para uma hélice ou concha dar um 
certo número de rotações. Através de um sistema elétrico, o molinete envia um sinal 
78
luminoso ou sonoro ao operador em cada, 5, 10 ou 20 (ou outro número qualquer) 
voltas realizadas. Marca-se o tempo decorrido entre alguns toques, de forma a se ter o 
número de rotações por segundo (n). Cada molinete, quando tarado, recebe a sua 
curva V = a.n+b, onde “n” tem um significado acima visto e “a” e “b” são constantes do 
aparelho, o que permite o calculo da velocidade V (m/s) em cada ponto considerado 
(Pinto, 1976).
2.2.8 Medição do Nível d’água
O nível d’água deve ser medido simultaneamente com a medição vazão na operação 
de determinação da curva-chave, a fim de se obter os pares de pontos cota-descarga a 
serem interpolados. Uma vez definida a curva-chave, precisamos monitorar apenas o 
nível d’água para obtermos a vazão do rio. O sufixo grafo é aplicado quando o 
monitoramento do nível se dá de forma contínua ao longo do tempo, sendo os registros 
realizados em papel ou data-logger. O sufixo metro é aplicado a métodos que fazem a 
verificação do nível em intervalos discretos de tempo, como a leitura da régua por um 
operador (PORTO et al., 2001).
• Régua (limnímetro)
A forma mais simples para medir o nível de um curso d’água é colocar uma régua 
vertical na água e observar sua marcação. As réguas na maioria das vezes são 
constituídas de elementos verticais de 1 metro graduados em centímetro. São placas 
de metal inoxidável ou de madeira colocadas de modo que o elemento inferior fique na 
água mesmo em caso de estiagem excepcional conforme a (Figura 24).
79
Figura 24 – Esquema de instalação e réguas na margem do rio
Fonte: Porto et al., 2001.
A leitura de cotas é feita pelo observador com uma frequência definida pelo órgão 
operador da estação, pelo menos uma vez por dia. Normalmente a precisão destas 
observações é da ordem de centímetros.
• Limnígrafo
Segundo Porto et al., (2001), este equipamento grava as variações de nível 
continuamente no tempo. Isto permite registrar eventos significativos de curta duração 
ocorrendo essencialmente em pequenas bacias.
É possível classificar os tipos de limnígrafos segundo as quatro etapas da aquisição: 
medição, transmissão de sinal, gravação e transmissão do registro.
Quanto à medição:
• Boia flutuante (Figura 25);
80
Figura 25 – Limnígrafo de boia
Fonte: Porto et al., 2001.
• Sensor de pressão a gás, que possui uma membrana que separa o gás do 
interior da célula da água do leito do rio. Tal membrana se deforma em função da 
coluna d’água existente sobre ela, induzindo uma determinada pressão no gás, 
que é constantemente monitorada (Figura 26).
Figura 26 – Sensor de pressão 
Fonte: Porto et al., 2001.
81
• Borbulhador, que emprega um princípio parecido com o do sensor de pressão a 
gás. A coluna d’água sobre o bico injetor é obtida a partir da pressão necessária 
para que as bolhas de ar comecem a sair.
• Sensor eletrônico (ou transdutor de pressão), que também se baseia na 
deformação de uma membrana, percebida eletronicamente;
• Ultrassônico, aparelho posicionado fora da água num suporte, emitindo 
constantemente pulsos de ultrassom contra a superfície do rio (PORTO et al., 
2001).
Quanto à transmissão do sinal:
• Mecânica, (pena ou codificador colocado na ponta de uma alavanca tipo “rosca 
sem fim” movimentada com cabo e roldana) com sistema de redução da 
amplitude do sinal em uma escala definida (1:1, 1:2, etc, sendo 1:10 a mais 
comum). O mecanismo de rosca sem fim permite que se registrem níveis d’água 
quaisquer sem a necessidade de se alterar a dimensão do limnígrafo. Quando o 
cursor (“pena”) atinge o final do curso, seu trajeto é revertido. No gráfico do 
limnigrama (NA x tempo) esta reversão aparecerá como um ponto anguloso.
• Eletrônica (cálculo e digitalização do sinal transmitido pelo sensor).
Quanto à gravação
• Em suporte de papel, que pode ser: fita colocada em volta de um tambor com 
rotação de uma hora a 1 mês; (Figura 27).
82
Figura 27 – Gravação contínua em papel
Fonte: Porto et al., 2001.
• Memorizada em suporte eletrônico (data-logger);
• Transmitida em tempo real para uma central de operação.
2.3 Coleta de dados de descarga sólida
O ciclo hidrossedimentológico ocorre paralelamente ao ciclo hidrológico nas bacias 
hidrográficas, pois é dependente do ciclo hidrológico nos processos de deslocamento, 
transporte e depósito de partículas sólidas presentes na superfície da bacia 
hidrográfica.
A produção de sedimentos na área de drenagem é afetada pelos seguintes fatores: a 
precipitação, tipo de solo e formação geológica, cobertura do solo, uso do solo, 
topografia, natureza da rede de drenagem, escoamento superficial, características dos 
sedimentos e hidráulica dos canais.
A quantidade medida do sedimento transportado pelos cursos d’água é chamada 
sedimentometria.
Segundo Carvalho et al., (2000), existem diversos métodos em sedimentometria, que 
podem ser classificados como métodos diretos e indiretos. No nosso país a 
83
sedimentometria tem sido realizada por amostragem de sedimento, análise no 
laboratório e cálculos de obtenção da descarga sólida, sendo este procedimento 
considerado umdos métodos indiretos.
A seguir serão apresentados os métodos de medição de carga sólida simplificadamente 
na Tabela 5.
Tabela 5 – Métodos de medição de carga sólida
Descarga Sólida Medição Descrição
Equipamentos ou 
metodologia de 
medida
Descarga 
Sólida em 
Suspensão
Direta
Usa 
equipamentos 
que medem 
diretamente no 
curso d' água a 
concentração ou 
outra grandeza 
como a turbidez 
ou ultrassom.
Medidor 
Nuclear (portátil ou 
Fixo); Ultrassônico 
ótico; Ultrassônico 
Doppler de dispersão; 
Turbidímetro; ADCP 
(Doppler)
Por 
acumulação de 
sedimento num 
medidor (proveta 
graduada)
Garrafa Delf 
(medição pontual e 
concentração alta)
84
Indireta
Coleta de 
sedimento por 
amostragem da 
mistura água-
sedimento, 
análise de 
concentração e 
granulometria e 
cálculos 
posteriores de 
descarga sólida.
Diversos tipos 
de equipamentos: de 
bombeamento, 
equipamentos que 
usam garrafas ou 
sacas, sendo pontuais 
instantâneos, pontuais 
por integração e 
integradores na vertical 
(no Brasil usa-se 
principalmente a série 
norte-americana - U-59, 
DH-48, DH-59, D-49, P-
61 e amostrador de 
saca).
Uso de 
fotos de satélite e 
comparação com 
medidas 
simultâneas de 
campo para 
calibragem, em 
grandes rios.
São 
estabelecidas 
equações que 
correlacionam as 
grandezas de 
observação das fotos 
com as concentrações 
medidas.
Descarga Sólida Medição Descrição
Equipamentos ou 
metodologia de 
medida
85
Descarga 
Sólida de Arrasto
Direta Amostrad
ores ou 
medidores 
portáteis de três 
tipos principais (a 
amostra é 
coletada em 
diversos pontos 
da seção 
transversal, 
determinada o 
seu peso seco, a 
granulometria é 
calculada a 
descarga de 
arrasto); o 
medidor fica 
apoiado no leito 
entre 2 min. a 2 
horas de tal forma 
a receber no 
receptor 30 a 
50% de sua 
capacidade.
1) Cesta ou 
caixa - medidores 
Muhlhofer, 
Ehrenberger, da 
Autoridade Suiça e 
outros;
2) Bandeja ou 
tanque - medidores 
Losiebsky, Polyakov, 
SRIHH e outros 3) 
Diferença de pressão - 
medidores Helly-Smith, 
Arnhem, Sphinx, do 
USCE, Karolyi, do PRI, 
Yangtze, Yangtze-78 
VUV e outros
Estrutura
s tipo fenda ou 
poço - as fendas 
do leito do rio são 
abertas por 
instantes e 
Medidor 
Mulhofer (EUA)
86
coletado o 
sedimento
Indireta Coleta de 
material do leito, 
análise 
granulométrica, 
medida da 
declividade, da 
temperatura, 
parâmetros 
hidráulicos e 
cálculos da 
descarga de 
arrasto e de 
material do leito 
por fórmulas (de 
Ackers e White, 
Colby, Einstein, 
Engelund e 
Hansen, Kalinske, 
Laursen, Meyer-
Peter e Muller, 
Rottner, 
Schoklitsch, 
Toffaleti, Yang e 
outras).
Tipos de 
equipamento: 
1) De penetração 
horizontal, tipos 
caçamba de dragagem 
e de concha.
2) De 
penetração vertical, 
tipos de tubo vertical, 
caçamba de raspagem, 
caçamba de escavação 
e escavação de 
pedregulho. 
3) Tipo piston-core que 
retém a amostra por 
vácuo parcial.
87
Deslocam
ento de dunas - 
por medida de 
volume de duna 
que se desloca 
com uso de 
ecobatimetro de 
alta resolução.
1) 
Levantamento 
batimétrico 
seguidamente ao longo 
da seção transversal. . 
2) Levantamento 
batimétrico 
seguidamente ao longo 
de seções longitudinais.
Descarga Sólida Medição Descrição
Equipamentos ou 
metodologia de 
medida
Descarga 
Sólida de Arrasto
Indireta 1) 
Traçadores 
radioativos 
2) Traçadores de 
diluição, sendo 
ambos os 
métodos com a 
colocação do 
traçador no 
sedimento e seu 
acompanhamento 
com equipamento 
apropriado (o 
traçador deve ser 
escolhido de tal 
forma a não poluir 
o meio ambiente).
Métodos: 
1) Por coloração 
direta do traçador no 
sedimento do leito do 
rio 2) Por 
coleta do sedimento, 
colocação do traçador 
no sedimento e seu 
retorno ao leito.
88
Proprieda
des litológicas - 
uso das 
características 
mineralógicas dos 
sedimentos.
Coleta do 
leito de afluentes e do 
curso principal, 
determinação das 
características 
mineralógicas dos 
sedimentos e 
comparação por uso 
de equações 
adequadas a partir 
das quantidades dos 
componentes 
existentes nas 
amostras.
Método 
acústico - 
utilizado para 
pedras que se 
chocam no 
medidor.
(Pouco 
eficiente)
Método 
fotográfico de 
amostragem - 
utilizado para 
pedras (coloca0se 
uma escala que 
também é 
fotografada).
Fotos de 
pedras submersas; 
Fotos de pedras de 
leitos secos.
89
Descarga 
Sólida Total
Direta
Uso de 
estruturas tipo 
blocos, no leito, 
para provocar 
turbulência e todo 
o sedimento fica 
sem suspensão.
Faz-se 
amostragem do 
sedimento e calcula-
se como descarga em 
suspensão.
Levantam
ento topo-
batimétrico de 
reservatório, 
detreminação do 
volume dos 
depósitos e da 
eficiência de 
retenção de 
sedimentos no 
lago
1) Para 
pequenos 
reservatórios permite 
o cálculo do 
sedimento no leito. 
2) Para grandes 
reservatórios permite 
o cálculo do 
sedimento total.
Descarga Sólida Medição Descrição
Equipamentos ou 
metodologia de 
medida
Descarga 
Sólida Total
Indireta Coleta de 
material em 
suspensão e do 
leito, análise de 
concentração, 
análise 
granulométrica, 
medida de 
Diversos tipos 
de equipamentos: de 
bombeamento, 
equipamentos que 
usam garrafas ou 
sacas, sendo 
pontuais 
instantâneos, 
90
temperatura, 
parâmetros 
hidráulicos e 
cálculo da 
descarga total - 
método 
modificado de 
Einstein e método 
simplificado de 
Colby.
pontuais por 
integração e 
integradores na 
vertical (no Brasil 
usa-se principalmente 
a série norte-
americana - U-59, 
DH-48, DH-59, D-49, 
P-61 e amostrador de 
saca).
Fonte: Carvalho et al., 2000, p.18.
Os equipamentos de medida ou de amostragem em suspensão podem ser classificados 
em vários tipos, conforme disposto por (Carvalho et al., 2000):
• Instantâneos ou integradores;
• Portáteis ou fixos;
• De bocal ou com bico;
• Instantâneos pontuais, pontuais por integração e por integração na vertical;
• Amostrador de tubo horizontal, de garrafa, de saca compressível, de 
bombeamento, de integração, fotoelétrico, nuclear, ultrassônico ótico, 
ultrassônico de dispersão e ultrassônico Doppler;
• Os equipamentos também podem ser classificados pela orientação de seus bicos 
ou bocais como na direção da corrente ou em 90º com a corrente.
91
2.3.1 Técnicas de amostragem
• Amostragem do material em suspensão 
Os métodos ou técnicas de amostragem são: pontual instantâneo, pontual por 
integração e integração na vertical ou em profundidade.
Para Carvalho et al., (2000), as amostragens pontuais são empregadas somente em 
trabalhos específicos ou científicos, sendo a mais rotineira a integração na vertical, 
porque permite a obtenção da concentração e da granulometria média na vertical. Na 
amostragem por integração a amostra é coletada em um certo tempo, normalmente 
superior a 10s, o que permite a determinação da concentração média mais significativa 
do que a pontual instantânea.
A obtenção de valores médios em toda a seção é realizada através da amostragem em 
várias verticais, uma vez que a distribuição desedimentos é variável em toda a largura 
do rio e em profundidade, conforme mostra a Figura 28.
92
Figura 28 – Distribuição da velocidade da corrente, concentração de sedimentos e da 
descarga sólida em suspensão na seção transversal 
Fonte: Guy et al., 1970 apud Carvalho et al., 2000.
Recomenda-se não fazer amostragens em locais de águas paradas, devendo-se 
considerar somente a largura de água corrente. Tente não realizar amostragens atrás 
de bancos de areia e pilares de pontes.
Também é recomendado medir a temperatura da água para aquisição da viscosidade 
cinemática, que é utilizada em diversas fórmulas de transporte de sedimento. Para que 
a aquisição do dado seja correta, o termômetro deve ser mergulhado completamente na 
água até que a temperatura se regularize, realizando a leitura quase na superfície, na 
horizontal, sem retirá-lo da água.
93
Segundo Carvalho et al., (2000), além da necessidade de fazer amostragens em 
verticais ao longo de toda a seção transversal, tanto em largura quanto em 
profundidade, deve-se ter cuidado para coletar amostras em quantidade suficiente ,para 
que sejam realizadas análises com a precisão desejada.
Para o sedimento em suspensão deve-se fazer a sua análise de concentração e se 
necessário também de granulometria. Fatores como quantidade e características dos 
sedimentos, bem como qualidades químicas de componentes contidos na água 
influenciam o processamento das amostras. Para não ocorrer erros de pesagem deve-
se ter cuidado para que as amostras possuam a quantidade de sedimento necessário 
para oferecer condição de boa análise e com precisão desejada. Se as amostras 
contêm grandes quantidades de sedimento, requerem bipartição da amostra para não 
causar problemas de pesagem, ambos conduzindo a erros indesejáveis.
• Amostragem por integração na vertical
Para Carvalho et al., (2000), a amostragem por integração na vertical pode ser 
realizada em um só sentido ou em dois, de descida e subida. Faz-se em um só sentido 
apenas quando se controla a entrada da amostra por abertura e fechamento de válvula, 
como no caso do amostrador P-61. Os equipamentos DH-48, DH-59, D-49, amostrador 
de saca e outros só permitem a amostragem em dois sentidos.
Neste tipo de amostragem por integração na vertical, a mistura água-sedimento é 
acumulada continuamente no recipiente, e o amostrador se move verticalmente em 
uma velocidade de trânsito constante entre a superfície e um ponto a poucos 
centímetros acima do leito, entrando a mistura numa velocidade quase igual à 
velocidade instantânea da corrente em cada ponto na vertical.
94
Esse procedimento é conhecido com IVT, Igual Velocidade de Trânsito ( do inglês, ETR, 
equal transit rate). Para não correr o risco de coletar sedimento de arrasto, o 
amostrador não deve tocar o leito.
Para que a velocidade de entrada da amostra seja igual ou quase igual à velocidade 
instantânea da corrente é necessário que o bico fique na horizontal, ou seja, o 
amostrador deve ter cuidado para se movimentar sem haver inclinação. Isso ocorre 
quando a velocidade de trânsito, ou de percurso é proporcional à velocidade média. 
Segundo estudos em laboratório, os bicos apresentam diferentes constantes de 
proporcionalidade, conformes as seguintes relações apresentadas por (Carvalho et al., 
2000):
Bico de 1/8”: vt = 0,2.vm
Bico de 3/16” e¼”: vt = 0,4.vm
Sendo
Vt – velocidade máxima de trânsito ou de percurso do amostrador
Vm – velocidade média da corrente na vertical de amostragem
Para a prática de campo calcula-se o tempo de amostragem pelas seguintes equações:
• Equação – Tempo de amostragem para Bico de 1/8”
tmin = 
2 . p
Vt
= 2 . p
0,2 .Vm
• Equação – Tempo de amostragem para Bico de 3/16” e 1/4"
95
tmin = 
2 . p
Vt
= 2 . p
0,4 .Vm
Sendo 2.p a distância percorrida de ida e volta pelo amostrador na profundidade p da 
superfície para o leito.
Numa coleta por integração vertical o ideal é coletar aproximadamente 400 mL de 
amostra água-sedimento para amostradores com garrafas com capacidade máxima de 
500 mL, nos quais são normalmente utilizados na maioria das medições realizadas no 
País, conforme ilustração (Figura 29) abaixo:
Figura 29 – Garrafa de amostragem indicando níveis a serem obedecidos
Fonte: Carvalho et al., 2000.
96
• Amostragem por igual incremento de largura, IIL
Devido a sua simplicidade esse é método mais utilizado para amostragem da mistura 
água-sedimento. Neste método IIL a área da seção transversal é divida numa serie de 
verticais igualmente espaçadas. Em cada vertical se utiliza a amostragem por 
integração na vertical, mas com a mesma velocidade de trânsito em todas as verticais. 
Para isso deve-se usar sempre o mesmo amostrador com o mesmo bico. Como as 
velocidades médias em cada vertical são diferentes, diminuindo geralmente do talvegue 
para as margens, então as quantidades amostradas por garrafa vão se reduzindo a 
partir do talvegue com quantidades proporcionais ao fluxo conforme mostrado na 
(Figura 30).
Segundo Carvalho et al., (2000), para a operação de campo e obtenção adequada das 
diversas amostras, em primeiro lugar é realizada a medida da descarga líquida com 
verticais escolhidas igualmente espaçadas para se obter as velocidades médias da 
corrente para o cálculo dos tempos de amostragem. Em seguida, selecionam-se as 
verticais escolhidas para as amostragens, dentre as quais é escolhida a vertical de 
referência, a qual apresenta a maior velocidade média, se a seção for regular, ou o 
maior produto entre velocidade média e profundidade, se a seção for irregular.
Assim, nessa vertical obtém-se a primeira amostra, adotando os procedimentos com o 
cálculo do tempo mínimo de amostragem.
97
Figura 30 – Exemplo de amostragem pelo método de igual incremento de largura
Fonte: Edwards/Glysson, 1988 apud Carvalho et al., 2000.
Conforme a velocidade, o bico é escolhido: em baixas velocidades usa-se o bico de 
1/4"; em velocidades moderadas, o bico de 3/16” e em maiores velocidades, o de 1/18”.
Ainda segundo Carvalho et al., (2000), é necessário que a primeira amostra parcial seja 
otimizada, isto é, que seja coletado um volume até o limite permitido pela garrafa do 
amostrador utilizados na posição de coleta, ou seja, na horizontal. As amostras parciais 
obtidas em cada vertical devem ser combinadas em uma só amostra composta para 
determinação da concentração média e, caso seja necessário, da granulometria.
• Amostragem por igual incremento de descarga, IID
No método IID, a seção transversal é dividida lateralmente em segmentos, 
representando iguais incrementos de descarga para que seja feita em cada um deles 
uma coleta de amostra, dividindo cada incremento em duas porções iguais.
98
Segundo Carvalho et al., (2000), para esse procedimento é necessário primeiro efetuar 
a medição da descarga líquida e calculá-la. A partir desta medição, faz-se um gráfico 
utilizando-se as porcentagens acumuladas da descarga, em ordenadas, em função das 
distâncias em relação ao ponto inicial das medições em abscissas. Fazem-se também 
os desenhos da seção transversal na parte inferior do gráfico e o gráfico das 
velocidades médias em cada vertical da seção. Nas ordenadas obtêm-se as 
porcentagens iguais ao número de amostras desejadas.
O próximo passo é a obtenção no gráfico das abscissas e profundidades desejadas 
para as posições das coletas. Cada amostra parcial pode ser coletada utilizando o bico 
do amostrador de acordo com a velocidade da corrente, calculando a velocidade de 
trânsito máxima e o tempo mínimo de amostragem. A regra seguinte, é que todas as 
amostras tenham o mesmo volume; é desejável ser de 400 mL ou próximo disso, para 
amostradoresde 500 mL de capacidade. Nesse método podem ser coletados de 5 a 15 
amostras parciais, que podem ser combinadas em uma só amostra composta, ou 
analisadas individualmente.
• Anotações necessárias
Segundo Carvalho et al., (2000), existem dois processos de etiquetagem ou de 
identificação das amostras: o primeiro é etiquetar cada garrafa com todos os dados 
necessários; o segundo é simplificar a etiquetagem da garrafa e criar uma lista paralela. 
Em qualquer processo é necessário identificar posto e rio, data, hora da coleta, número 
da garrafa, abscissa e profundidade de amostragem, nível d’água, temperatura da 
água, amostrador utilizado e nome do hidrometrista, todas indispensáveis. Outras 
informações úteis podem constar de um relatório do hidrometrista. Os recipientes com 
as amostras devem ser bem tamponados para evitar derramamento durante transporte 
99
para o laboratório. Se possível, colocar um esparadrapo ou fita colante indicando o 
nível d'água no frasco.
2.4 Coleta de dados de qualidade da água
Para uma adequada gestão dos recursos hídricos são primordiais o monitoramento e a 
avaliação da qualidade das águas superficiais e subterrâneas, permitindo assim a 
caracterização e análise de tendências em bacias hidrográficas, sendo essenciais para 
várias atividades de gestão, tais como: planejamento, outorga, cobrança e 
enquadramento dos cursos de água.
No Brasil o monitoramento da qualidade da água é realizado por uma variedade de 
órgãos estaduais de meio ambiente e recursos hídricos, companhias de saneamento e 
empresas do setor elétrico. Assim, não existem procedimentos padronizados de coleta, 
frequência de coleta e análise das informações. Para permitir a comparação dos 
resultados e tornar possível que se apliquem em diferentes locais as experiências 
adquiridas, os procedimentos de coleta e análise dos dados devem ser uniformes.
Segundo o Programa Nacional de Avaliação da Qualidade das Águas (PNQA) lançado 
pela Agência Nacional de Águas, no monitoramento da qualidade das águas, são 
acompanhadas as alterações nas características físicas, químicas e biológicas da água, 
provenientes de atividades antrópicas e de fenômenos naturais.
Uma rede de monitoramento de qualidade de água é constituída dos seguintes 
elementos:
• Pontos de coleta, denominados estações de monitoramento, definidos em função 
dos objetivos da rede e identificados pelas coordenadas geográficas.
• Conjunto de instrumentos, utilizados na determinação de parâmetros em campo 
e em laboratório.
100
• Conjunto de equipamentos utilizados na coleta: baldes, amostradores em 
profundidade (garrafa de Van Dorn), corda, frascos, caixa térmica, veículos, 
barcos e motores de popa.
• Protocolos para a determinação de parâmetros em campo, para a coleta e 
preservação das amostras, para análise laboratorial dos parâmetros de 
qualidade e para identificação das amostras.
• Estrutura lógica de envio das amostras: locais para o envio das amostras, 
disponibilidade de transporte, logística de recebimento e encaminhamento das 
amostras para laboratório.
Para indicar a contaminação orgânica da água usa-se o Índice de Qualidade das 
Águas, utilizados atualmente por dez unidades da Federação.
Segundo o PNQA o uso de índices de qualidade da água surge da necessidade de 
sintetizar a informação sobre vários parâmetros físico-químicos, visando informar à 
população e orientar as ações de planejamento e gestão da qualidade da água.
O Índice que Qualidade das Águas (IQA) foi elaborado em 1970 pelo National 
Sanitation Foundation (NSF), dos Estados Unidos, a partir de uma pesquisa de opinião 
realizada com especialistas em qualidade de águas.
No Brasil, a Companhia de Tecnologia de Saneamento Ambiental (Cetesb) de São 
Paulo o utiliza desde 1975. Nas décadas seguintes, outros Estados brasileiros 
adotaram o IQA, que hoje é o principal índice de qualidade da água utilizado no país.
Segundo o PNQA os parâmetros de qualidade que fazem parte do cálculo do IQA 
refletem, principalmente, a contaminação dos corpos hídricos ocasionada pelo 
lançamento de esgotos domésticos. É importante também salientar que esse índice foi 
desenvolvido para avaliar a qualidade das águas, tendo como determinante principal 
101
sua utilização para o abastecimento público, considerando aspectos relativos ao 
tratamento dessas águas.
A avaliação da qualidade da água obtida pelo IQA apresenta limitações, já que este 
índice não analisa vários parâmetros importantes para o abastecimento público, tais 
como substâncias tóxicas, protozoários patogênicos e substâncias que interferem nas 
propriedades organolépticas da água.
O IQA é composto por nove parâmetros, com seus respectivos pesos (W), que foram 
fixados em função da sua importância para a conformação global da qualidade da água 
(Tabela 6).
Tabela 6 – Parâmetros do Índice de Qualidade das Águas (IQA) e respectivos pesos
PARÂMETROS PESOS
Oxigênio dissolvido w= 0,17
Coliformes termotolerantes w= 0,15
Potencial hidrogeniônico (pH) w= 0,12
Demanda bioquímica de 
oxigênio (DBO5,20)
w= 0,10
Temperatura da água w= 0,10
Nitrogênio total w= 0,10
Fósforo total w= 0,10
Turbidez w= 0,08
Resíduo total w= 0,08
Fonte: Adaptado de Cetesb 2008.
Além de seu peso (w), cada parâmetro possui um valor de qualidade (q), obtido do 
respectivo gráfico de qualidade em função de sua concentração ou medida (Figura 31). 
102
Figura 31 - Curvas Médias de Variação de Qualidade das Águas
1 10¹ 10² 10³ 104 105
C. F. # / 100 ml
Nota: se C. F. > 10 , q = 3,05 1
 q1
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Coliformes Fecais
para i = 1
w = 0,151
2
 q2
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
pH
para i = 2
pH, Unidades
Nota: se pH < 2,0, q = 2,02
se pH > 12,0, q = 3,02
3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
w = 0,122
0
 q3
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Demanda Bioquímica de Oxigênio
para i = 3
DBO , mg/l5
Nota: se DBO > 30,0, q = 2,05 3
5 10 15 20 25 30 35 40 45 50
w = 0,103
0
 q4
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Nitrogênio Total
para i = 4
N. T. mg/l
Nota: se N. T. > 100,0, q = 1,04
10 20 30 40 50 60 70 80 100
w = 0,104
0
 q5
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Fósforo Total
para i = 5
PO - T mg/l4
Nota: se Po - T > 10,0, q = 1,054
1 2 3 4 5 6 7 8 10
w = 0,105
-5
 q6
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Temperatura
(afastamento da temperatura de equilíbrio)
para i = 6
Nota: se t < -5,0 q é indefinido∆ 6
0 5 10 15 20
w = 0,106
At, °C
se t > 15,0 q = 9,0∆ 6
0
 q7
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Turbidez
para i = 7
Turbidez U. F. T.
Nota: se turbidez > 100, q = 5,07
10 20 30 40 50 60 70 80 100
w = 0,087
0
 q8
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Resíduo Total
para i = 8
R. T. mg/t
Nota: se R. T. > 500, q = 32,08
100 200 300 400 500
w = 0,088
0
 q9
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Oxigênio Dissolvido
para i = 9
O.D. % de saturação
Nota: se OD. %sat. > 140, q = 47,09
40 80 120 160 200
w = 0,179
Fonte: Cetesb, 2008.
O cálculo do IQA é feito por meio do produtório ponderado dos nove parâmetros, 
seguindo a seguinte fórmula:
• Equação – Índice de qualidade de água
103
IQA=∏
i=1
n
qiW i
Onde:
IQA = Índice de Qualidade das Águas, um número entre 0 e 100;
qi = qualidade do i-ésimo parâmetro, um número entre 0 e 100, obtido da 
respectiva “curva média de variação dequalidade”, em função de sua concentração ou 
medida e,
wi = peso correspondente ao i-ésimo parâmetro, um número entre 0 e 1, 
atribuído em função da sua importância para a conformação global de qualidade, sendo 
que: 
• Equação 
∑
i=1
n
W i=1
Onde:
n = número de variáveis que entram no cálculo do IQA.
Os valores do IQA são classificados em faixas, que variam entre os estados brasileiros 
conforme o (Tabela 7).
104
Tabela 7 – Classificação dos valores do Índice de Qualidade das Águas 
Faixas de IQA 
utilizadas nos seguintes 
Estados: AL, MG, MT, 
PR, RJ, RN, RS
Faixas de IQA 
utilizadas nos seguintes 
Estados: BA, CE, ES, GO, 
MS, PB, PE, SP
Avaliação da 
Qualidade da Água
91-100 80-100 Ótima
71-90 52-79 Boa
51-70 37-51 Razoável
26-50 20-36 Ruim
0-25 0-19 Péssima
Fonte: Adaptado de Cetesb 2008.
2.5 Técnica de análise de dados de precipitações, níveis e descarga líquida
O objetivo de um posto de medição de chuvas é o de obter uma série ininterrupta de 
precipitações ao longo dos anos ou o estudo da variação das intensidades de chuva ao 
longo das tormentas. Em qualquer caso pode ocorrer a existência de períodos sem 
informações ou com falhas nas observações, devido a problemas com os aparelhos de 
registro e/ou com o operador do posto (TASSI et al., 2007).
Alguns processos empregados na consistência dos dados serão descritos a seguir:
• Identificação dos erros grosseiros
Os erros mais comuns observados são:
• Preenchimento errado do valor na caderneta de campo;
• Soma errada do número de provetas, quando a precipitação é alta;
• Valor estimado pelo observador, por não se encontrar no local no dia da 
amostragem;
105
• Crescimento de vegetação ou outra obstrução próxima ao posto de 
observação;
• Danificação do aparelho;
• Problemas mecânicos no registrador gráfico.
Após a análise, as séries poderão apresentar falhas, que devem ser preenchidas por 
alguns dos métodos indicados a seguir.
• Preenchimento de falhas
Quando se trabalha com precipitação deseja-se uma série ininterrupta e mais longa 
possível de dados. No entanto, podem ocorrer dias, ou períodos maiores em que o 
dado de precipitação não foi obtido, ocasionando assim uma falha. Para o 
preenchimento de falhas podemos utilizar os seguintes métodos:
• Método de Ponderação Regional;
• Método de Regressão Linear.
O método de Ponderação Regional é um método simplificado normalmente utilizado 
para o preenchimento de séries mensais ou anuais de precipitações, visando a 
homogeneização do período de informações e a analise estatística das precipitações.
Designado por x a estação que apresenta falha e por A, B e C as estações vizinhas, 
pode-se determinar a precipitação Px da estação x pela média ponderada dos registros 
das três estações vizinhas, onde os pesos são as razões entre as precipitações médias 
anuais, assim, tem-se:
• Equação – Precipitação Px
106
Px= 1
3( NxNA PA+ NxNB PB+ NxNC PC)
Onde: 
PA, PB e PC = Precipitação nas estações A, B, C.
NA, NB e NC = Médias nas estações A, B, C.
Px, Nx = Precipitação média na estação em questão.
Exemplo: Considerando as precipitações dadas na tabela, calcular a 
precipitação.
Tabela 7 – Calcular Precipitação
Ano A B C D
1965
28
4,60
232
,00 289,60 216,60
1966
12
9,00
139
,00 122,70 117,50
1967
95
,80
96,
60 100,70 97,80
1968
89
,80
80,
00 92,70 131,10
1969
12
9,20
124
,50 128,70 118,80
1970
15
8,60
149
,80 174,60 150,00
1971
53
,20
147
,30 163,40 140,40
Média
14
8,60
138
,46 153,13 140,18
Fonte: Nota do autor
Assim, temos:
107
Px= 1
3(140,18148,60 89,80+140,18138,46 80,00+140,18153,13 92,70)
P x=83,52
• Análise de consistência de séries pluviométricas 
• Método da 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 do método é identificar se ocorreram mudanças no 
comportamento da precipitação ao longo do tempo, ou mesmo no local de observação. 
Esse método 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 (TASSI et al., 2007).
A declividade da reta ajustada nesse processo representa, então, a constante de 
declividade. Especificamente, devem-se selecionar os postos de uma região, acumular 
para cada um deles os valores mensais (se for o caso), e plotar num gráfico cartesiano 
os valores acumulados correspondentes ao posto a consistir (nas ordenadas) e de 
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.
A Figura 32 exemplifica a análise de Dupla Massa para os postos 3252006 e 3252008, 
para um período de 37 anos de dados de precipitação mensal, onde se pode observar 
108
que não ocorreram inconsistências. A declividade da reta determina o fator de 
proporcionalidade entre as séries. A possibilidade de não alinhamento dos postos 
segundo uma única reta existe e pode apresentar as seguintes situações:
Figura 32 – Análise de Dupla Massa – Sem inconsistências
Fonte: Tassi et al., 2007.
Quando o gráfico anterior formar uma reta quer dizer que o posto pertence àquela 
região meteorológica.
Alguns casos típicos serão apresentados abaixo por Barbosa, 2010:
• Caso 1: Ok
- Série de valores proporcionais, homogênea;
− Série confiável.
109
Fonte: Barbosa, 2010.
• Caso 2: Pode estar correto
- Erros sistemáticos;
- Mudança nas condições de observação;
- Existência de uma causa física real, por exemplo, presença de um 
reservatório artificial e mudança no microclima;
- Pode ter ocorrido mudança de localização dos postos.
Pode-se modificar a reta dependendo do segmento que se considerou mais 
correto.
Fonte: Barbosa, 2010.
• Caso 3: Não está correto
- Possíveis erros de transcrição;
- Talvez os postos pertençam a regiões meteorológicas diferentes.
110
Fonte: Barbosa, 2010
• Caso 4: Não está correto
- Postos em regiões meteorológicas diferentes.
Fonte: Barbosa, 2010.
• Correção dos dados (Caso 2):
• Passar os valores mais antigos para a tendência atual;
• Passar os dados mais recentes para a tendência antiga.
• Equação – Precipitação acumulada ajustada
111
Pc=Pa+ Ma
Mo
(Po−Pa )
Onde: 
Pc = precipitação acumulada ajustada à tendência desejada.
Pa = Valor da ordenada correspondente à interseção das duas tendências.
Ma = Coeficiente angular da tendência desejada.
Mo = Coeficiente angular da tendência a corrigir.
Po = Valor acumulado a ser corrigido.
Fonte: Barbosa, 2010.
112
3. APLICAÇÃO DE DADOS HIDROLÓGICOS EM SÉRIES HISTÓRICAS E ESTUDOS
Um conjunto de dados hidrológicos deve ser previamente analisado com base em 
alguns indicadores para que se possa, efetivamente, desenvolver estudos e chegar a 
resultados desejados. De acordo com Chevallier (1993), é essencial lembrar que a 
aquisição de dados hidrológicos de boa qualidade é bastante difícil, embora a medição 
e os aparelhos sejam simples. No entanto, é muito raro encontrar uma série de dados 
pluviométricos ou pluviográficos confiável. Antes de analisar a consistência dos dados, 
é de suma importância conhecer os métodos de aquisição e dos aparelhos usados.
Os temas a seguir mostraram a aplicação de alguns dados hidrológicos existentes.
3.1 Estudos de vazões máximase mínimas 
3.1.1 Vazões máximas
A vazão máxima de um rio é entendida como sendo o valor associado a um risco de ser 
igualado ou ultrapassado, que pode produzir enchentes nas margens. Elas podem ser 
controladas por obras hidráulicas como condutos, bueiros e vertedores, que permitem a 
drenagem do escoamento. A estimativa da vazão máxima é de suma importância para o 
dimensionamento de tais obras (TUCCI, 1993). 
As vazões máximas são de grande interesse para o estudo de cheias e inundações, 
sendo as vazões mais elevadas que ocorrem em uma seção do rio (DESTEFANI, 
2005). Villela e Mattos (1975) explicam que nem toda cheia causa inundações, sendo 
que a enchente é caracterizada por uma vazão grande de escoamento e as inundações 
são consideradas quando ocorre extravasamento das águas do canal. 
Uma ferramenta importante no estudo das vazões máximas é o hidrograma, que 
representa graficamente a distribuição da vazão em função do tempo numa dada seção 
113
de um curso d’água. Essa distribuição é interpretada como sendo a resposta da bacia 
hidrográfica ou área de drenagem quando estimulada pelas chuvas que caem sobre 
essa área (RIGHETTO, 1998). Um hidrograma de projeto ou hidrograma tipo é uma 
sequência temporal de vazões relacionadas a um risco de ocorrência, considerando o 
volume, distribuição temporal e o valor máximo da chuva (pico do hidrograma) (TUCCI, 
1993). 
Um hidrograma típico produzido por uma chuva intensa apresenta uma curva com um 
pico único (Figura 33). Porém, se houver variações abruptas na intensidade da chuva, 
uma sequência de chuvas intensas ou uma recessão anormal do escoamento 
subterrâneo, o hidrograma gerado pode apresentar picos múltiplos (Porto et al., 1999).
Figura 33 – Hidrograma típico
Fonte: Porto et al., 1999
A determinação de vazões máximas e a construção de hidrogramas são necessárias 
para o controle e atenuação das cheias numa determinada área, dimensionamento de 
obras hidráulicas de drenagem urbana, perímetro de irrigação, diques e extravasores 
de barragens, entre outros. As estimativas desses valores têm importância decisiva nos 
custos e na segurança de projetos de engenharia e podem ser realizadas com base 
(TUCCI, 1993):
a) No ajuste de uma distribuição estatística;
114
b) Na regionalização de vazões; e
c) Na precipitação (método racional).
Tucci (1993) cita que a distribuição estatística pode ser ajustada se existirem dados 
históricos de vazão no local de interesse e as condições da bacia hidrográfica não se 
modificarem, e pode ser utilizada para a estimativa da vazão máxima para um risco 
escolhido. Já no caso de não existirem dados ou ter uma série de dados pequena, a 
estimativa de vazão máxima pode se dar pela regionalização de vazões máximas ou 
pelas precipitações.
A regionalização permite estimar a vazão máxima em locais sem dados com base em 
postos da região e será apresentada posteriormente. As precipitações máximas são 
transformadas em vazão através de modelos matemáticos já apresentados.
• Vazões máximas com base em série histórica
Todos os valores de vazões máximas devem ser ajustados e para isso são utilizadas 
distribuições estatísticas. As séries amostrais para esse cálculo de vazão máxima 
podem ser anuais ou parciais. As séries anuais são as vazões máximas ocorridas em 
cada ano, desprezando outros valores ocorridos. O ajuste de séries parciais utiliza os 
valores máximos escolhidos a partir de uma determinada vazão escolhida. A diferença 
de resultados entre as duas séries apenas ocorre para tempo de retorno pequeno 
(TUCCI, 1993).
3.1.2 Vazões mínimas
As vazões mínimas são geralmente consideradas as de estiagem, sendo representadas 
pelos valores mais baixos da série histórica. No entanto, a vazão mínima mensal é o 
valor mais inferior de cada mês e não é necessariamente uma vazão correspondente a 
115
um período de estiagem. Normalmente a vazão mínima é aplicada para avaliação da 
demanda mínima que um rio pode oferecer (DESTEFANI, 2005).
A vazão mínima é utilizada para o planejamento da bacia hidrográfica, para a avaliação 
do cumprimento aos padrões ambientais do corpo receptor e para a alocação de cargas 
poluidoras. Assim, a determinação das eficiências requeridas para os tratamentos dos 
diversos lançamentos deve ser determinada nas condições críticas. Estas condições 
críticas no corpo receptor ocorrem exatamente no período de vazão mínima, em que a 
capacidade de diluição é menor. A vazão crítica deve ser calculada a partir de dados 
fluviométricos históricos do curso d'água (VON SPERLING, 1996). 
É um importante parâmetro hidrológico com grande aplicação nos estudos de 
planejamento e gestão do uso dos recursos hídricos. Além disso, constitui importante 
instrumento da Política Nacional dos Recursos Hídricos do Brasil, pois fornece 
estimativa estatística da disponibilidade hídrica dos escoamentos naturais de água.
Levando em conta a necessidade de se estabelecer diretrizes gerais para a definição 
da vazão mínima remanescente, a ser observada nas avaliações de disponibilidade 
hídrica, o Conselho Nacional de Recursos Hídricos - CNRH publicou a Resolução nº 
129, de 29 de junho de 2011, definindo tais diretrizes.
De acordo com Tucci (1993), as vazões mínimas, em alguns casos, se caracterizam 
pelos menores valores das séries anuais. São associadas a uma duração t. Por 
exemplo, a vazão mínima de um ano qualquer com duração de 30 dias, indica que é o 
menor valor do ano da vazão média de 30 dias consecutivos. Usualmente, a vazão 
mínima de 1 dia tem pouca utilidade, já que a sequência de vazões baixas é a condição 
mais crítica na utilização da água. A curva de probabilidade de vazões mínimas 
possibilita a encontrar a estimativa de riscos de acontecerem vazões menores que um 
valor elencado. Esta curva pode ser utilizada em regularização de vazão para 
116
abastecimento de água e irrigação, estudos de qualidade da água, dentre outros 
diversos. 
3.2 Cálculo de precipitação média em bacias hidrográficas 
Visando calcular a precipitação média em uma superfície qualquer, devemos utilizar as 
observações dentro dessa dada área ou região (vizinhanças). A precipitação média é 
dada como sendo a lâmina de água com altura uniforme sobre uma área considerada, 
que deve estar associada a um período de tempo.
Para calcular a precipitação média em bacias hidrográficas (ou área) existem vários 
métodos, porem os mais usuais são o Método da Média Aritmética, o Método de 
Thiessen e o Método das Isoietas, que serão vistos a seguir.
3.2.1 Método da Média Aritmética
Segundo Bertoni e Tucci, 1993 a precipitação média é calculada através da média 
aritmética dos valores médios de precipitação. É importante ressaltar que o método 
ignora as variações geográficas da precipitação, portanto só pode ser aplicado em 
regiões onde isso pode ser feito sem cometer grandes erros, como por exemplo, em 
áreas planas com variação gradual, suave gradiente pluviométrica e com cobertura de 
postos de medição bastante densa.
Um exemplo da aplicação deste método pode ser observado logo abaixo a figura 34.
117
Figura 34 – Bacia Hidrográfica utilizada para cálculo da precipitação média pelo 
método da média aritmética.
Fonte: Teixeira, 2010.
• Equação – Equação para determinação da média aritmética
Pm= 1
n
∙∑ Pi
Onde: 
Pm = precipitação média na área (mm);
Pi = precipitação média no i-ésimo pluviômetro (mm);
n = número total de pluviômetros.
Portanto:
118
Pm= (66+50+44+40 )
4
=50 mm
3.2.2 Método de Thiessen
O método de Thiessen também é conhecido como o método do vizinho mais próximo, 
sendo um dos mais utilizados. Ele considera a não uniformidade da distribuição 
espacialdos postos, porém não leva em conta o relevo da bacia. 
Neste método deve ser definida a área de influência de cada posto pluviométrico dentro 
da bacia hidrográfica. 
Conforme Teixeira (2010), para calcular a precipitação em uma bacia hidrográfica com 
valores médios de precipitação, em uma área total de 100 km² (Figura 35), devemos 
adotar os seguintes passos. 
Figura 35 - Bacia Hidrográfica utilizada para o cálculo da precipitação média pelo método 
deThiessen.
Fonte: Teixeira, 2010
119
Primeiramente devemos traçar linhas que unem os pontos pluviométricos mais 
próximos, conforme mostra a figura 36.
Figura 36 – Traçado de linhas unindo postos pluviométricos da bacia em estudo.
Fonte: Teixeira, 2010
Em seguida deve-se determinar o ponto médio em cada uma das linhas que foram 
traçadas, e a partir disso, traçar uma linha perpendicular, como mostra a figura 37.
Figura 37 – Determinação do ponto médio e traçado da linha perpendicular.
120
Fonte: Teixeira, 2010
Através da intercepção das linhas médias que foram traçadas entre si, mais o limite da 
bacia, temos a área de influência de cada um dos postos conforme mostra a figura 38.
Figura 38 – Definição da região de influência de cada posto.
Fonte: Teixeira, 2010
Segundo Teixeira (2010), temos que:
• A área sobre a influência do posto com 120 mm é de 15 km²;
• A área sobre a influência do posto com 70 mm é de 40 km²;
• A área sobre a influência do posto com 50 mm é de 30 km²;
• A área sobre a influência do posto com 75 mm é de 5 km²;
• A área sobre a influência do posto com 82 mm é de 10 km².
Logo, a precipitação média da bacia será dada por:
• Equação – Precipitação média
121
Pm=∑ At−Pt
A
Onde:
At: área de influência do posto i;
Pt: precipitação registrada no posto i;
A: área total da bacia.
Deste modo temos que:
Pm= 120.15
100
+70 . 40
100
+50 . 30
100
+75 . 5
100
+82 .10
100
Pm=73 mm
Se o método da média aritmética fosse utilizado teríamos apenas dois postos no interior 
da bacia, logo a média seria 60 mm. E no caso se ser feita a média utilizando os 
postos que estão fora da bacia, chegaríamos a 79,5 mm. 
3.2.3 Método das Isoietas
Este método utiliza linhas, chamadas de isoietas, que unem pontos de igual 
precipitação dentro de uma bacia hidrográfica.
Após termos os valores de chuva em cada posto, unem-se estes com linhas retas nas 
quais se interpolam linearmente os valores para as quais se pretende traçar as 
122
isolinhas4. Considerando a mesma bacia do método de Thiessen, com área total de 100 
km², aplicaremos o método de Isoietas.
Deve ser feito o mesmo procedimento demonstrado na figura 40, onde se devem traçar 
as linhas que unem os postos pluviométricos mais próximos entre si.
Segundo Teixeira (2010), em seguida se dividem as linhas escrevendo os valores da 
precipitação interpolados linearmente, como mostra a figura 39.
Figura 39 - Divisão das linhas escrevendo os valores de precipitação interpolados.
Fonte: Teixeira, 2010.
O próximo passo será traçar as isolinhas, conforme demonstrado na figura 40.
4
 Isolinhas são linhas de mesmo valor. Mesma precipitação pluviométrica.
123
Figura 40 - Traçado das isolinhas.
Fonte: Teixeira, 2010
Após realizar o traçado das isolinhas, determina-se a precipitação média na bacia 
hidrográfica. A figura 41 mostra uma área com hachura que iremos chamar de área Ai, 
que é delimitada por duas isoietas. Esta área é utilizada como ponderador, segundo a 
seguinte equação:
• Equação 
Pm=
∑
i=1
n
Pi . Ai
∑
i= 1
n
Ai
124
Figura 41 - Determinação da precipitação média utilizando o método das isoietas.
Fonte: Teixeira, 2010
3.3 Regionalização de vazões
A regionalização de dados hidrológicos é o alvo principal dos estudos hidrológicos 
envolvendo a implantação e operação de redes hidrométricas, caracterização 
geomorfológica das bacias hidrográficas e modelagem matemática (SMITH, 19895 apud 
RIGHETTO, 1998).
A obtenção de dados para os estudos em hidrologia e recursos hídricos é muito 
trabalhosa e, por isso, os hidrólogos tentam buscar formas e transferências de 
informações de um local para outro da bacia, dentro de uma área com comportamento 
hidrológico semelhante. Como a implantação, manutenção e operação de uma rede 
5
 SMITH, J. A., 1989, “Regional Flood Frequency Analysis Using Extreme Order Statistics 
of the Annual Peak Record”, Water Resources Research, vol. 25, nº 2, PP. 311 – 317.
125
hidrométrica são relativamente caras, torna-se importante a otimização das informações 
disponíveis (TUCCI, 1993).
Dessa forma, Tucci (1993) explica que a regionalização de vazões consiste num 
conjunto de ferramentas que exploram ao máximo as informações existentes, visando a 
estimativa das variáveis hidrológicas em locais sem dados ou insuficientes, podendo 
ser usadas para melhor explorar as amostras pontuais e, por conseguinte, melhorar as 
estimativas das variáveis; verificar a consistência das séries hidrológicas; identificar a 
falta de postos de observação.
Tucci (1993) classifica os métodos de regionalização em três classes: métodos que 
regionalizam parâmetros de uma distribuição estatística, métodos que regionalizam um 
evento de vazão com um determinado risco e os métodos de regionalização da curva 
adimensional de frequências, denominados métodos de regionalização index-flood.
De acordo com Pinto & Naghettini (1999)6 apud Davis & Naghettini (2000), 
independentemente do método de regionalização a ser utilizado, um dos pontos 
cruciais é a definição de regiões estatisticamente homogêneas, ou seja, aquelas 
contendo várias estações cujas séries sejam oriundas de populações regidas pela 
mesma distribuição de probabilidades, com os parâmetros de posição e escala variando 
entre as estações.
Os itens a seguir esclarecerão como funciona cada método classificado por Tucci, 
1993.
• Métodos que regionalizam parâmetros de uma distribuição estatística
6
 PINTO, E.J.A. & NAGHETTINI, M. Definição de regiões homogêneas e regionalização 
de freqüência das precipitações diárias máximas anuais da bacia do alto rio São Francisco. Anais. 13º SIMPÓSIO 
BRASILEIRO DE RECURSOS HÍDRICOS (CD-ROM), Belo Horizonte, 1999.
126
Este método analisa que uma distribuição estatística ajusta bem os dados dos postos 
da região escolhida, considerando diferentes bacias. Sendo µ e σ os parâmetros, 
obtêm-se as estimativas μ 1, σ 1; μ 2, σ 2;...; µn, σn, onde n é o número de bacias ou 
postos. Os parâmetros obtidos são relacionados com as características físicas e 
meteorológicas das bacias, chegando às seguintes expressões:
µ = f1 (A, P, S,...)
σ = f2 (A, P, S,...)
Onde:
A = área (km2);
P = precipitação (mm);
S = declividade (m).
Para aqueles postos que não possuírem dados ou que tiverem dados insuficientes, os 
parâmetros µ e σ são estimados com base nas expressões apresentadas, após a 
determinação das características físicas e climáticas de mapas disponíveis. Dessa 
forma, sabendo quais são os parâmetros da distribuição estatística, as vazões com o 
risco desejado podem ser encontradas.
• Métodos que regionalizam a vazão com um determinado risco
Da mesma forma que o método anterior, as distribuições a vazões de diferentes postos 
ou bacias são ajustadas. A vazão de alguns tempos de retorno de interesse é obtida 
das distribuições ajustadas a cada posto e com base nesses dados a regressão é 
estabelecida entre as vazões e as características físicas das bacias, obtendo-se as 
seguintes relações:
QT1 = G1 (A, P, S,...)
127
QT2 = G2 (A, P, S,...)
QTm = Gm (A, P, S,...)
Onde:
Gm (A, P, S,...) = equação de regressão para o tempo de retorno Tm.
Para aquelas bacias semdados são utilizadas diretamente as equações acima. Neste 
procedimento podem-se utilizar diferentes distribuições para os postos.
• Métodos que regionalizam uma curva de probabilidade adimensional e o 
fator de adimensionalidade 
Este método dimensionaliza as curvas individuais de probabilidade com base no seu 
valor médio, e estabelece uma curva adimensional regional média dos postos com a 
mesma tendência. Essa curva pode ser expressa por:
F1(QT/Qm) = 1/T
Onde:
T= tempo de retorno
Qm = valor médio
QT = valor com tempo de retorno T
Separando os dois componentes de probabilidade, a vazão média e a curva 
adimensional de probabilidade, é possível estimar cada uma das partes, de acordo com 
as informações disponíveis, sendo bastante útil principalmente para locais com série 
menores que 10 anos.
Tucci (1993) cita ainda outros dois métodos de regionalização. Um deles é o de 
funções específicas que relacionam variáveis hidrológicas, resultando em curva de 
128
regularização, curva de infiltração e curva de permanência. São usualmente utilizados 
dois procedimentos: ajuste de uma função matemática aos dados de cada posto e 
regionalização dos parâmetros da função matemática, e adimensionalização da função, 
obtenção de uma curva média com base nas curvas adimensionais dos diferentes 
postos e a regressão entre a variável de adimensionalização e características físicas e 
climáticas.
O outro método é o de parâmetros de modelos hidrológicos, que nem sempre 
apresentam relações definidas entre as características físicas do sistema e os seus 
parâmetros. Quando o local de interesse possui dados observados, a estimativa desses 
parâmetros pode ser realizada, porém, quando isso não ocorre, a estimativa pode ser 
feita com base em experiências de outras bacias.
Um dos critérios para esse procedimento é a regionalização, que toma como base a 
determinação de equação de regressão entre o parâmetro ou combinação de 
parâmetros e características físicas e climáticas das bacias, que possam ser estimadas 
por mapas, e a definição do intervalo de variação possível dos parâmetros com base 
em informações características das bacias.
3.3.1 Fases do desenvolvimento da regionalização
A regionalização das curvas de probabilidade de vazões aqui apresentada segue os 
métodos que regionalizam uma curva de probabilidade adimensional e o fator de 
adimensionalidade. As fases podem ser as seguintes (TUCCI, 1993):
• Análise dos dados básicos;
• Curva adimensional de probabilidade;
• Regressão da vazão de adimensionalização;
• Regiões homogêneas;
129
• Mapeamento das vazões específicas.
3.4 Regularização de vazões (reservatórios) e controle de estiagens
A regularização das vazões naturais é um processo que tem como objetivo a melhor 
utilização dos recursos hídricos. Para esse fim, é necessário promover-se o 
represamento das águas, através da construção de barragens (reservatórios) em 
seções bem determinadas dos cursos d’água naturais. Com a regularização das vazões 
por meio da construção de reservatório pretende-se, ainda, alcançar vários outros 
objetivos, dentre eles: o atendimento às necessidades do abastecimento urbano ou 
rural (irrigação); o aproveitamento hidroelétrico (geração de energia); a atenuação de 
cheias (combate às inundações); o controle de estiagens; o controle de sedimentos; a 
recreação; e, também, permitir a navegação fluvial.
Toda vez que o aproveitamento da água prevê a retirada de uma vazão de uma dada 
proporção de um rio, deve-se confrontar este valor com as vazões naturais deste curso 
d’água. Se as vazões naturais forem expressivamente maiores que a retirada, mesmo 
durante os períodos de estiagem (vazões naturais mínimas), não haverá a necessidade 
da regularização de vazão. Contudo, se a vazão a ser retirada é superior à mínima do 
curso d’água, se torna necessária a reservação dos excessos sobre a vazão derivada 
para atender aos períodos cujas vazões naturais são menores que aquelas derivadas 
(VILLELA & MATTOS, 1975). 
Sabendo que as vazões fluviais são muito variáveis, tendo como resultado visível a 
ocorrência de excesso hídrico nos períodos úmidos e a carência nos períodos de seca, 
é necessário que seja preconizada a formação de reservas durante as épocas 
chuvosas, a fim de suprir as necessidades dos períodos secos. Como as ocorrências 
de chuvas são eventuais, não é possível prever com precisão o tamanho da reserva de 
água necessária para o suprimento das demandas, levando os planejadores de 
130
recursos hídricos a duas situações ineficientes: superdimensionar as reservas à custa 
de altos investimentos, ou subdimensionar as reservas considerando o racionamento 
durante o período seco (LANNA, 1993). 
Lanna (1993) também alega que a dimensão ótima para um reservatório deverá ser 
considerada em função de um compromisso entre o custo de investimento na sua 
implantação e o custo da escassez de água durante os períodos secos. O custo do 
investimento é diretamente proporcional e o segundo é inversamente proporcional à 
dimensão do reservatório. Ainda assim, existem outros fatores que podem influenciar na 
tomada de decisão: a demanda de água também pode ser variável e aleatória como a 
vazão, e existem perdas de água em um reservatório por evaporação, infiltração e 
vazamentos. O fato é que o estudo de um reservatório de regularização de vazões 
exige o conhecimento de sua dimensão, das vazões afluentes, da demanda a ser 
suprida e das perdas que poderão ocorrer.
Primeiramente, conhecidas as vazões naturais ou de entrada no reservatório, pode-se 
calcular o volume para atender a uma dada lei para as vazões regularizadas ou de 
saída do reservatório. É possível também, dado um certo reservatório, determinar uma 
lei para as vazões regularizadas, que mais se aproxime da regularização total, isto é, da 
derivação constante da vazão média. As soluções destes problemas são básicas para 
o projeto e operação de reservatórios de regularização de vazões (VILLELA & 
MATTOS, 1975).
Para calcular o volume do reservatório com o intuito de atender a uma lei de 
regularização, aplica-se a seguinte função: 
• Equação – Lei de regularização
131
Y (t )=
Q r ( t )
Qmed .
Onde: 
Qr(t) = vazão regularizada em função do tempo (t) (soma de todas as vazões 
que saem do reservatório;
Qmed = vazão média no período considerado.
De acordo com Villela & Mattos (1975), a capacidade mínima de um reservatório para 
atender a uma certa lei de regularização é dada pela diferença entre o volume 
acumulado que seria necessário para atender aquela lei no período mais crítico de 
estiagem e o volume acumulado que aflui ao reservatório no mesmo período. Levando 
em conta diversos períodos de estiagem, o mais crítico é aquele que resulta na maior 
capacidade do reservatório. Assim, pode-se calcular a capacidade do reservatório para 
vários períodos de estiagens e adotar a maior capacidade encontrada. 
A figura 42, por exemplo, apresenta um hidrógrafa com dados de entrada de um ano:
 
132
Figura 42 – Hidrógrafa de entrada de um reservatório
Fonte: Villela & Mattos, 1975
Observando a figura, é fácil perceber que o período crítico para essa lei de 
regularização é estabelecido entre os meses de abril e setembro.
Supondo-se que se queira a seguinte lei de regularização: 
Y (t )=1
Isso significa que se deseja uma vazão regularizada constante e igual à média (Qmed). O 
volume necessário para manter a vazão Qmed, durante os meses críticos é: 
• Equação – Volume necessário
133
V n =Qmed .(∆tabr .+∆t mai .+∆t jun .+∆t jul .+∆t ago.+∆t set .)
Onde:
Vn Volume necessário (m³);
∆tabr. = número de segundos do mês de abril; 
∆tmai. = número de segundosdo mês de maio e assim por diante;
Qmed = vazão média (m³/s).
O volume que chega (Va) ao reservatório neste período é:
• Equação – Volume que chega ao reservatório
V a =Qabr . ∆t abr .+Qmai . ∆tmai .+Q jun . ∆t jun .+Q jul . ∆t jul .+Q ago. ∆tago .+Qset . ∆t set .
Dessa forma, a capacidade (Cr) mínima do reservatório para manter aquela lei de 
regularização, será:
• Equação – Capacidade mínima
C r =V n−V a
134
Onde:
Cr = capacidade mínima do reservatório (m³);
Vn = volume necessário (m³);
Va = volume que chega ao reservatório (m³).
Após conhecer a lei de regularização e a capacidade do reservatório, é possível 
determinar os volumes atuais do reservatório. Villela e Mattos (1975) sugerem um 
diagrama de massas (curvas ABCD da Figura 45), e que, através da lei de 
regularização, se construa a curva integral das vazões regularizadas (curva AEFD da 
Figura 43).
Figura 43 – Volumes atuais do reservatório
Fonte: Villela & Mattos, 1975.
Conforme foi visto, a capacidade do reservatório será dada pela soma dos segmentos 
BE e CF. Construindo a curva do diagrama de massas deslocada para cima do valor da 
capacidade do reservatório, tem-se a curva GHIJ.
135
Desenhando a curva integral das vazões regularizadas deslocada para cima do 
segmento BE, tem-se a reta LBIM. Observando a figura, pode-se verificar que no tempo 
t1 o reservatório estará completamente cheio, pois se derivou uma vazão np intervalo 
(Dt1) muito menor que as vazões naturais.
No intervalo de tempo (t1, t2) o reservatório se esvaziará, pois se derivará uma vazão 
maior que as naturais. Assim supondo que no tempo t1 o reservatório esteja 
completamente cheio, os volumes atuais (V) do reservatório serão dados por:
• Equação – Volume atual do reservatório
V=C r+∫
t 1
t
Qdt−∫
t1
t
Qr dt
Onde:
V = volume no tempo t (m3);
Cr = capacidade do reservatório (m3);
Q = vazões naturais (m3/s);
Qr = vazões regularizadas (m3/s);
t = tempo genérico (s).
É fácil observar que o volume (V) é dado pelo segmento NO da figura e ainda que, para 
qualquer tempo t, os volumes do reservatório podem ser dados pelas diferenças entre 
as curvas GHOIJ e LBNIM.
• Curva de permanência
A curva de permanência também é conhecida também como curva de duração. A 
elaboração da curva de permanência consiste na construção de um gráfico que informa 
136
com que frequência a vazão de dada magnitude é igualada ou excedida durante o 
período de registro de vazões. A figura 44 apresenta uma curva de permanência de 
vazão típica.
Figura 44 - Curva de permanência de vazão típica.
Fonte: Barbosa, 2005
Em um sentido estatístico a curva de permanência representa uma curva de 
distribuição das frequências acumuladas de ocorrência das vazões em um dado rio.
a) Construção da curva de permanência
A curva é construída com base nos registros de vazões em uma dada estação 
fluviométrica. A curva pode ser construída para vazões diárias (vazão média diária), 
vazões médias mensais ou vazões médias anuais. Segundo Barbosa (2005), é muito 
provável que a curva de permanência com vazões médias anuais difira 
significativamente daquela construída com vazões médias mensais, ou diárias. Como 
em geral, existe uma variação média da vazão de um rio mês a mês, que mantém um 
valor médio anual aproximadamente constante, a curva de permanência para vazões 
médias mensais terá uma forma aproximada à da Figura 44. 
Para construir a curva de permanência o procedimento utilizado é como segue abaixo:
1) Dispor as vazões observadas no período considerado em ordem decrescente;
2) Com a amplitude da variação das vazões, definem-se os intervalos de classe;
137
Uma primeira idéia é fazer N=√n → k= AN
Chamando de:
n = número de dados de vazões médias;
A = amplitude da variação das vazões (Qmax-Qmin);
N = número de intervalo de classe;
K = amplitude do intervalo de classe.
3) Dispor os intervalos em ordem decrescente e verificar o número de eventos 
ocorridos em cada intervalo – frequência absoluta.
4) Calcular a frequência relativa (frequência absoluta / número de dados) para cada 
intervalo e acumulá-las seguindo a ordem anterior.
5) Plotar em um gráfico o limite inferior de cada intervalo (ordenada) e a 
correspondente frequência relativa acumulada (abscissa) para se obter a curva 
de permanência das vazões.
• Controle de estiagem
Quando consideramos um histórico de vazão de, por exemplo, 30 anos, a escolha do 
período mais crítico de estiagem, ou seja, de menores vazões durante o maior intervalo 
de tempo, terá o valor estatístico de 30 anos de tempo de recorrência. 
O dimensionamento de um reservatório para conhecer sua capacidade é, para fins 
práticos, adequado quando se usam esses dados. No entanto, quando se conta apenas 
com um histórico pequeno de dados (5 anos, por exemplo), o período mais crítico de 
estiagem pode não ser o adequado para o dimensionamento do reservatório.
Dessa forma, pode-se estudar, extrapolando a curva de probabilidade dos períodos de 
estiagem, qual o número de dias sem chuva que teria a probabilidade, por exemplo, de 
1 para 30. A partir da equação de depleção, pode-se encontrar a mínima vazão no fim 
desse período.
138
A curva assim extrapolada seria mais adequada ao dimensionamento do reservatório do 
que a curva dos dados históricos de 5 anos. A figura 45 mostra mais claramente o efeito 
da estiagem no dimensionamento do reservatório.
Figura 45 – Diagrama de massa para dois períodos de estiagem
Fonte: Villela & Mattos, 1975.
3.5 Previsão e propagação de enchentes
3.5.1 Previsão de Enchentes
As enchentes são eventos anormais no escoamento superficial, que ocorrem em virtude 
do excesso de chuva, resultando muitas vezes em inundação. A inundação por sua vez 
é o extravasamento d’ água do canal natural de um rio.
Calcular a enchente em um determinado rio tem como objetivo fornecer a máxima 
vazão de projeto e, quando possível o hidrograma de projeto, que mostra a variação da 
vazão no tempo. Para obter a vazão de projeto, uma das maneiras é realizando a 
extrapolação dos dados históricos para condições críticas, aplicando estatística dos 
139
dados de vazão máxima já observados. É importante lembrar que a vazão de projeto 
está sempre associada ao período de retorno.
O período de retorno ou tempo de recorrência, como também é conhecido, nada mais é 
do que o tempo médio em anos que um evento é igualado ou superado pelo menos 
uma vez.
Existe a seguinte relação entre o período de retorno e a probabilidade de ocorrência 
(P): T = 1/P
Para exemplificar, temos: Se uma cheia é igualada ou excedida em média a cada 20 
anos terá um período de retorno T = 20 anos. Em outras palavras, diz-se que esta 
cheia tem 5% de probabilidade de ser igualada ou excedida em qualquer ano.
Segundo Villela e Mattos (1975) a fixação do período de retorno das enchentes em 
obras hidráulicas se faz por critérios, tais como:
a) Vida útil da obra;
b) Tipo de estrutura;
c) Facilidade de reparação e ampliação; e
d) Perigo de perda de vida.
Assim, ao dimensionar uma:
 Barragem de terra: T = 1000 anos;
 Barragem de concreto: T = 500 anos;
 Galeria de águas pluviais: T = 5 a 20 anos;
 Pequenas barragens de concreto para fins de abastecimento de água: T 
= 5 a 100 anos.
Outro critério utilizado para escolha de T é a fixação do risco que se deseja correr, no 
caso da obra falhar dentro do seu tempo de vida útil. 
140
Segundo Villela e Mattos (1975) o risco da obra falhar uma ou mais vezes ao longo da 
sua vida útil pode ser deduzido dos conceitos fundamentais da teoria da probabilidade, 
que é igual a:
• Equação – Teoria da probabilidade
R=1−(1− 1T )
n
Onde:T = período de retorno (anos);
n = vida útil da obra (anos);
R = risco permissível (%).
Visando exemplificar a equação citada acima, temos: supondo que o risco de 
canalização de um dado rio falhe uma ou mais vezes considerando que o projeto tenha 
sido efetuado para T = 500 anos com vida útil de 50 anos, qual é o seu risco 
permissível com base nessas afirmações?
R=1−(1− 1500 )
50
=0,1=10
3.5.2 Propagação de Enchentes
Após a ocorrência de uma precipitação acontece um evento de cheia, onde se forma 
uma onda que desloca o fluxo do curso d’ água de montante para jusante. Esse 
deslocamento é denominado propagação. Quando acontece o fenômeno de 
141
propagação ocorre uma diminuição da vazão máxima do evento e o aumento do tempo 
de propagação. A figura 46 demonstra a propagação de uma onda de cheia.
Figura 46 – Propagação de uma onda de cheia.
Fonte: Baptista (1995)7 apud Marins (2004).
Segundo Marins (2004), pode-se dizer então que a onda de cheia sofre um 
amortecimento da sua vazão máxima, ou vazão de pico. Esta redução é em função de 
características físicas do curso d’ água onde ocorre o escoamento. 
Segundo Holtz e Pinto (1976) quando conhecemos o hidrograma das vazões afluentes 
(Qa) ao reservatório ou à extremidade de montante do rio, o problema resume a 
determinação do correspondente hidrograma de vazões efluentes (Qe), através da 
descarga da barragem ou da seção de jusante do trecho de rio. O fenômeno é descrito 
pela equação de continuidade.
• Equação – Equação da continuidade
Qa =Qe+
dV
dT
Onde:
dV = variação do volume acumulado no reservatório ou no próprio rio, devido à 
sua variação de nível, no intervalo elementar de tempo dT.
7
 Baptista, M. B. Contribuition à l’étude de la propagation de curves em Hidrologie. Tese 
de Doutoramento: ENPC, 1990.
142
A resolução da equação de continuidade é bastante simples para reservatórios, uma 
vez que os efeitos dinâmicos são desprezíveis e as variáveis Qe e V são funções, 
exclusivamente, do nível das águas represadas, ou seja, em condições existentes a 
montante.
Para propagação de cheias em reservatórios dotados de comportas, consultar Holtz e 
Pinto (1976).
3.6 Sistema de suporte à decisão (SSD)
No decorrer do tempo, as demandas de água estão crescendo, de modo que estão 
aumentando os conflitos e disputas por esse recurso, fazendo com que os sistemas se 
tornem maiores e mais complexos, havendo a necessidade de planejamentos 
estratégicos que incluam a eficiência econômica, sustentabilidade, flexibilidade e 
equidade. 
A eficiência do uso da água é um assunto de muita preocupação entre órgãos gestores 
de recursos hídricos em todo o País. Uma meta importante a se alcançar é o uso 
racional da água através de ações de planejamento e da gestão de recursos hídricos. 
Como diversos ambientes possuem múltiplos usos, o bom conhecimento das 
necessidades dos diversos usuários e das disponibilidades hídricas é fundamental para 
uma boa gestão; no entanto, as incertezas hidrológicas, as variações das demandas e 
o grande número de variáveis representativas dos processos físicos, químicos e 
biológicos, atribuem elevado nível de complexidade à análise dos sistemas de recursos 
hídricos (CARVALHO et al., 2009).
Sendo assim, no processo de gestão de recursos hídricos, a decisão deve ser 
escolhida entre as diversas alternativas existentes. Essas decisões devem ser tomadas 
143
a partir de conhecimentos sólidos sobre os aspectos ambientais, hidrológicos, 
econômicos, políticos e sociais. Para tanto, é necessária a escolha da melhor solução 
entre as alternativas existentes (ZORZAL, 2009).
Para auxiliar na tomada de decisões e permitir tratar e resolver os problemas de 
gerenciamento de recursos hídricos de forma mais rápida e eficiente, podem ser 
utilizadas determinadas ferramentas, como os Sistemas de Suporte à Decisão (SSD), 
que tornam as ações mais claras e objetivas. Carvalho (2003) ressalta que essas 
ferramentas têm por objetivo ajudar indivíduos que tomam decisões na solução de 
problemas não estruturados (ou parcialmente estruturados).
Segundo Carvalho (2003), existem atualmente alguns SSD que simulam com eficiência 
sistemas complexos de recursos hídricos, assim como modelos que calculam a 
demanda de irrigação total e/ou suplementar, porém nenhum deles incorpora essas 
duas características.
Porto & Azevedo (1997)8 apud Carvalho (2003), ressaltam que o SSD não é construído 
para tomar decisões, mas para apoiar ou assistir um indivíduo ou grupo de indivíduos 
na execução desta tarefa. É preciso definir quais os princípios que orientarão a escolha, 
seja para se chegar a uma solução “ótima” ou a uma solução “satisfatória”, e a 
disposição a assumir riscos ou não. Deve-se procurar expressar as alternativas em 
termos monetários ou em termos de outro indicador de desempenho (por exemplo, 
atendimento a uma vazão de demanda com determinada garantia). A figura 47 
apresenta de modo geral, os atributos de um sistema de suporte a decisão.
Basicamente, os SSD são compostos por três partes (ANA/BANCO 
MUNDIAL/PROÁGUA NACIONAL/COGERH, 2010):
8
 Porto, R. L. L.; Azevedo, L. G. T. Sistemas de suporte a decisões de recursos hídricos. In: 
Porto, R. L. L. Técnicas quantitativas para o gerenciamento de recursos hídrico. Porto Alegre: UFRGS/ABRH, 1997. 
cap.2, p.43-95.
144
• Um módulo de diálogo, (geralmente uma interface gráfica);
• Uma base de dados/conhecimentos; e
• Uma base de modelos, (de otimização e simulação).
Figura 47 – Características de um sistema de suporte a decisão
Fonte: Tuban (1993) apud Porto e Azevedo (1997) apud Carvalho (2003).
Nesse contexto, abordaremos uma ferramenta computacional de SSD, a plataforma 
AQUANET, que foi desenvolvida pelo Laboratório de Sistema de Suporte a Decisão da 
Universidade de São Paulo (USP).
3.6.1 Ferramenta computacional AQUANET
145
O Laboratório de Sistema de Suporte a Decisão da USP desenvolveu a Plataforma 
AQUANET, que é constituído por um simulador/otimizador de sistemas de reservatórios 
utilizando programação linear com algoritmo de rede de fluxo para otimizar a alocação 
sob sistema de prioridades e custos otimizados. Com essa plataforma, o usuário pode 
montar redes com um grande número de reservatórios, demandas e trechos de canais 
(da ordem de alguns milhares), representando o problema em estudo de forma bastante 
detalhada, além de possibilitar a comparação de cenários.
A interface gráfica do modelo AQUANET é apresentada pela Figura 48.
Figura 48 – Interface do modelo AQUANET
Fonte: ANA/BANCO MUNDIAL/PROÁGUA NACIONAL/COGERH, 2010.
Porto et al. (2003)9 apud Carvalho et al. (2009) apresentaram o modelo de planejamento 
AQUANET, originado de um modelo de rede de fluxo denominado Modsim (LABADIE, 
9
 Porto, R. L. L.; Roberto, A. N.; Schardong, A.; Méllo Júnior, A.V. Sistema de suporte a 
decisão para análise de sistemas de recursos hídricos. In: Silva, R. C. V. Métodos numéricos em recursos hídricos. 
Porto Alegre: ABRH, 2003. cap.2, p.93-240.
146
1998) e do ModsimLS (ROBERTO & PORTO, 2001), uma versão atualizada do 
primeiro. O modelo tem como principal característica a incorporação automática de uma 
série de funções, que são comuns em bacias hidrográficas, sem a necessidade de que 
o usuário tenha que programá-las. O modelo permite realizar atividades de locação de 
água, avaliação da qualidade de água, determinação de alocação de água para 
irrigação e, também, pode servir no processo de seleção de alternativas com base em 
análise econômica.
Os modelos de rede de fluxo na realidade misturam características dos modelos de 
simulação e otimização e podem incorporar as características estocásticas das vazões 
deentrada (PORTO & AZEVEDO, 1997). Assim, a maior parte das configurações e 
estruturas operacionais das bacias hidrográficas pode ser representada por meio da 
especificação de dados de entrada apropriados (ROBERTO & PORTO, 199910 apud 
CARVALHO et al., 2009).
Esse SSD possui uma interface de comunicação com o usuário amigável, a operação 
dos reservatórios é feita utilizando-se o conceito de volume meta ao qual se atribui uma 
prioridade, e as perdas por evaporação dos reservatórios são levadas em conta por 
meio de processo iterativo (CARVALHO et al., 2009).
Ainda de acordo com Carvalho et al., 2009, atualmente, o sistema adota o intervalo de 
análise mensal e, além de ser um instrumento de gerenciamento, também pode ser 
usado para o planejamento, para a análise do impacto de propostas alternativas para a 
implantação de projetos de aproveitamento de recursos hídricos, e também pode servir 
no processo de seleção inicial de alternativas com base na análise econômica, em um 
nível simplificado, por meio da inclusão direta de dados de custos e benefícios, em 
lugar da especificação relativa de prioridades.
10
 Roberto, A. N.; Porto, R. L. L. Alocação da água entre múltiplos usos em uma Bacia 
Hidrográfica. In: Simpósio Brasileiro de Recursos Hídricos, 13, 1999, Belo Horizonte. Anais… Belo Horizonte: 
ABRH, 1999. CD Rom. 
147
A estrutura de rede utilizada nesse modelo pode ser entendida como um conjunto de 
pontos, chamados nós (reservatórios, pontos de retirada de água, confluência de rios) e 
um conjunto de curvas, chamados ramos (ou arcos, ou ligações) que conectam um 
certo número de pares de nós (ANA/BANCO MUNDIAL/PROÁGUA 
NACIONAL/COGERH, 2010).
Cada ramo é caracterizado por três parâmetros, sendo eles os limites superior e inferior 
do fluxo que passa pelo arco, ou seja, as capacidades máxima e mínima de um canal, e 
um “custo” por unidade de fluxo que transita pelo arco. Este custo não significa, 
obrigatoriamente, um valor financeiro, podendo representar preferências estabelecidas 
pelo usuário. As capacidades máxima e mínima de cada ramo podem ser fixas para 
todo o período de simulação ou podem variar ao longo do tempo (ANA/BANCO 
MUNDIAL/PROÁGUA NACIONAL/COGERH, 2010).
Em linhas gerais, o modelo AQUANET funciona da seguinte maneira, em conformidade 
com seu manual:
• Durante a utilização do AQUANET, todas as ações feitas pelo usuário são 
imediatamente armazenadas em um banco de dados temporário, que existe 
somente durante a utilização do modelo;
• Ao iniciar o modelo, o usuário pode começar um novo projeto ou abrir um projeto 
previamente gravado;
• Se for iniciado um novo projeto, um novo banco de dados temporário será criado;
• Quando o usuário abre um projeto existente, o AQUANET cria imediatamente 
uma cópia deste projeto, que passa a ser o banco de dados temporário;
• No banco de dados temporário são armazenadas todas as informações 
fornecidas pelo usuário (traçado e dados de entrada).
148
A utilização de um banco de dados temporário durante o funcionamento do modelo 
apresenta as seguintes vantagens:
• Não é necessário alocar memória para guardar valores em variáveis, já que os 
mesmos estarão automaticamente armazenados no banco de dados;
• Ao abrir um projeto só uma pequena parte do banco é lida. Todos os dados e 
resultados só serão lidos (diretamente do banco) quando for necessário;
• Um projeto só será alterado quando o usuário salvá-lo. Nesse instante será 
criada uma cópia do banco de dados temporário com o nome e no local 
fornecido pelo usuário;
• Observando-se os itens anteriores percebe-se que ocorre um grande aumento 
de desempenho do modelo com a utilização do banco de dados temporário, já 
que as operações de entrada/edição de dados, leitura e salvação lidam com um 
número relativamente pequeno de variáveis.
Ainda de acordo com seu manual, o AQUANET pode efetuar os cálculos de maneira 
sequencial no tempo (Simulação Contínua) ou estatisticamente (Planejamento Tático). 
Na Simulação Contínua, o valor mais importante é o número total de anos de simulação 
(chamado aqui de NT). O usuário deve fornecer séries de vazões afluentes mensais 
com duração igual a NT. O modelo irá efetuar os cálculos continuamente, para todos os 
anos existentes. Ao final do cálculo, os resultados serão fornecidos mensalmente para 
todos os anos.
No Planejamento Tático o usuário deve fornecer, além do número total de anos de 
simulação (NT), o número de anos do horizonte de simulação (NH). O horizonte de 
simulação é o número de anos durante os quais se pretende estudar o comportamento 
do sistema em análise.
3.7 Qualidade da água: vazões de diluição e decaimento de poluentes
149
A água é um insumo de fundamental importância à vida, configurando elementos 
insubstituíveis em diversas atividades humanas, além de ocasionar um equilíbrio no 
meio ambiente.
Embora a humanidade dependa desse recurso para sobrevivência e para o 
desenvolvimento econômico, a sociedade acaba sempre por poluir e degradar nossos 
recursos hídricos, não dando o devido valor merecido.
Atualmente o Brasil possui uma privilegiada situação em relação a sua disponibilidade 
hídrica, porém, cerca de 70% da água doce do país encontra-se na região amazônica, 
que é habitada por menos de 5% da população. Além disso, o problema de escassez 
hídrica no Brasil é consequência dos desordenados processos de urbanização, 
industrialização e expansão agrícola, que, quando combinados com o crescimento 
exagerado das demandas localizadas e da degradação da qualidade da água, agravam 
os problemas mais ainda, pois a partir desse momento se prejudica a qualidade de vida 
da população.
Sabe-se que os recursos hídricos têm capacidade de diluir os esgotos e os resíduos, 
mediante processos físicos, químicos e biológicos, que proporcionam a sua 
autodepuração. Entretanto, essa capacidade é limitada em quantidade e qualidade dos 
recursos hídricos existentes.
3.7.1 Autodepuração
De acordo com Braga (2002), o fenômeno da autodepuração é um processo natural de 
recuperação de um corpo d’ água que foi poluído por lançamentos de matéria orgânica 
biodegradável e é realizado por meio de processos físicos (diluição, sedimentação), 
químicos (oxidação) e biológicos. 
150
Segundo Mota (1998), esse fenômeno está associado à capacidade de o meio aquático 
retornar ao seu equilíbrio após as alterações induzidas pelos despejos afluentes. De 
acordo com Von Sperling (2007) não existe uma depuração absoluta; mesmo que a 
estabilização seja completa, o oxigênio consumido seja totalmente recuperado e o 
ecossistema atinja novamente o seu equilíbrio, sempre haverá a formação de certos 
produtos e subprodutos da decomposição que não serão degradados e poderão 
ocasionar outros danos ao meio aquático. 
O processo de estabilização da matéria orgânica é realizado por micro-organismos 
decompositores (as bactérias) que estão presentes nos corpos d’ água. Elas têm a 
função de degradar a matéria orgânica que é lançada no rio, e faz isso através de 
processos químicos, consumindo o oxigênio dissolvido (OD). Ao fazer isso, as bactérias 
acabam por competir com as demais espécies, por exemplo, os peixes, pois elas não 
precisam de muito oxigênio para sobreviver. Reduzindo o oxigênio dissolvido que tem 
no meio aquático, começa a ocorrer um novo fenômeno, o de sucessão biológica, onde 
organismos que necessitam de mais oxigênio começam a morrer, e o que dependem de 
menos, começam a se proliferar. Após ocorrer a total degradação da matéria orgânica 
o OD começa a aumentar novamente, o curso d’ água tende a se recuperar 
naturalmente, até estabelecer o equilíbrio com as comunidades locais (Zorzal, 2009).
Para identificarse o oxigênio dissolvido na água está adequado, dentro dos padrões de 
qualidade estabelecidos e se existe poluição, nós medimos a DBO (Demanda 
Bioquímica de Oxigênio). A DBO é um dos principais parâmetros utilizados para avaliar 
o efeito produzido pelo impacto de despejos domésticos ou industriais sobre os cursos 
d’ água. 
A autodepuração em rios é um processo que se desenvolve ao longo do tempo e ocorre 
longitudinalmente, quando através de analises físico-químicas conseguimos identificar 
as zonas de autodepuração. Braga (2002) as divide em quatro: zona de degradação, 
zona de decomposição ativa, zona de recuperação e zona de água limpa. De acordo 
151
com Benassi (2002), segue abaixo a definição de cada zona no processo de 
autodepuração.
- Zona de degradação: no local onde é feito o lançamento da fonte poluidora. A água 
torna-se turva, ocorrendo deposição de partículas no fundo. Há nesta zona alta 
concentração de matéria orgânica, sendo a decomposição lenta devido à adaptação 
dos microrganismos. O número de espécies diminui sensivelmente, mas o teor de 
oxigênio ainda é suficiente para permitir uma diversidade de espécies. A quantidade 
de coliformes é elevada; também são encontrados protozoários e fungos, entre 
outros. A presença de algas é rara devido à dificuldade de penetração da luz.
- Zona de decomposição ativa: neste ponto o ecossistema tende a se organizar, 
com microrganismos aeróbios e anaeróbios que desempenham ativamente a 
decomposição da matéria orgânica introduzida, provocando a queda do oxigênio 
dissolvido (atingindo sua menor concentração) e o aumento da DBO, e com isso a 
indução do predomínio de organismos anaeróbios. O número de bactérias 
patogênicas diminui rapidamente, uma vez que estas não resistem à nova condição 
ambiental. Há nesta fase desprendimento de gases do sedimento, provocando mau 
cheiro. O nitrogênio é encontrado em grande quantidade, ainda na forma orgânica, 
mas predominantemente na forma de amônia que pode iniciar sua oxidação a 
nitratos. O número de protozoários se eleva; ocorre a presença de macrorganismos 
e larvas de insetos (sucessão ecológica). A macrofauna ainda é restrita.
- Zona de recuperação: Após a fase de intenso consumo de oxigênio pelos micro-
organismos e de degradação, a matéria orgânica já se apresenta estabilizada. 
Começam a surgir os organismos autotróficos, favorecidos devido à presença de 
nitritos, nitratos e fosfatos, os quais são nutrientes para as algas. Há aumento da 
transparência da água o que favorece os processos de fotossíntese. Estes 
organismos autotróficos começam então a participar da reoxigenação da água, 
melhorando as características desta. As algas azuis são os primeiros organismos a 
aparecerem, depois os flagelados, algas verdes e, finalmente as diatomáceas. O 
152
material depositado no fundo tem uma granulometria mais grossa e não apresenta 
mau cheiro.
- Zona de águas limpas: O corpo d’água volta às condições normais, pelo menos em 
relação ao oxigênio dissolvido e matéria orgânica. Devido à mineralização ocorrida 
nas zonas anteriores, as águas são ricas em nutrientes, e a produção de algas é 
maior. Há um restabelecimento da cadeia alimentar. A diversidade de espécies é 
grande. O ecossistema encontra-se estável, as águas atingem nesta zona as 
condições existentes antes do lançamento dos esgotos, pelo menos no que diz 
respeito ao teor de oxigênio dissolvido, ao DBO e aos valores de coliformes. 
Predominam as formas mais oxidadas e estáveis de compostos minerais: nitratos, 
fosfatos, entre outros. 
A figura 49 apresenta essas zonas delimitadas com base na trajetória de três principais 
parâmetros (matéria orgânica, bactérias decompositoras e oxigênio dissolvido).
Von Sperling (1995), também fez considerações a respeito destas zonas de 
autodepuração, citando ainda que nas primeiras há predominância exclusiva de 
organismos heterotróficos, ou seja, a respiração supera a produção fotossintética (P/R 
< 1), devido ao lançamento de efluente contendo grande aporte de matéria orgânica. 
Esta colocação torna-se interessante quando consideramos a teoria do “Continuo 
Fluvial”.
153
Figura 49 - Perfil das zonas de autodepuração ao longo do trecho de um rio.
Fonte: Zorzal, 2009 apud Von Sperling (2007)
Segundo Benassi (2002), os ecossistemas possuem certa estabilidade de resistência 
diante do estresse causado por atividades antrópicas, e uma capacidade de recuperar-
se através de processos ecológicos como autodepuração. As zonas de autodepuração 
demonstram como os ecossistemas reagem frente ao lançamento de resíduos 
orgânicos em um corpo d’água. O monitoramento pode mostrar um desequilíbrio no 
sistema, quando o lançamento supera a capacidade suporte do meio. Este 
monitoramento, que pode ser realizado com aplicação de modelos de qualidade de 
água, pode fornecer previsões ao longo do tempo.
Benassi (2002), diz que o conceito de capacidade de autodepuração apresenta a 
mesma relatividade que o conceito poluição. Uma água pode ser considerada 
154
depurada, sob o ponto de vista ecológico, mesmo que não esteja totalmente purificada 
em termos higiênicos apresentando, por exemplo, organismos patogênicos. Logo, a 
capacidade de autodepuração está intimamente relacionada aos usos preponderantes 
a que se destina cada trecho de um curso d’água.
3.7.2 Vazão de Diluição
A vazão de diluição está ligada a aspectos qualitativos e quantitativos do efluente na 
hora do empreendedor realizar o lançamento em um rio. Para isso existe uma Política 
Nacional de Gerenciamento de Recursos Hídricos, Lei n° 9.433/97 que trata da outorga 
do lançamento de efluentes e a outorga de vazão de diluição. 
Em seu artigo 12 trata sobre os usos sujeitos à outorga pelo poder público no Brasil, 
que são:
“ I – derivação ou captação de parcela da água existente em um corpo de água 
para consumo final, inclusive abastecimento público, ou insumo de processo 
produtivo;
II – extração de água de aquífero subterrâneo para consumo final ou insumo de 
processo produtivo;
III – lançamento em corpo hídrico de esgotos e demais resíduos líquidos ou 
gasosos, tratados ou não, com o fim de sua diluição, transporte ou disposição 
final.”
Nesta mesma Lei, a outorga qualitativa está disposta, portanto, em termos de 
uma outorga para o lançamento de efluentes (inciso III). O Projeto de Lei Federal n° 
1616 (em tramitação desde 1999 no Congresso Nacional) dispõe sobre a gestão 
administrativa e a organização institucional do Sistema Nacional de Gerenciamento de 
Recursos Hídricos e possui um capítulo que trata da “sistemática de outorga do direito 
de uso de recursos hídricos”. É neste capitulo que está descrito e especificado como se 
obtêm a outorga para diluição de resíduos em corpos hídricos.
O PL dispõe que:
155
“Para fins de lançamento de efluente, a vazão de diluição será fixada de forma 
compatível com a carga poluente, podendo variar ao longo do prazo de duração 
da outorga, em função da concentração máxima de cada indicador de poluição 
estabelecida pelo Comitê de Bacia Hidrográfica ou, na falta deste, pelo poder 
outorgante”.
E que:
“As vazões de diluição serão calculadas separadamente, em função da 
natureza do poluente”.
A proposta de outorga em termos de vazão de diluição foi disposta também na 
Resolução n° 16/2001 do CNRH que no seu artigo 15 especifica que:
“A outorga de direito de uso da água para o lançamento de efluentes será dada 
em quantidade de água necessária para a diluição da carga poluente, que pode 
variar ao longo do prazo de validade da outorga, com base nos padrões de 
qualidade da água correspondentes à classe de enquadramento do respectivo 
corpo receptor e/ou em critérios específicos definidos no correspondenteplano 
de recursos hídricos ou pelos órgãos competentes”. 
A diferença entre as duas abordagens está na forma de quantificação da outorga de 
lançamentos de resíduos em corpos hídricos, onde no PL n° 1616 e na Resolução 
CNRH n° 16/2001 se dá em termos do cálculo da vazão de diluição necessária para 
atender ao limite de concentração de cada parâmetro estabelecido pela classe de 
enquadramento, a qual é definida pela Resolução do Conselho Nacional do Meio 
Ambiente CONAMA n° 430/2011.
Para saber mais sobre as condições e os parâmetros de lançamento de efluentes em 
corpos hídricos consultar Resolução n°430/2011.
156
REFERÊNCIA
ANA/BANCO MUNDIAL/PROÁGUA NACIONAL/COGERH. Revisão do Plano de 
Gerenciamento das Águas das Bacias Metropolitanas e Elaboração dos Planos de 
Gerenciamento das Águas das Bacias do Litoral, Acaraú e Coreaú, no Estado do 
Ceará. Fase 2 – Planejamento. Fortaleza/CE, 2010.
BARBOSA, P. R. Hidrologia Geral. Escola Politécnica da Universidade Federal do Rio 
de Janeiro, departamento de recursos hídricos e meio ambiente. Rio de Janeiro, 2010.
BARBOSA, A. R. B. Jr. Apostila de Hidrologia Aplicada. 2005
BRASIL. CONSELHO NACIONAL DE RECURSOS HÍDRICOS. Resolução nº 129, de 
29 de novembro de 2000. Disponível em: <http://www.cnrh.gov.br/sitio/index.php?
option=com_content&view=article&id=14>. Acesso em 10 de julho de 2012.
BRASIL. CONSELHO NACIONAL DE RECURSOS HÍDRICOS. Resolução nº 32, de 
15 de outubro de 2003. Disponível em: < http://www.cnrh.gov.br/sitio/index.php?
option=com_content&view=article&id=14>. Acesso em 10 de julho de 2012.
BRASIL. CONSELHO NACIONAL DE RECURSOS HÍDRICOS. Plano Nacional de 
Recursos Hídricos (PNRH). Disponível em 
http://www2.ana.gov.br/Paginas/default.aspx. Acesso em 10 de julho de 2012.
BENASSI, S. F. Estudo das variáveis limnológicas e do processo de 
autodepuração da “Descontinuidade Serial” do Ribeirão Bonito (SP). São Carlos. 
Dissertação (mestrado) – Escola de Engenharia de São Carlos, Universidade de São 
Paulo, 2002.
BORBAS, M. P.; SEMMELMAN, F. R. Elementos de Engenharia de Sedimentos. 
Hidrologia – Ciência e Aplicação. 1993. Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª 
reimp. – Porto Alegre: Editora da UFRGS/ABRH. 2012.
CARVALHO, N.O.; FILIZOLA JÚNIOR, N.P.; SANTOS, P.M.C.; LIMA, J.E.F.W. Guia de 
práticas sedimentométricas. Brasília: ANEEL. 2000. 154p.
157
CARVALHO, M. A.; MÉLLO JUNIOR, A. V.; SCHARDONG, A.; PORTO, R. L. L. Sistema 
de suporte à decisão para alocação de água em projetos de irrigação. Rev. bras. eng. 
agríc. ambient. vol.13 no.1 Campina Grande Jan./Feb. 2009.
CARVALHO, D. F.; SILVA, L. D. B., 2006. Hidrologia. Escoamento Superficial. P. 95-
115.
CARVALHO, M. A. Sistema de suporte a decisão para alocação de água em 
projetos de irrigação. São Paulo: EPUSP, 2003. 219p. Tese Doutorado.
CHEVALLIER, P. Aquisição e Processamento de dados. Hidrologia – Ciência e 
Aplicação. 1993. Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto Alegre: 
Editora da UFRGS/ABRH. 2012.
COLLISCHONN, W.; TASSI, R. Introduzindo Hidrologia. Porto Alegre. UFRGS, 2011.
COMPANHIA DE TECNOLOGIA DE SANEAMENTO AMBIENTAL – CETESB. Relatório 
de qualidade das águas interiores do Estado de São Paulo 2008. (Série Relatórios / 
Secretaria de Estado do Meio Ambiente, ISSN 0103-4103). São Paulo: CETESB, 2008.
DAVIS, E. G.; NAGHETTINI, M. C., 2000. Estudo de Chuvas Intensas no Estado do 
Rio de Janeiro. 2ª ed. revista e ampliada. Brasília: CPRM, 2000.
DESTEFANI, E. V. Regime Hidrológico do rio Ivaí – PR. Maringá. Dissertação 
(Mestrado) - Universidade Estadual de Maringá, 2005. 95 p.
HOLTZ, A. C. T.; PINTO, N. L. S.. Propagação de cheias. Hidrologia Básica. 1976 São 
Paulo: Editora Blucher. 12ª reimpressão – 2010.
LANNA, A. E. Regularização de Vazões em Reservatórios. Hidrologia – Ciência e 
Aplicação. 1993. Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto Alegre: 
Editora da UFRGS/ABRH. 2012.
MARINS, A. P. Simulação hidrolÓgica o reservatório do Vacacaí-Mirim/ Santa 
Maria-RS – Utilizando o sistema IPHS1. Santa Maria. Dissertação (Mestrado). 
Programa de pós-graduação de Engenharia Civil da Universidade Federal de Santa 
Maria, 2004.
158
MARTINS, J. A. Escoamento Superficial. Hidrologia Básica. 1976 São Paulo: Editora 
Blucher. 12ª reimpressão – 2010.
MARTINS, J. A. Infiltração. Hidrologia Básica. 1976 São Paulo: Editora Blucher. 12ª 
reimpressão – 2010.
MENDIONDO, E. M. Sistemas para previsão de enchentes: desafios e 
oportunidades. I SIBRADEN – Simpósio Brasileiro de Desastres Naturais, 2004. 
Disponível em: http://www.shs.eesc.usp.br/laboratorios/hidraulica/. Acesso em: 02 set. 
2006.
PEDRAZZI, J. A. Apostila de Hidrologia. Sorocaba:FACENS, 2003.
PEREIRA, G. M.; MELLO, C. R. Hidrometria. Aula Prática 6. Universidade Federal de 
Lavras. Disponível em <http://www.deg.ufla.br/site/_adm/upload/file/6_Aula%20pratica
%206.pdf> Acesso em 6 de julho de 2012.
PORTO, R. L.; FILHO, K. Z.; MARCELLINI, S. S., 1999. Hidrologia Aplicada – 
Escoamento Superficial: Análise do Hidrograma e Hidrograma Unitário. Escola 
Politécnica da Universidade de São Paulo, departamento de engenharia hidráulica e 
sanitária. São Paulo, 1999. 
PORTO, R. L. L.; AZEVEDO, L. G. T. Sistemas de suporte a decisões de recursos 
hídricos. In: Porto, R. L. L. Técnicas quantitativas para o gerenciamento de recursos 
hídrico. Porto Alegre: UFRGS/ABRH, 1997. cap.2, p.43-95.
PORTO, R. L. L. et al. Medição de vazão e Curva-chave. Escola Politécnica da 
Universidade de São Paulo, departamento de engenharia hidráulica e sanitária. São 
Paulo, 2001.
RIGHETTO, A. M. Hidrologia e recursos hídricos. São Carlos: EESC/USP, 1998. 840 
p. : Il.
SCAPIN, J. Caracterização do Transporte de Sedimentos em um Pequeno Rio 
Urbano na Cidade de Santa Maria - RS. Dissertação (Mestrado). Santa Maria. Pós-
Graduação em Engenharia Civil, Área de Concentração em Recursos Hídricos e 
Saneamento Ambiental, da Universidade Federal de Santa Maria (UFSM, RS), 2005. 
115 p.
159
SILVEIRA, A. L. L. Ciclo Hidrológico e Bacia Hidrográfica. Hidrologia – Ciência e 
Aplicação. 1993. Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto Alegre: 
Editora da UFRGS/ABRH. 2012.
TASSI, R; COLLISCHONN, W. Notas de aula de Hidrologia. Porto Alegre. UFRGS, 
2007.
TEIXEIRA, C. A. Apostila de Hidrologia Aplicada. Universidade Tecnológica Federal 
do Paraná. Departamento Acadêmico de Construção Civil. 2010.
TOMAZ, P. Infiltração e Balanço Hídrico – Introdução, 2006. Disponível em 
<http://www.infinitygs.com.br/livros/livro2_infiltracao_balanco_hidrico.pdf>. Acesso em 
17 de julho de 2012.
TUCCI, C. E. M. Hidrologia: Ciência e Aplicação. Hidrologia – Ciência e Aplicação. 
1993. Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto Alegre: Editora da 
UFRGS/ABRH. 2012.
TUCCI, C. E. M. Vazão Máxima e Hidrograma de Projeto. Hidrologia – Ciência e 
Aplicação. 1993. Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto Alegre: 
Editora da UFRGS/ABRH. 2012.
TUCCI, C. E. M. Regionalização de Vazões. Hidrologia – Ciência e Aplicação. 1993. 
Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto Alegre: Editora da 
UFRGS/ABRH. 2012.
TUCCI, C. E. M.; BELTRAME, L. F. S. Evaporação e Evapotranspiração. Hidrologia – 
Ciência e Aplicação. 1993. Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto 
Alegre: Editora da UFRGS/ABRH. 2012.
TUCCI, C. E. M.; BERTONI, J. C. Precipitação. Hidrologia – Ciência e Aplicação. 1993. 
Organizado por Carlos E. M. Tucci. 4ª ed. 4ª reimp. – Porto Alegre: Editora da 
UFRGS/ABRH. 2012.
TUCCI, C. E. M. Balanço Hídrico. Disponível em <http://rhama.net/wordpress/?
p=116>. Acesso em 15 de julho de 2012.
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE. Estação meteorológica 
da UFRN. Disponível em <http://www.cchla.ufrn.br/estacao/index/fotos.html>.Acesso 
em 15 de julho de 2012.
160
UNIVERSIDADE FEDERAL DE CAMPINA GRANDE. Unidade Acadêmica de 
Engenharia Civil. Pluviômetro e Pluviógrafo. Disponível em 
<http://www.dec.ufcg.edu.br/>. Acesso em 23 de maio de 2012.
USGS - United States Geological Survey . Ciclo Hidrológico. Disponível em 
<http://ga.water.usgs.gov/edu/watercycleportuguese.html>. Acesso em 15 de maio de 
2012.
VAREJÃO-SILVA, M. A. Meteorologia e Climatologia. Versão digital. Recife, 2005.
VILLELA, S. M.; MATTOS, A. Hidrologia Aplicada. São Paulo, McGraw-Hill do Brasil, 
1975. 245p.
VON SPERLING, M. Princípios do tratamento biológico de águas residuárias. Vol. 1. 
Introdução à qualidade das águas e ao tratamento de esgotos. Departamento de 
Engenharia Sanitária e Ambiental – UFMG. 1996. 243 p. 
ZORZAL, R. Sistema de Suporte à Decisão para Análise de Outorga de 
Lançamento de Efluentes de Fontes Pontuais em Rios. Vitória. Dissertação 
(mestrado) – Centro Tecnológico da Universidade Federal do Espírito Santo, 2009.
161