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NOTAS DE AULA

TICIANA M. CARVALHO STUDART

2003


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Notas de Aula – Prof a. Ticiana Marinho de Carvalho Studart

CCaappítuulloo

11 HHiiddrroollooggiiaa A Applliiccaaddaa 1. INTRODUÇÃO À HIDROLOGIANão é a toa que o Planeta Terra é chamado de “o Planeta Azul” - dois terços de sua superfície são

cobertos pela água de mares e oceanos (Figura 1.1). Na realidade, existe água em praticamente todo

lugar: sobre a superfície terrestre, na forma de rios, lagos, mares e oceanos; sob a superfície

terrestre, na forma de água subterrânea e umidade do solo e na atmosfera, na forma de vapor

d’água. A água, em certos locais, pode ocorrer de forma quase ilimitada, como nos oceanos, ou em

quantidades praticamente nulas, como nos desertos.

Figura 1.1 – Planeta Terra

Apesar da maior parte da água do Planeta, em qualquer momento, estar contida nos oceanos, a

mesma está em contínuo movimento, em um ciclo cuja fonte principal de energia é o sol e cuja

principal força atuante é a gravidade. A esta transferência ininterrupta da água do oceano para o

continente e do continente para o oceano (Figura 1.2), dá-se o nome de Ciclo Hidrológico.


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2Capítulo 1 Hidrologia Aplicada

OCEANOS CONTINENTE

CICLO HIDROLÓGICO

Figura 1.2 – Transferência da água oceano x continente

1.1. Etimologia e definição de Hidrologia

A palavra HIDROLOGIA é originada das palavras gregas HYDOR, que significa “água” e LOGOS, que

significa “ciência”. Hidrologia é, pois, a ciência que estuda a água.

Definição 1: Hidrologia é a ciência que trata da água na Terra, sua ocorrência, circulação e

distribuição, suas propriedades físicas e químicas, e sua reação com o meio ambiente, incluindo

sua relação com as formas vivas relacionada com toda a água da Terra, sua ocorrência,

distribuição e circulação, suas propriedades físicas e químicas, seu efeito sobre o meio ambiente

e sobre todas as formas da vida. (Definição proposta pelo US Federal Council for Sciences andTechnology (Chow, 1959)).

Por ser muito ampla, é difícil pensar numa ciência que não esteja incluída nesta definição. A Botânica,

ao estudar o transporte de água através dos vegetais ou a Medicina, ao estudar a água no corpo

humano, fariam parte da Hidrologia. Na prática, a definição de Hidrologia é:

Definição 2: A Hidrologia estuda as fases do ciclo hidrológico, descrevendo seu passado,

tentando prever seu futuro.

2. CICLO HIDROLÓGICO

A água diferencia-se dos demais recursos naturais pela notável propriedade de renovar-se

continuamente, graças ao ciclo hidrológico. Embora o movimento cíclico da água não tenha princípio

nem fim, costuma-se iniciar seu estudo descritivo pela evaporação da água dos oceanos, seguida de

sua precipitação sobre a superfície que, coletada pelos cursos d’ água, retorna ao local de partida.


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A descrição acima simplifica sobremaneira o processo que realmente ocorre (Figura 1.3), uma vez que

não estão computadas as eventuais interrupções que podem ocorrer em vários estágios (Ex.precipitação sobre o oceano) e a íntima dependência das intensidade e freqüência do ciclo hidrológico

com a geografia e o clima local.

Figura 1.3 – Ciclo Hidrológico. (Fonte: Hoff and Rodgers, 1991)

Alguns tópicos podem ser destacados:

1. O sol constitui-se na fonte de energia para a realização do ciclo. O calor por ele liberado

atua sobre a superfície dos oceanos, rios e lagos estimulando a conversão da água do

estado líquido para gasoso.

2. A ascensão do vapor d’ água conduz à formação de nuvens, que podem se deslocar, sob a

ação do vento, para regiões continentais.

3. Sob condições favoráveis a água condensada nas nuvens precipita (sob forma de neve,

granizo ou chuva)(1) podendo ser dispersada de várias formas:

(1) Quando a precipitação se dá sob forma de neve ou granizo, a retenção no solo é mais demorada, até que ali se processe afusão.


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? Retenção temporária ao solo próximo de onde caiu;

? Escoamento sobre a superfície do solo ou através do solo para os rios;

? Penetração no solo profundo.

4. Atingindo os veios d’ água, a água prossegue seu caminho de volta ao oceano,

completando o ciclo.

5. As depressões superficiais porventura existentes retém a água precipitada

temporariamente. Essa água poderá retornar para compor fases seguintes do ciclo pela

evaporação e transpiração da plantas.

6. Os escoamentos superficial e subterrâneo decorrem da ação da gravidade, podendo parte

desta água ser evaporada ou infiltrada antes de atingir o curso d’ água.

7. Atingindo os veios d’água, a água prossegue seu caminho de volta ao oceano,

completando o ciclo.

8. A evaporação acompanha o ciclo hidrológico em quase todas as suas fases, seja durante aprecipitação, seja durante o escoamento superficial.

Dotado de certa aleatoriedade temporal e espacial, o ciclo hidrológico configura processos bem mais

complexos que os acima descritos. Uma vez que as etapas precedentes à precipitação estão dentro do

escopo da meteorologia, compete ao hidrólogo conhecer principalmente as fases do ciclo que se

processam sobre a superfície terrestre, quais sejam, precipitação, evaporação e transpiração,

escoamento superficial e escoamento subterrâneo.

3. UM POUCO DA HISTÓRIA DA HIDROLOGIA

Os mais antigos trabalhos de drenagem e irrigação em larga escala são atribuídos ao Faraó Menés,

fundador da primeira dinastia egípcia, que barrou o rio Nilo próximo a Mênphis, com uma barragem

de 15m e extensão de aproximadamente 500 metros, para alimentar o canal de irrigação.

Também no Egito encontram-se os primeiros registros sistemáticos de níveis de enchentes. Estes

registros datam de 3.500 a.C. e indicavam aos agricultores a época oportuna de romper os diques para


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inundar e fertilizar as terras agricultáveis. Nota-se que, aos egípcios, pouco importava o estudo da

Hidrologia como ciência e sim. A sua utilização.

Muitos conceitos errôneos e falhas de compreensão atravessaram o desenvolvimento da engenharia

no seu sentido atual. Os gregos foram os primeiros filósofos que estudaram seriamente a Hidrologia,

com Aristóteles sugerindo que os rios eram alimentados pelas chuvas. Sua maior dificuldade eram

explicar a origem da água subterrânea. Somente na época de Leonardo da Vinci (por volta de 1.500

d.C)a idéia da alimentação dos rios pela precipitação começou a ser aceita. No entanto, foi apenas no

ano de 1694 que Perrault, através de medidas pluviométricas na bacia do rio Sena, demonstrou,

quantitativamente, que o volume precipitado ao longo do ano era suficiente para manter o volume

escoado.

O astrônomo inglês Halley, em 1693, provou que a evaporação da água do mar era suficiente para

responder por todas as nascentes e fluxos d’água. Mariotte, 1em 1686, mediu a velocidade do rio

Sena. Estes primeiros conhecimentos de Hidrologia permitiram inúmros avanços no Século XVIII,

incluindo o teorema de Bernoulli, o Tubo P itot e a Fórmula de Chèzy, que formam a base da Hidrául ica

e da Mecânica dos Fluidos.

Durante o Século XIX, foram feitos significantes avanços na teoria da água subterrânea, incluindo a

Lei de Darcy. No que se refere à Hidrologia de águas superficiais, muitas fórmulas e instrumentos demedição foram criados.

Chow (1954) chamou o período compreendido entre 1900 e 1930 ficou conhecido como o Período do

Empirismo. O período de 1930 a 1950 seria o Período da Racionalização. Datam desta época o

Hidrograma Uni tário de Sherman (1932) e a Teoria da Infiltração de Horton (1933). Entre 1940 a 1950

foram feitos significantes avanços no entendimento do processo de evaporação. Em 1958, Gumbel

llança as bases da moderna hidrologia estocástica. A partir da década de 70, a Hidrologia passa a

contar com o avanços computacionais, o que levaram ao desenvolvimento de muitos modelos de

simulação

4. DISPONIBILIDADES HÍDRICAS MUNDIAIS

Segundo Lvovich (apud Raudikivi, 1979), a ordem de grandeza e a distribuição das disponibilidades

hídricas no mundo são as mostradas na Tabela 1.1.


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Tabela 1.1 – Distribuição das disponibilidades hídricas no mundo

Fonte Superfície

(106 Km2)

Volume

(106 Km2)

% do Volume Total

Oceanos 360 1.370.323 93,93

Águas Subterrâneas - 64.000 4,39

Geleiras e Neve Perpétua 16 24.000 1,65

Lagos - 230 0,016

Umidade do Solo - 75 0,005

Água na Atmosfera 510 14 0,001

Rios 1,2 0,0001

Total 1.458.643 100

Fonte: Raudikivi (1979)

Deste total, cerca de 94% é de água salgada e apenas 6%, de água doce. Desconsiderando a

quantidade de água doce sob forma de geleiras, águas subterrâneas e umidade atmosférica, ínfimos

0,0161% do total da água do Planeta estão disponíveis em rios e lagos (Figura 1.4), os quais não se

encontram eqüitativamente distribuídos sobre todo o Planeta.

Figura 1.4 – Água doce disponível em lagos e rios

Para se dar uma pequena idéia da má distribuição espacial da água, cita-se o exemplo do Brasil, que

possui cerca de 12% das reservas hídricas superficiais do mundo, mas com aproximadamente 65%

destes recursos concentrados na Amazônia.


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Questões a se pensar:

1. Por que se preocupar com as várias fases do ciclo hidrológico?2. Se o estudo da Hidrologia não era importante há 30-40 anos atrás, por que o deveria

ser hoje?

3. Se essa quantidade de água doce nunca foi motivo de grandes preocupações, por que o

seria agora?

5. A ÁGUA E O DESENVOLVIMENTO

A água sempre desempenhou um papel fundamental na história da humanidade. O surgimento das

cidades sempre se deu ao longo os rios. Entretanto, não se tinha a percepção da importância da águacomo hoje, uma vez que sua qualidade e quantidade eram adequadas às necessidades da época –

abastecimento, diluição de dejetos, pesca, geração de energia, entre outros. Como as fontes hídricas

não eram desenvolvidas no limite de sua possibilidades, havia pouco interesse em se obter dados e

conhecimento a respeito de suas capacidades máximas, e assim a Hidrologia, como ciência, pouco

se desenvolveu.

Hoje, o cenário é outro. Segundo a Organização das Nações Unidas (ONU), o consumo mundial de

água doce dobrou nos últimos 50 anos e corresponde, atualmente, à metade de todos os recursos

hídricos acessíveis. Explorar tais recursos foi o motor do desenvolvimento econômico de muitos países,sobretudo na agricultura, abastecimento humano e animal, geração de energia, indústria e transporte.

Porém a competição por água entre tais setores vem degradando as fontes naturais, das quais o

mundo depende. O ciclo natural da água tem sido interrompido ou alterado em regiões muito

artificializadas, como as megacidades.

É consenso geral que a gestão das águas é uma necessidade. E assim, a Hidrologia ressurge, hoje,

como ferramenta indispensável para tal fim, uma vez é a ciência que trata do entendimento dos

processos naturais que dão base aos projetos de suprimento de água. Só ela pode avaliar como e

quanto o ciclo hidrológico pode ser modificado pelas atividades humanas.

No passado, já existiam estes sinais de desconhecimento da Hidrologia, mas os mesmos só afetavam

pequenas parcelas da população e tinham pouca divulgação. Isto tem mudado significativamente nos

últimos 30 anos. Hoje já se tem o entendimento que a prosperidade e a sobrevivência da humanidade

é função da disponibilidade de água doce e potável e que, a cada ano nascem mais alguns milhões de

consumidores e não é criada, sequer, uma gota d’água a mais no Planeta.


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Os múltiplos usos e usuários disputando um mesmo litro de água e a perspectiva de demandas

ainda maiores no futuro indicam que mais e mais profissionais – e não somente o engenheiro –necessitam ter conhecimentos de Hidrologia. Somente assim os tomadores de decisão poderão avaliar

as vantagens e desvantagens de cada alteração proposta no ciclo hidrológico.

Exemplos da falta de conhecimentos de Hidrologia na sociedade moderna:

1. Construção nas planícies aluviais de rios

2. Reservatórios superdimensionados

3. Problemas de drenagem urbana

4. Construção e reservatórios pouco profundos em regiões com altas taxas de evaporação

5. Perfuração de poços secos em regiões cristalinas6. Problemas de salinização de solos em projetos de irrigação em regiões áridas e semi-

áridas

Exemplo concreto 1: o Açude Cedro – Ce

O Açude Cedro foi construído em 1906, no município de Quixadá, Ceará. Exemplo clássico de falta de

conhecimento hidrológico, o reservatório foi superdimensionado, construído com capacidade de

acumulação equivalente a seis vezes seu volume afluente anual. Tendo sangrado pouquíssimas vezes

desde sua construção, a Figura 1.5 mostra uma das ocasiões em que esvaziou totalmente, em 2001.

Figura 1.5 - Açude Cedro – Ce (vazio em novembro de 2001)


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Exemplo concreto 2: Inundação em Fortaleza, Ce

A Figura 1.6 mostra um problema de drenagem urbana característ icos das grandes cidades, no caso,

Fortaleza, Ce.

Figura 1.6--Enchente em Fortaleza, Ce

6. APLICAÇ ÕES DA HIDROLOGIA À ENGENHARIA

A Hidrologia não é uma ciência pura, uma vez que o objeto de estudo é usualmente dirigido para

aplicações práticas, sendo assim, o termo “Hidrologia Aplicada” é freqüentemente utilizado. Eis

algumas das aplicações da hidrologia:

? Escolha de fontes de abastecimento de água

? Subterrânea - locação do poço e capacidade de bombeamento

? Superficial – locação da barragem, estimativa da vazão afluente e da vazão a serregularizada, dimensionamento do reservatório e do sangradouro

? Drenagem urbana – dimensionamento de bueiros

? Drenagem de rodovias – dimensionamento de pontes e pontilhões

? Irrigação – fonte de abastecimento, estimativa da evapotranspiração da cultura


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? Controle de enchentes – dragagem do leito do rio, construção de reservatórios de controlede cheias

Exemplo concreto 1: cheias e secas no rio Capibaribe

A Bacia do rio Capibaribe, Pernambuco, tem sua história intimamente ligada a episódios de cheias

catastróficas, notadamente na Região Metropolitana de Recife. Entretanto, nos últimos anos, a cidade

vem sendo atingida por uma grave crise no abastecimento d’água, sendo obrigatório o uso extensivo

de carros-pipa. Os quatro maiores açudes da bacia – Jucazinho, Carpina, Goitá e Tapacurá,

representam cerca de 91% do total acumulado nos açudes mais importantes da bacia e são utilizados

tanto para controle de cheias como para o abastecimento. A operação de reservatórios com múltiplas

finalidades é feita tradicionalmente com a divisão do volume total armazenável em zonas para oatendimento de seus diferentes objetivos. Na prática, a divisão consiste em se alocar volumes de

reserva para as respectivas finalidades. Objetivos diametralmente conflitantes, como controle de

cheias – que requer que a parte do volume destinada a este fim permaneça seca para que a cheia

possa assim ser contida – e conservação – que precisa que a água seja efetivamente armazenada

para usos futuros em irrigação e abastecimento municipal e industrial – não são fáceis de conciliar.

As figuras 1.7 e 1.8 mostram, respectivamente, um esquema da bacia hidrográfica do rio Capibaribe

com seus barramentos constru ídos ao longo de seu leito, e Recife em um episódio de inundação.

Figura 1.7 -- Bacia hidrográfica do rio Capibaribe (Pe) e seus barramentos


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Figura 1.6--Enchente em Recife, Pe

7. RELAÇÃO DA HIDROLOGIA COM OUTRAS CIÊNCIAS

Devido a natureza complexa do ciclo hidrológico e suas relações com os padrões climáticos, tipos de

solos, topografia e geologia, as fronteiras entre a hidrologia e as outras ciências da terra, tais como

meteorologia, geologia, ecologia e oceanografia não são muito distintas. Na realidade, tais ciênciastambém podem ser consideradas ramos da hidrologia:

? Meteorologia e Hidrometeorologia – estudo da água atmosférica.

? Oceanografia – estudo dos oceanos.

? Hidrografia – estudo das águas superficiais.

? Potamologia – estudo dos rios.

? Limnologia – estudo dos lagos e reservatórios.

? Hidrogeologia – estudo das águas subterrâneas.

Sendo assim, poucos problemas hidrológicos podem ficar limitados a apenas um desses ramos.

Freqüentemente, devido a grande inter-relações do fenômeno, a solução do problema só pode ser

dada através de uma discussão interdisciplinar com profissionais de um ou mais desses ramos. Muitas

outras ciências podem ainda ser utilizadas na Hidrologia, tais como física, química, geologia, geografia,

mecânica dos fluidos, estatística, economia, computação, direito, etc.


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CC aa pp íítt uu lloo

22Ba c ia Hid ro g rá fic a

1. GENERALIDADES

O ciclo hidrológico, se considerado de maneira global, pode ser visto como um sistema hidrológico

fechado, uma vez que a quantidade total da água existente em nosso planeta é constante. Entretanto, é

comum o estudo, pelos hidrólogos, de subsistemas abertos. A bacia hidrográfica destaca-se como região

de efetiva importância prática devido a simplicidade de que oferece na aplicação do balanço hídrico.

2. DEFINIÇÃO

Segundo Viessman, Harbaugh e Knapp (1972), bacia hidrográfica é uma área definida

topograficamente, drenada por um curso d’ água ou um sistema conectado de cursos d’ água, dispondo

de uma simples saída para que toda vazão efluente seja descarregada.

3 . D IVISO RES

O primeiro passo a ser seguido na caracterização de uma bacia é, exatamente, a delimitação deseu contorno, ou seja, a linha de separação que divide as precipitações em bacias vizinhas,

encaminhando o escoamento superficial para um ou outro sistema fluvial.

São 3 os divisores de uma bacia:

Geológico

Freático

Topográfico

Dadas as dificuldades de se efetivar o traçado limitante com base nas formações rochosas (os

estratos não seguem um comportamento sistemático e a água precipitada pode escoar antes de infiltrar)

e no nível freático (devido as alterações ao longo das estações do ano), o que se faz na prática é limitar a

bacia a partir de curvas de nível, tomando pontos de cotas mais elevadas para comporem a linha da

divisão topográfica.


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Cap. 2 Bacia Hidrográfica 2

Figura 2.1 – Corte transversal de uma bacia (Fonte: VILLELA, 1975)

4. CARACTERÍSTICAS FÍSICAS DE UMA BACIA HIDROGRÁFICA

As características físicas de uma bacia compõem importante grupo de fatores que influem no

escoamento superficial. A seguir, faremos, de forma sucinta, uma abordagem de efeitos relacionados a

cada um deles, tendo como exemplo os dados da Bacia do Riacho do Faustino, localizada no município do

Crato, Ceará.

4.1. ÁREA DE DRENAGEM

A área de uma bacia é a área plana inclusa entre seus divisores topográficos. É obtida com a

utilização de um planímetro.

A bacia do Riacho do Faustino tem uma área de 26,4 Km2.


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Figura 2.2 – Bacia hidrográfica do Riacho do Faustino (Crato-Ceará)

4.2. FORMA DA BACIA

Após ter seu contorno definido, a bacia hidrográfica apresenta um formato. É evidente que este

formato tem uma influência sobre o escoamento global; este efeito pode ser melhor demonstrado através

da apresentação de 3 bacias de formatos diferentes, porém de mesma área e sujeitas a uma precipitação

de mesma intensidade. Dividindo-as em segmentos concêntricos, dentro dos quais todos os pontos se

encontram a uma mesma distância do ponto de controle, a bacia de formato A levará 10 unidades de

tempo (digamos horas) para que todos os pontos da bacia tenham contribuído para a descarga (tempo de

concentração). A bacia de formato B precisará de 5 horas e a C, de 8,5 horas. Assim a água será

fornecida ao rio principal mais rapidamente na bacia B, depois em C e A, nesta ordem.


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Figura 2.3 – O efeito da forma da bacia hidrográfica (Fonte: WILSON, 1969)

Exprimir satisfatoriamente a forma de uma bacia hidrográfica por meio de índice numérico não é

tarefa fácil. Apesar disto Gravelius propôs dois índices:

4.2 .1. C O EFICIENTE DE CO M PAC IDADE (KC )

É a relação entre os perímetros da bacia e de um círculo de área igual a da bacia:

r2

P

K c π= comπ

=∴

=π

Ar

Ar2

Substituindo, temos:

ππ

=

A 2

PK c

A

P 0,28 K c =

onde P e A são, respectivamente, o perímetro (medido com o curvímetro e expresso em Km) e a área da

bacia (medida com o planímetro, expressa em Km2). Um coeficiente mínimo igual a 1 corresponderia à

bacia circular; portanto, inexistindo outros fatores, quanto maior o K c menos propensa à enchente é abacia.

4.2.2. FATOR DE FORMA (Kf)

É a relação entre a largura média da bacia (L ) e o comprimento axial do curso d’ água (L). O

comprimento “L” é medido seguindo-se o curso d’ água mais longo desde a cabeceira mais distante da


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bacia até a desembocadura. A largura média é obtida pela divisão da área da bacia pelo comprimento da

bacia.

,LL

K f = mas L

A

L =

então,

2f L A

K =

Este índice também indica a maior ou menor tendência para enchentes de uma bacia. Uma bacia

com K f baixo, ou seja, com o L grande, terá menor propensão a enchentes que outra com mesma área,

mas K f maior. Isto se deve a fato de que, numa bacia estreita e longa (K f baixo), haver menor

possibilidade de ocorrência de chuvas intensas cobrindo simultaneamente toda a sua extensão. A bacia do Riacho do Faustino apresenta os seguintes dados:

A = 26,4 km2 = 26.413.000 m2

L = 10.500 m

P = 25.900 m

Assim,

41,126.413.000

25.900 28,0

A

P 28,0K c ===

41,1K c =

24,0)500.10(

000.413.26L A

K 22f

===

24,0K f =

4 .3 . SISTEM A D E DRENAG EM

O sistema de drenagem de uma bacia é constituído pelo rio principal e seus efluentes; o padrão de

seu sistema de drenagem tem um efeito marcante na taxa do “runoff” . Uma bacia bem drenada tem

menor tempo de concentração, ou seja, o escoamento superficial concentra-se mais rapidamente e os

picos de enchente são altos.


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As características de uma rede de drenagem podem ser razoavelmente descritos pela ordem dos

cursos d’ água, densidade de drenagem, extensão média do escoamento superficial e sinuosidade do

curso d’ água.

4.3 .1. O RDEM D OS CURSO S D’ ÁG UA

A ordem dos rios é uma classificação que reflete o grau de ramificação dentro de uma bacia. O

critério descrito a seguir foi introduzido por Horton e modificado por Strahler:

“Designam-se todos os afluentes que não se ramificam (podendo desembocar no rio principal ou

em seus ramos) como sendo de primeira ordem. Os cursos d’ água que somente recebem afluentes que

não se subdividem são de segunda ordem. Os de terceira ordem são formados pela reunião de dois

cursos d’ água de segunda ordem, e assim por diante.”

Figura 2.4 – Ordem dos cursos d’ água na bacia do Riacho do Faustino.

A ordem do rio principal mostra a extensão da ramificação da bacia.

4. 3. 2 . DENSIDAD E DE DRENAG EM

A densidade de drenagem é expressa pelo comprimento total de todos os cursos d’ água de uma

bacia (sejam eles efêmeros, intermitentes ou perenes) e sua área total.

AD 1d

∑=


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Para a Bacia do Riacho do Faustino:

2

d

1

m/m001511,0000.413.26

900.39D

m900.39

==∴

=∑

4.3.3. EXTENSÃO MÉDIA DO ESCOAMENTO SUPERFICIAL ( )

Este parâmetro indica a distância média que a água de chuva teria que escoar sobre os terrenos da

bacia (EM LINHA RETA) do ponto onde ocorreu sua queda até o curso d’ água mais próximo. Ele dá uma

idéia da distância média do escoamento superficial.

A bacia em estudo é transformada em retângulo de mesma área, onde o lado maior é a soma dos

comprimentos dos rios da bacia (L = ∑ i ).

Figura 2.5 – Extensão média do escoamento superficial (Fonte: VILLELA, 1975)

4. x L = A assim, =L4

A


m x

5,16539.9004

000.413.26==

= 0,165 km

4.3.4. SINUOSIDADE DO CURSO D’ ÁGUA (SIN)

É a relação entre o comprimento do rio principal (L) e o comprimento do talvegue (L t)

Sin =tL

L


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Figura 2.6 – Comprimento do rio principal (L) e comprimento do talveque (Lt)


L = 10.500 m

Lt = 8.540 m

Sin = 23,1540.8500.10

=

Sin = 1,23

Obs.: Lt (comprimento do talvegue é a medida em LINHA RETA entre os pontos inicial e final do

curso d’ água principal).

4. 4. RELEVO D A BACIA

4.4 .1. DECLIVIDADE M ÉDIA DA BACIA

A declividade dos terrenos de uma bacia controla em boa parte a velocidade com que se dá o

escoamento superficial (VILLELA, 1975). Quanto mais íngreme for o terreno, mais rápido será o

escoamento superficial, o tempo de concentração será menor e os picos de enchentes maiores.

A declividade da bacia pode ser determinada através do Método das Quadrículas. Este método

consiste em lançar sobre o mapa topográfico da bacia, um papel transparente sobre o qual está traçada


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uma malha quadriculada, com os pontos de interseção assinalados. A cada um desses pontos associa-se

um vetor perpendicular à curva de nível mais próxima (orientado no sentido do escoamento). As

declividades em cada vértice são obtidas, medindo-se na planta, as menores distâncias entre curvas de

níveis subsequentes; a declividade é o quociente entre a diferença da cota e a distância medida em plantaentre as curvas de nível.

Figura 2.7 – Método das quadrículas

Figura 2.8 – Declividade média da bacia do Riacho do Faustino.


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Após a determinação da declividade dos vetores, constroi-se uma tabela de distribuição de

freqüências, tomando-se uma amplitude para as classes.

Tabela 2.1 – Declividade média da bacia do Riacho do Faustino

CLASSES Fi f i (%) f i acum (%) Ponto Médio da Classe 2 X 50,0000 I 0,0500 16 29,63 100,00 0,0250 0,4000,0500 I 0,1000 12 22,22 70,37 0,0750 0,9000,1000 I 0,1500 13 24,07 48,15 0,1250 1,6250,1500 I 0,2000 4 7,42 24,08 0,1750 0,7000,2000 I 0,2500 0 0,00 16,66 0,2250 0,0000,2500 I 0,3000 7 12,96 3,70 0,2750 1,9250,3000 I 0,3500 0 0,00 3,70 0,3250 0,0000,3500 I 0,4000 0 0,00 3,70 0,3750 0,0000,4000 I 0,4500 0 0,00 3,70 0,4250 0,0000,4500 I 0,5000 0 0,00 3,70 0,4750 0,0000,5000 I 0,5500 0 0,00 3,70 0,5250 0,0000,5500 I 0,6000 2 3,70 3,70 0,5750 1,150

Σ 54 6,700

Declividade média da bacia = 12,41% ou m/m1241,054700,6

≅

A distribuição de freqüências pode ainda ser plotada no gráfico declividade x freqüência acumulada

(curva de distribuição de declividade). Diferentes bacias podem ser plotadas num mesmo gráfico para fins

de comparação; curvas mais íngremas indicam um escoamento mais rápido.

Figura 2.9 – Declividade de duas bacias (Fonte: WILSON, 1969)


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4.4 .2. O RIENTAÇ ÃO D A BAC IA

A orientação da bacia é importante no que diz respeito a ventos prevalecentes e ao padrão de

deslocamento de tempestades. O método da quadrículas também é utilizado, pela determinação doângulo “θ” formado pelo vetor conforme diagrama abaixo:

Figura 2.10 – Base para medição dos ângulos.

A amplitude das classes consideradas no agrupamento de vetores foi de 22,5o . Feita a distribuição

de freqüência, lançamo-la no diagrama Rosa dos Ventos.

Tabela 2.2 – Orientação da bacia do Riacho do Faustino

Classes de Ângulos f i f r(%)

0o 22,5o 1 1,85

22,5

o

45

o

3 5,56 45o 67,5o 2 3,70

67,5o 90o 5 9,26

90o 112,5o 3 5,56

112,5o 135o 3 5,56

135o 157,5o 2 3,70

157,5o 180o 2 3,70

180o 202,5o 2 3,70

202,5o 225o 5 9,26

225o 247,5o 10 18,50

247,5o 270o 5 9,26

270o 292,5o 4 7,41

292,5o 315o 5 9,26

315o 337,5o 2 3,70

337,5o 360o 0 0,00

54


24/207


247,50o 270o 292,50o

225o 315o

202,50o 337,50o

180o

0o

20o

157,50o 22,50o

135o 45o

112,50o 67,50o

90o

Figura 2.11 – Rosa dos ventos (a partir da tabela 2.1).

4.4 .3 . C URVA HIPSO M ÉTRIC A

Representa o estudo da variação da elevação dos vários terrenos da bacia com referência ao nível

do mar. Esta curva é traçada lançando-se em sistema cartesiano a cota versus o percentual da área de

drenagem com cota superior; para isto deve-se fazer a leitura planimétrica parceladamente. Os dados

foram dispostos em quadro de distribuição de freqüência.


25/207


Tabela 2.3 – Distribuição de freqüência (bacia do Riacho do Faustino).

Cotas (m) Ponto Médio(m)

Área(Km2)

Área Acumulada(km2)

% % Acumulada

2 x 3

680 640 660 0,0466 0,466 0,17 0,17 30,76

640 600 620 0,1866 0,2332 0,71 0,88 115,69600 560 580 0,3533 1,5865 5,12 6,00 784,91

560 520 540 2,6600 4,2465 10,07 16,07 1.436,40

520 480 500 5,3666 9,6131 20,32 36,39 2.683,30

480 440 460 6,5333 16,1464 24,74 61,13 3.005,32

440 400 420 7,0933 23,2397 26,86 87,99 2.979,19

400 360 380 2,800 26,0397 10,60 98,59 1.064,00

360 320 340 0,3733 26,4130 1,41 100,00 126,92

26,4130 12.226,49

Figura 2.12 – Curva hipsométrica

4.4 .4. ELEVAÇÃO M ÉDIA DA BACIA

A elevação média da bacia é obtida através do produto do ponto médio entre duas curvas de nível

e a área compreendida entre elas, (coluna 7 da Tabela 2.3), dividido pela área total.

A

P E

m∑=

iA x


26/207


9,462413,26

49,226.12== E

m E 9,462=

4.4.5. RETÂNGULO EQUIVALENTE

Consiste de um retângulo de mesma área e mesmo perímetro que a bacia, onde se dispõem curvas

de nível paralelas ao menor lado, de tal forma que mantenha sua hipsometria natural. O retângulo

equivalente permite interferências semelhantes às da curva hipsométrica.

Seja:

P = perímetro da bacia

A = área da baciaL = lado maior do retângulo equivalente

= lado menor do retângulo equivalente

K c = coeficiente de compacidade da bacia

A = L x

P = 2 ( )L +

Dado Kc, utiliza-se o ábaco ao lado e determina-se o valor de A

L

Figura 2. 13 – ÁbacocK x A

L (Fonte: VILLELA, 1975)


27/207


Para a Bacia do Riacho do Faustino, tem-se:

02,2 A

L

41.1K c =→=

Com A = 26,4 Km3 → L = 10,4 Km.

Mas,

( )

Km9,25P

L2

P

L 2P

=

−=

+=

Km5,2=

Figura 2.14 – Retângulo equivalente

Para determinar a distância entre as curvas de nível no retângulo equivalente, usou-se os cálculos

da Tabela 2.3. dividida por 2,5.


28/207


Tabela 2.4 – Cálculo da distância entre curvas de nível

Cotas (m) Fração de Área Acumulada

Comprimentos Acumulados (Km)

680 640 0,17 0,0184

640 600 0,88 0,0918

620 560 6,00 0,6249

580 520 16,07 1,6725

540 480 36,39 3,7862

500 440 61,13 6,3594

460 400 87,99 9,1531

420 360 98,59 10,2559

380 320 100,00 10,4030

4.4.6. DECLIVIDADE DO ÁLVEO

A velocidade de escoamento de um rio depende da declividade dos canais fluviais; quanto maior a

declividade, maior será a velocidade de escoamento.

A declividade do álveo pode ser obtido de três maneiras, cada uma com diferente grau de

representatividade.

S1 : linha com declividade obtida tomando a diferença total de elevação do leito pela extensão

horizontal do curso d’ água.

S2 : linha com declividade obtida por compensação de áreas, de forma que a área entre ela e a

abscissa seja igual à compreendida entre a curva do perfil e a abscissa.

S3 : linha obtida a partir da consideração do tempo de percurso; é a média harmônica ponderada

da raiz quadrada das declividades dos diversos trechos retilíneos, tomando-se como peso a

extensão de cada trecho.

Tabela 2.5 – Cálculo da declividade do álveo.

Cota Distância(m)

Distância Acumulada (na horizontal)

(km)

Declividade por segmento

Dist. Real(na linha inclinada)

(km)

Colunas6 / 5

354,67 - - - - - -

360 840 0,84 0,00635 0,07969 0,84006 10,5416

400 6.300 7,14 0,00635 0,07969 6,30013 79,0579

440 2.100 9,24 0,01905 0,13802 2,10038 15,2179

464 1.260 10,5 0,01905 0,13802 1,26025 9,1309

10,50082 113,9483


29/207


m/m0,0085 00849,09483,113

50082,10

D

L

LS

m/m08,0500.10

21,80

500.10

h

S

m/m0104,0500.10

67,354464S

2

i

i

i3

2

1

≅=

=

=

===

=−

=

∑

∑

___ perfil longitudinal do curso d’ água principal

Figura 2.15 – Declividade do álveo


30/207

EElleemmeennttooss ddee HHiiddrroommeetteeoorroollooggiiaa

CCaappí í ttuulloo

331. FATORES CLIMÁTICOS

A hidrologia de uma região depende principalmente de seu clima e secundariamente de sua

topografia e geologia.

A topografia influencia a precipitação, a ocorrência de lagos, pântanos e a velocidade do

escoamento superficial.

A geologia, além de influenciar a topografia, define o local de armazenamento da águaproveniente da precipitação, ou seja, na superfície (rios e lagos) ou no subsolo (escoamento

subterrâneo ou confinada em aqüíferos) (Villela, 1975).

O clima de uma região é altamente dependente de sua posição geográfica em relação à

superfície terrestre. Os fatores climáticos mais importantes são a precipitação e o seu modo de

ocorrência, umidade, temperatura e ventos, os quais diretamente afetam a evaporação e a

transpiração.

1.1. UMIDADE

Existe sempre alguma água, na forma de vapor, misturado com o ar por toda a atmosfera. A

condensação deste vapor é que origina a maioria dos fenômenos do tempo: nuvens, chuva, neve,

nevoeiro, orvalho e etc., assim a compreensão do estudo do vapor d’água na atmosfera é de grande

importância para a hidrologia. A quantidade de vapor d’água no ar expressa-se simplesmente pela

relação peso/volume (ex.: gramas/m3)

Existe um limite para a quantidade de vapor d’água que um dado volume de ar pode suportar, e

quando esse limite é alcançado, diz-se que o ar está saturado. O ar quente pode suportar mais vapor

do que o ar frio, para cada grau de elevação da temperatura, verifica-se, também um aumento doconteúdo do vapor d’água para a saturação.

A pressão atmosférica decorre de uma composição de pressões parciais exercidas pelos gases

que a constituem. A parcela de pressão devida a presença do vapor d’água é denominada pressão de

vapor d’água (e). Suponha uma superfície de água em evaporação, em um sistema fechado, envolta

em ar.


31/207

Cap. 3 Elementos de Hidrometeorologia 2

Sob a ação de uma fonte de calor, a água vai sendo evaporada até o estado de equilíbrio,

quando o ar está saturado de vapor e não pode mais absorvê-lo. As moléculas de vapor d’águaexercerão então uma pressão, denominada pressão de saturação de vapor d’água (es), para

determinada temperatura do sistema.

O valo de es muda com a temperatura como mostra a figura 1.

Figura 3.1 – pressão de saturação de vapor (Fonte: Wilson, 1969)

A figura 1 mostra que ocorre com a parcela de ar P, com pressão de vapor “e” e temperatura

“t”.

Uma vez que o ponto “P” se encontra abaixo da curva de pressão de saturação de vapor, está

claro que a massa de ar pode absorver mais umidade. Teoricamente a saturação do ar pode se dar por

três processos básicos:

1. Processo isotérmico – a temperatura é mantida constante e o vapor d’água é incorporado

ao ar para suprir sua deficiência de umidade (ds).

ds = es - e


32/207


2. Processo isobárico – a pressão é conservada constante e o ar é submetido a um

resfriamento até interceptar a curva de saturação de vapor. Está temperatura corresponde a

temperatura do ponto de orvalho (td).

3. Livre saturação – se a água evapora livremente dentro da massa de ar, a saturação é

atingida a pressão e temperaturas diferentes das que tinha inicialmente, uma vez que a

evaporação necessita de calor (calor latente de evaporação), que é retirado do próprio ar.

Assim a medida que a umidade e a pressão aumentam, a temperatura diminui. O ponto P irá

se mover na diagonal até atingir a curva de saturação a uma temperatura tw denominada de

“temperatura do bulbo úmido”.

1.1.1. UMIDADE RELATIVA

Em geral o ar não está saturado; contém apenas uma fração do vapor d’água possível. Essa

fração, expressa em percentagem, é denominada umidade relativa (ur).

( )%ee100us

r =

Tabela 3.1 – Conteúdo de vapor d’água no ar em várias umidades relativas (Fonte: Forsdyke, 1969)

Conteúdo de vapor d’água (g/m3)

Temperatura 59,3 34,0 18,7 9,8 4,9

40°C 100% 57% 31% 17% 8%

30°C --- 100% 55% 29% 14%

20°C --- --- 100% 52% 26%

10°C --- --- --- 100% 50%

0°C --- --- --- --- 100%


33/207


1.2. PSICRÔMETRO

Instrumento empregado para a medição da umidade atmosférica. Ele consiste de dois

termômetros – o de bulbo úmido e o de bulbo seco.

Figura 3.2 – Diagrama de um psicrômetro, mostrando o princípio do

termômetro de bulbo úmido. (Fonte: Villela, 1975)

O valor de “e” para uma dada temperatura é obtido pela equação:

( ) ( )ww ttee −γ =−

Onde:

tw – Temperatura do termômetro de bulbo úmido

t – Temperatura do termômetro de bulbo seco

ew – Pressão de vapor correspondente a temperatura tw (Tabela 3.2)

γ γ – Constante do psicrômetro

(γ = 0,66 se e (mb), t (°C) e velocidade do ar entre os bulbos de 3m/s)

(γ = 0,485 se e (mmHg) )


34/207


Tabela 3.2 – Pressão de saturação de vapor (es) em mmHg em função da temperatura em °C.

est (o C) 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9-10 2.15

-9 2.32 2.30 2.29 2.27 2.26 2.24 2.22 2.21 2.19 2.17-8 2.51 2.49 2.47 2.45 2.43 2.41 2.40 2.38 2.36 2.34-7 2.71 2.69 2.67 2.65 2.63 2.61 2.59 2.57 2.55 2.53

-6 2.93 2.91 2.89 2.86 2.84 2.82 2.80 2.77 2.75 2.73-5 3.16 3.14 3.11 3.09 3.06 3.04 3.01 2.99 2.97 2.95-4 3.41 3.39 3.37 3.34 3.32 3.29 3.27 3.24 3.22 3.18

-3 3.67 3.64 3.62 3.59 3.57 3.54 3.52 3.49 3.46 3.44-2 3.97 3.94 3.91 3.88 3.85 3.82 3.79 3.76 3.73 3.70-1 4.26 4.23 4.20 4.17 4.14 4.11 4.08 4.05 4.03 4.00

-0 4.58 4.55 4.52 4.49 4.46 4.43 4.40 4.36 4.33 4.29

------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- -------0 4.58 4.62 4.65 4.69 4.71 4.75 4.78 4.82 4.86 4.89

1 4.92 4.96 5.00 5.03 5.07 5.11 5.14 5.18 5.21 5.252 5.29 5.33 5.37 5.40 5.44 5.48 5.53 5.57 5.60 5.643 5.68 5.72 5.76 5.80 5.84 5.89 5.93 6.97 6.01 6.06

4 6.10 6.14 6.18 6.23 6.27 6.31 6.36 6.40 6.45 6.495 6.54 6.58 6.54 6.68 6.72 6.77 6.82 6.86 6.91 6.966 7.01 7.06 7.11 7.16 7.20 7.25 7.31 7.36 7.41 7.46

7 7.51 7.56 7.61 7.67 7.72 7.77 7.82 7.88 7.93 7.988 8.04 8.10 8.15 8.21 8.26 8.32 8.37 8.43 8.48 8.549 8.61 8.67 8.73 8.78 8.84 8.90 8.96 9.02 9.08 9.14

10 9.20 9.26 9.33 9.39 9.46 9.52 9.58 9.65 9.71 9.77

11 9.84 9.90 9.97 10.03 10.10 10.17 10.24 10.31 10.38 10.4512 10.52 10.58 10.66 10.72 10.79 10.86 10.93 11.00 11.08 11.15

13 11.23 11.30 11.38 11.75 11.53 11.60 11.68 11.76 11.83 11.9114 11.98 12.06 12.14 12.22 12.96 12.38 12.46 12.54 12.62 12.7015 12.78 12.86 12.95 13.03 13.11 13.20 13.28 13.37 13.45 13.54

16 13.63 13.71 13.80 13.90 13.99 14.08 14.17 14.26 14.35 14.4417 14.53 14.62 14.71 14.80 14.90 14.99 15.09 15.17 15.27 15.3818 15.46 15.56 15.66 15.76 15.96 15.96 16.06 16.16 16.26 16.36

19 16.46 16.57 16.68 16.79 16.90 17.00 17.10 17.21 17.32 17.4320 17.53 17.64 17.75 17.86 17.97 18.08 18.20 18.31 18.43 18.5421 18.65 18.77 18.88 19.00 19.11 19.23 19.35 19.46 19.58 19.70

22 19.82 19.94 20.06 20.19 20.31 20.43 20.58 20.69 20.80 20.9323 21.05 21.19 21.32 21.45 21.58 21.71 21.84 21.97 22.10 22.23

24 22.27 22.50 22.63 22.76 22.91 23.05 23.19 23.31 23.45 23.6025 23.75 23.90 24.03 24.20 24.35 24.49 24.64 24.79 25.08 25.0926 25.31 25.45 25.60 25.74 25.89 26.03 26.18 26.32 26.46 26.6027 26.74 26.90 27.05 27.21 27.37 27.53 27.69 27.85 28.00 28.16

28 28.32 28.49 28.66 28.83 29.00 29.17 29.34 29.51 29.68 29.8529 30.03 30.20 30.38 30.56 30.74 30.92 31.10 31.28 31.46 31.6430 31.82 32.00 32.19 32.38 32.57 32.76 32.95 33.14 33.33 33.52


35/207


1.3. TEMPERATURA

Geograficamente, há uma tendência de elevação de temperatura a medida que se aproxima doEquador. Verifica-se, entretanto, que a topografia e a vegetação pode comprometer este

comportamento.

Durante o dia, a incidência da radiação solar provoca o aquecimento da superfície, que alcança

sua temperatura máxima algumas horas após o sol ter alcançado o seu zênite.

As camadas inferiores da atmosfera são aquecidas pela radiação de onda longa emitida pela

superfície terrestre.

Devido a diversos processos de troca de calor no sistema Terra-Atmosfera, existe uma

distribuição de temperatura também segundo a direção vertical, conhecida como gradiente vertical de

temperatura (-0,65°C/100m). O estudo desse gradiente é importante para a influência da estabilidade

atmosférica. Associados aos processos de evolução do ar, são definidos três gradientes teóricos:

1. Gradiente de temperatura adiabática seca (ααd)

• Parcela de ar ascendente

• Se expande devido ao decréscimo de pressão

• Temperatura decresce (-1°C/100m)

2. Gradiente de temperatura adiabática saturada (ααs)

• Quando a parcela de ar em ascensão atinge o nível de condensação, a pressão continua

decrescente.

• Gradiente menor (-0,54°C/100m)

3. Gradiente de temperatura pseudo-adiabático.

1.4. ESTABILIDADE E INSTABILIDADE

Uma vez que ar aquecido decresce em densidade, ele tende a se tornar mais leve. Entretanto a

superfície terrestre não é homogênea e faz com que o ar seja aquecido de forma desigual, o queresulta no aparecimento de camadas de ar com diferentes densidades; surgem então forças

ascendentes que elevam o ar mais quente (mais leve) através do ar vizinho mais frio (mais denso).


36/207


Obviamente, o gradiente de temperatura dentro de uma camada atmosférica é diferente

daqueles referentes a adiabática seca e a adiabática saturada. A relação entre o gradiente e a

temperatura do ambiente atmosférico ( γ γ ) e o gradiente da adiabática seca é que determina aumidade convectiva do ar. Seja, por hipótese, que uma partícula de ar seco em equilíbrio térmico com

o meio ambiente seja levada, por algum motivo, a uma altitude maior que a inicial. O movimento

ascendente da partícula não modifica a estrutura da atmosfera circunvizinha. Como a parcela sob

verticalmente, ela esfria a uma taxa (Γ ) (adiabática seca), enquanto que a temperatura ambiente

decresce a uma taxa ( γ γ ).

Se Γ γ :

γ (amb) Γ (parcela)

tparc > tamb mais quente, menos densa

(INSTÁVEL)

Figura 3.3 – Estabilidade e Instabilidade convectiva

(Fonte: VILLELA,1975).


37/207


Caso a parcela não esteja saturada, começará, no inicio a comportar-se como ar seco em

ascensão (ααd). entretanto, em um dado momento, chegará à temperatura de ponto de orvalho e

passará a comporta-se como ar saturado (αα s). A umidade que foi condensada do ar resfriado emascensão torna-se visível como nuvem, sendo a sua base representativa do nível de condensação. O

topo da nuvem continua a se desenvolver até alcançar uma camada estável.

Figura 3.4 – Ascensão do ar úmido. (Fonte: FORDSDYKE,1969).

Figura 3.5 – Formas de precipitação. (Fonte: Raudikivi,1979).


38/207


1.5 VENTO

O ar esta em movimento e isto é sentido como vento. Ele influencia processos

hidrometeorológicos, uma vez que, ao retirar a camada de ar saturado próxima ao solo e substituí-la

por uma com menos umidade, faz com que o processo de evaporação seja contínuo.

São precisos dois fatores para especificar o vento: direção e velocidade.

Devido a sua posição em relação a circulação geral da atmosfera, o Nordeste tem vento

prevalecentes do sudeste, que podem se tornar mais zonais de acordo com a época do ano (estação

chuvosa).

Figura 3.6 – Direção média dos ventos de superfície em janeiro. (Fonte: Raudikivi, 1979)


39/207


Figura 3.7 – Campos de umidade relativa, movimentovertical (500mb) e campos de vento(200mb e 850mb) (Fonte: NMC/SAD).


40/207

Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro

CCaappí í ttuulloo

441. INTRODUÇÃO A história do Nordeste brasileiro (NEB) está intimamente ligada à história da seca. A falta d’água

necessária à subsistência do homem do campo é uma faceta do problema; uma outra, que também deve

ser destacada, não tem propriamente natureza climática, mas econômica e social. Os efeitos da seca se

apresentam sob várias formas, seja pelo aumento do desemprego rural, pobreza e fome, seja pela

subseqüente migração das áreas afetadas.

A adversidade do clima, aliada à anaptidão do homem para superá-la, resultou sempre em trágicas

conseqüências para a população atingida, cujos suportes econômicos básicos, a agricultura e a pecuária,

são dimensionados invariavelmente para os anos mais chuvosos.

Muito se tem estudado sobre os vários aspectos do clima do NEB no sentido de uma melhor

compreensão acerca dos fatores determinantes de suas condições anômalas.

A meteorologia empreende a várias décadas tentativas de desenvolver métodos científ icos capazes

de prever o clima da região, seja por métodos estatísticos ou métodos baseados na fenomenologia física.

Muitos progressos já tem sido alcançados na compreensão da interação oceano-atmosfera. Entretanto, os

mecanismos dinâmicos intervenientes não estão propriamente identificados, devido ao nosso ainda tão

limitado conhecimento frente a fenômenos de tão grande complexidade.

2. ASPECTOS DA GRANDE ESCALA DA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA

RELACIONADOS AO CLIMA DO NORDESTE BRASILEIRO.

Era de se esperar que, por sua posição geográfica (1o – 18o S, 36o – 47o W), o NES apresentasse

uma distribuição pluviométrica semelhante a de regiões próxima ao Equador,. Entretanto, a precipitação

média anual sobre a região, a qual se encontra ao leste de uma grande floresta tropical, a Amazônica, é

bem menor que a precipitação média equatorial (Moura & Shukla, 1981). A região tem um clima típico

das regiões semi-áridas, apresentando em quase toda a sua totalidade baixos índices pluviométricos

(menores que 800 mm) e estação chuvosa bem definida, concentrada em poucos meses.


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Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro 2

Essa semi-aridez parece ser determinada, primordialmente, pela circulação geral da atmosfera, ou

seja, um fenômeno externo à região (ciência hoje, 1985). Neste sentido, consideram-se duas circulações

de escala planetária responsáveis pelas enormes variações espaciais do clima entre regiões situadas a

uma mesma latitude – as de sentido leste-oeste (Walker) e norte-sul (Hadley).

É um fato amplamente aceito que as circulações tropicais de escala global são, em grande parte,

controladas pelos sumidouros e fontes de calor nos trópicos (aquecimento diabático ocasionado

principalmente pela liberação de calor latente devido à convenção cúmulus).

As regiões que visualmente constituem as fontes de calor latente são as regiões tropicais da

Indonésia/Norte da Austrália, da África e Amazônia, que se apresentam, em média, com máxima

cobertura de nuvens (especialmente durante o verão do Hemisfério Sul (HS); por outro lado as regiões de

sumidouro de calor localizam-se nas regiões tropicais do Atlântico e Pacífico (Krishnamurti et alii, 1973,

Newel et alii, 1974; WMO, 1985; Kayano, 1987).

Das fontes de calor citadas, a região da Indonésia é, no globo, a de maior atividade convectiva. O

ar quente e úmido sobre esta região sofre intenso movimento ascendente, se descola nos altos níveis

para leste, onde se resfria, indo subsidir na região do Pacífico Subtropical – leste, perto da América do

Sul. Essa massa de ar seco desloca-se então para a região de origem, desta vez em baixo níveis,

esquecendo-se durante o percurso. Este ciclo fechado sobre o Pacífico recebe o nome de “Célula de

Walker” (Ciência Ilustrada, 1983) e faz parte da circulação de mesmo nome, que atua na direção leste-

oeste sobre a faixa tropical e subtropical do planeta.

A Figura 4.1 ilustra esquematicamente no plano vertical nas latitudes equatoriais as circulações

leste-oeste bem como as áreas de fonte de calor.

Figura 4.1 - Diagrama esquemático das circulações atmosféricas de grande escala (célula de Walker)

(Fonte: Houghton, 1985)


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Observam-se nas regiões de movimentos ascendentes (nos tópicos), baixas pressões ao nível do

mar, convergência nos baixos níveis e circulação ciclônica. De modo contrário, as regiões de substância

(nos subtrópicos) são caracterizadas por altas pressões, movimentos divergentes em baixos níveis e

circulação anticiclônica. A massa de ar que se desloca de leste para oeste, próxima à superfície na região

equatorial constitui os ventos alísios, que no caso do Pacífico Sul, sopram de sudeste.

A circulação anticiclônica é também responsável pela Corrente Marítima de Humbolt que costeia a

América do Sul arrastando águas frias das latitudes sub-antárticas para a região equatorial (Figura 4.2).

Quando atinge o Equador, a corrente é desviada para o oeste chamando-se então Corrente Equatorial,

que vai sendo progressivamente aquecida para, já como corrente de águas quentes, ser finalmente

desviada para regiões polares onde volta a se esfriar completando o ciclo (Ciência Ilustrada, 1983).

Figura 4.2: Célula de Walker com ascensão do ar quente e úmido sobre a Amazônia e sua

descida lenta (subsidência) sobre o Atlântico Tropical e o Nordeste do brasil

(Fonte: Ciência Hoje, 1985).

A segunda das três principais células formadoras da Circulação de Walker está localizada sobre o

Atlântico. A Floresta Tropical Amazônica constitui-se numa área de intenso movimento ascendente. O

ramo descendente desta célula situa-se sobre o Atlântico Subtropical Sul e, ao incluir o Nordeste, atua

sobre a região inibindo a formação de chuvas.

Similarmente às fontes de calor da circulação leste-oeste, existe sobre o Atlântico Equatorial uma

faixa latitudinal denominada Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), local de intensos movimentos

ascendentes de ar, alta nebulosidade e precipitação: seus ramos descendentes situam-se sobre as


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latitudes subtropicais de ambos os hemisférios. Esta circulação, que se dá na direçãonorte-sul, ‘conhecida

como Circulação de Hadley, e embora distinta da de Walker para fins didáticos, não pode ser

efetivamente separada, vez que as duas geralmente ocorrem simultaneamente.

As principais causas das secas no NEB parecem Ter origem externa, porém a semi-aridez da região

é provavelmente acentuada por características locais tais como o albedo (alta refletividade de sua crosta)

e a topografia (Ciência Hoje, 1985). Segundo Charney (1975), um alto albedo, conseqüência de

inexistência de vegetação, desenvolve um mecanismo de perpetuação das condições desérticas, vez que

o contraste térmico resultante entre a atmosfera sobre a região mais fria (em função da maior

refletividade do solo) e a de suas adjacências (mais quentes devido ao menor albedo) induz uma

circulação friccionalmente controlada, a qual importa calor nos altos níveis e mantém o equilíbrio através

de movimentos descendentes (Gomes, 1979) que, por sua vez, e no caso específico do NEB, intensificamos outros movimentos de subsidência associados à crculação Hadley-Walkr.

3. VARIAÇÕES SAZONAIS DA PRECIPITAÇÃO

O curso sazonal da precipitação na maior parte do NEB é caracterizado pela sua concentração em

poucos meses, o que torna a estação chuvosa bem definida (Figura 4.3). As partes norte e central do NEB

(Ceará, oeste do Rio Grande do Norte e interior dos Estados da Paraíba e Penambuco) incluem o semi-árido e apresentam máxima precipitação durante março e abril (Aldaz, 1971), coincidente com a posição

mais sul da ZCIT (Ratisbona, 1976) e com o aparecimento de Linhas de Instabilidade (LI).

As áreas da costa leste (do leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia) recebem a máxima

precipitação durante maio e junho, e são influenciadas pelo escoamento médio e brisas terra-mar

(Ramos, 1975), pelos aglomerados convectivos que se propagam para oeste (Yamazaki e Rao, 1977),

pelos vórtices ciclônicos de ar superior (VCAS) (Kouky e Gan, 1981) e pelos remanescentes dos sistemas

frontais na parte sul.

A concentração de chuvas no setor sul (interior da Bahia) ocorre de novembro a março, com ummáximo em dezembro e está associada com as, incursões dos sistemas frontais na direção equatorial.

Existem ainda certas regiões cujos regimes de precipitação apresentam dois máximos anuais,

resultantes da existência de distúrbios de escala sinótica que atuam em época distintas. Isto ocorre no

setor centro-norte da Bahia (dezembro e março) e no seu litoral (dezembo e maio) (Strang, 1972;

Kousky, 1979).


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Figura 4.3 - Distribuição espacial do mês no qual a precipitação média mensal

atinge o máximo. Dados do período 1931 – 1960. (Fonte:

Kousky, 1979).

3.1. A ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT)

Reconhece-se como mecanismo organizador de conveccção nas porções norte e central do NEB a

proximidade da ZCIT. Esta zona é um verdadeiro cinturão de baixa pressão formado sobre os oceanos

equatoriais e é assim denominada por se tratar da faixa para onde os ventos alísios dos dois Hemisférios

convergem, constituindo uma banda de grande convecção, altos índices de precipitação e movimento

ascendente. Ela se aproxima de sua forma quase linear sobre o Oceano Atlântico, (Figura 4.4), onde se

apresenta, geralmente, como uma faixa latidudinal bem definida de nebulosidade, onde interagem entre

si a Zona de Confluência dos Alísios (ZCA), o Cavalo Equatorial, a zona máxima Temperatura da Superfície

do Mar (TSM) e a banda de máxima cobertura de nuvens convectivas, não necessariamennte a uma

mesma latitude, mas muito próximos uns dos outros (Uvo, 1989).


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Figura 4.4 - Imagens do Satélite METEOSAT no Canal Infra-vermelho no Dia 06 de

fevereiro às 15:00hs mostrando a Influência da ZCIT sobre a Precipitação

do Nordeste Brasileiro a) Global e b) Setorizada.


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Figura 4.5 - Posição geográfica média do eixo de nebulosidade convectiva (indicativo da posição da Zona

de Convergência Intertropical-ZCIT) sobre o Oceano Atlântico de 00o W a 45o W, estimada

nas imagens do canal infra-vermelho do satélite METEOSAT, médias de cinco dias

indicadas na figura para ABRIL/89. As posições geográficas de Fortaleza e dos Rochedos

de São Paulo estão indicadas na figura com as siglas F e RSPSP, respectivamente. (Fonte:

ORSTOM/DAKAR)

As variações sazonais da precipitação no setor norte do NEB parecem estar intimamente ligadas às

oscilações latitudinais da ZCIT sobre o atlântico, sendo a estação chuvosa coincidente com a posição mais

ao sul que a ZCIT atinge durante os meses de março a abril. A medida que essa começa o seu retorno

para o HN, atingindo sua máxima posição norte em agosto e setembro, o ar ascende sobre a ZCIT e

descende sobre o Atlântico Subtropical Sul, criando condições pouco propícias à formação e nuvens sobre

a região (estação seca).

3.2. LINHA DE INSTABILIDADE (LI)

As brisas marítimas e terrestres (Figura 4.6) são circulações locais que ocorrem em resposta ao

gradiente horizontal de pressão que, por sua vez, é provocado pelo contraste de temperatura diário entre

oceano e continente (Chandler, 1972 e Hawkins, 1977).


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Figura 4.6 – Diagrama esquemático de: (a) brisa marítima ou lacustre e (b) brisa

terrestre. Os símbolos ∆ z1 e ∆ z2 apresentam a espessura sobre a

água e sobre a terra, respectivamente, para a camada p1 → p2 .

(Fonte: Cavalcanti, 1982).

Uma das características da brisa marítima consiste na formação de uma linha de Cumulonimbus

(Cbs) ao longo do extremo norte-nordeste da América do Sul, que pode se propagar como uma LI,

ocasionando chuvas nas áreas anterores do continente; o grau de penetração pode ser maior que 100

km, dependendo do escoamento de grande escala (Kousky, 1980). Este desenvolvimento ao longo da

costa sofre variação sazonal tanto na localização como na freqüência de aparecimento (Figura 4.7).

Variações na intensidade também ocorrem no decorrer do ano.


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Figura 4.7 – Localização da linha de Comulunimbo (área hachuradas) e nebulosidade da ZCIT

(áreas claras indicando nuvens) para o período de janeiro, abril, julho e dezembro.

(Fonte: Cavalcanti, 1982).

Os fenômenos de grande escala reforçaram ou inibem os efeitos provocados pelas circulações

locais (Riehl, 1979). Uma série de distúrbios de escala sinótica (1000 a 7000km) influenciam diretamente

essas circulações no sentido de aumentar (ou diminuir) suas atividades. Entre estes sistemas podemos

criar o deslocamento de massa de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança

sazonal de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança sazonal do

escoamento atmosférico nos centros de pressão e da posição da ZCIT. As Lis são mais freqüentes ao

norte do Equador no inverno e primavera do HS, embora as mais intensas ocorram, em geral ao sul do

Equador durante o verão e outono do HS, quase sempre associadas à intensa atividade convectiva da

ZCIT. Nos meses em que não há desenvolvimento da linha convectiva na costa Norte-Nordeste do Brasil,

a ZCIT está deslocada para a sua posição mais ao norte ou há forte convergência na parte oeste do

continente produzindo movimento subsidente e ausência de precipitação na costa Norte-Nordeste do

Brasil.


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Os sistemas frontais oriundos do continente sulamericano podem, em alguns casos, apresentar

uma localização no sentido sudeste-noroeste em latitudes mais ao norte, o que influencia a formação de

Lis, pelo aumento de convergência na costa (Cavalcanti, 1982).

Embora o desenvolvimento das Lis associadas à brisa marítima sejam dependentes da localização e

intensidade de sistemas sinótios, tal atividade convectiva pode, em alguns casos, formar-se isoladamente

sob influência apenas da diferença de aquecimento superficial diurno (Cavalcanti, 1982; Hubert et alli,

1969; Seha, 1974; Grubep, 1972).

3.3. FRENTES FRIAS

Zonas frontais, sistemas frontais, ou simplesmente frentes são regiões de descontinuidade térmica

separando duas massas de ar de características diferentes. São, em geral, delgadas zonas de transição

entre uma massa de ar quente (menos densa) e uma de ar frio (mais densa). O deslocamento relativo

das massas de ar é que define a denominação; frente fria, por exemplo, é aquela no qual o ar frio

proveniente de altas e médias latitudes avança em direção ao ar quente, empurrando para cima,

provocando sua ascenção e posterior condensação (Gedzelman, 1985).

Figura 4.8 – Secção transversal esquemática das frentes e da movimentação das massas de

ar associadas. As iniciais representam os tipos de nuvens (Ci-cirrus, Cu-

Cumulonimbus, NS-Ninbustratum, Cs-Cirrostratus e Sc-stratocumulus).

(Fonte: Houghton, 1985).

A penetração de sistemas frontais no NEB ocasiona prolongados períodos de chuvas no centro-

sul da Bahia e desempenham um importante papel no seu regime de precipitação, cujo máximo é atingido

nos meses de dezembro e janeiro. Sabe-se ainda que, remanescentes desses sistemas podem também


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organizar alguma atividade convectiva ao longo da costa original do NEB, durante o outono e inverno,

ocasionando um acréscimo de precipitação na região (Kousky, 1979).

Figura 4.9 - Diagrama esquemático indicando a posição mais ao norte de sistemas frontais os quais

afetam o Norteste e a nebulosidade convectiva associada a eles. (Fonte: oliveira, 1986).

Figura 4.10 - Imagens do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho do dia 16 de março de 1991 às

15:oohs. Mostrando a incursão de uma frente fria no Nordeste brasileiro. A) Global; b)

Setorizada. (Fonte: FUNCEME).


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2.4. AGLOMERADOS CONVECTIVOS: DISTÚRBIOS ATMOSFÉRICOS

DE LESTE PROVENIENTES DO ATLÂNTICO SUL TROPICAL.

Ao longo da costa oriental do NEB, desde o leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia, o

máximo pluviométrico ocorre durante os messes de maio e junho (Kousky, 1979). Os mecanismos

associados à produção da precipitação neste setor do NEB parecem ser os agrupamentos convectivos

detectadas por Yamazaki e Rao (1977) sobre o Atlântico Tropical Sul. A periodicidade associada a esses

distúrbios foi de vários dias, com uma velocidade média de propagação de cerca de 10 m/s (10o longitude

por 1 dia).

Estas perturbações, conhecidas como “Ondas de Leste” são semelhantes as que se propagam no

HN. A situação no Atlântico Sul é, entretanto, distinta daquela, vez que em nenhuma estação do ano asperturbações se desenvolvem em ciclones ou mesmo em intensas perturbações tropicais (Yamazaki and

Rao, 1977).

Figura 4.11 – Regiões prováveis de ocorrer propagação dos distúrbios

leste. (Fonte: Yamazaki and Rao, 1977)

Ainda segundo Yamazaki and Rao (1977), estes distúrbios originam-se na costa da África e

deslocam-se até a costa brasileira; em alguns casos aparecem até mesmo adentar um pouco sobre o

continente sulamericano. Outra observação feita é que, ratificando estudos feitos por Wallace, estes “

Distúrbios de leste” surgem somente durante o inverno do HS, período coincidente com a estação do

setor leste do NEB.


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Figura 4.12 - Imagens setorizadas do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho mostrando a incursão de

“distúrbios de leste” no Nordeste Brasileiro nos dias: a) 01 de julho de 1990, b) 02 de julho de

1990, e c) 03 de julho de 1990. (Fonte: FUNCEME).


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3.5. VÓRTICES CICLÔNICOS DE AR SUPERIOR (VCAS)

As estações chuvosas dos setores norte e leste do NEB que, climatológicamente apresentam osmáximos em março-abril emaio-junho, respectivamente, são influenciadas, além de outros, por vários

sistemas meteorológicos transientes que atuam como forçantes para organizar a convecção nessas

regiões. Um desses sistemas é o VCAS (Kousky e Gen, 1981).

Figura 4.13 - Imagens do satélite METEOSAT no canal infra-vermelho no dia 02 de fevereiro de 1991 às

15:00hs. Mostrandoa influência de um VCAS na precipitação no Nordeste Brasileiro.

a) Setorizada e b) Global. (Fonte: FUNCEME).

Kousky e Gan (1981) utilizando campos de ventos e 200 hPa e imagens dos satélites SMS/ GOES e

NOAA-5 dos canais visível e infra-vermelho analisaram os VCAS procurando conhecer sua gênese,

propagação, climatologia e seus efeitos sobre as condições de tempo no Brasil.


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Esses vórtices formam-se sobre o Atlântico Sul principalmente durante o verão do HS (sendo

janeiro o mês de atividade máxima) e adentram freqüentemente nas áreas continentais próximas a

salvador (13o S, 38o W) tendo um efeito pronunciando na atividade convectiva sobre o NEB. Os VCAS

geralmente se concentram entre 25o – 45o W e 10o – 25o S, região correspondendo ao eixo médio do

cavado de 200 hPa sobre o Atlântico durante o verão do HS (Gan, 1983).

As “baixas frias da alta troposfera” (ou VCAS) constituem sistemas de baixa pressão, cuja

circulação ciclônica fechada caracteriza-se por baixas temperaturas em seu centro (com movimento

subsidente de ar seco e frio) e temperaturas mais elevadas em suas bordas (com movimento ascendente

de ar quente e úmido) com relação às características de tempo relacionadas a estes sistemas, observam-

se condições de céu claro nas regiões localizadas abaixo de seu centro e tempo chuvoso nas regiões

abaixo de sua periferia (Figura 4.14). Em geral as partes sul e central do NEB apresentam diminuição denebulosidade à medida que o vértice se move para a costa; a parte norte, por sua vez, experimenta um

aumento de nebulosidade associada a chuvas fortes.

Figura 4.14 - Ilustração esquemática de nuvens médias e altas associadas ao VCAS.

(Fonte: Kousky e Gan, 1981).

Comparando as configurações da circulação a 200 hPa, observa-se que o escoamento é mais

meridional para latitudes baixas durante o verão do HS (período de maior freqüência dos VCAS),

enquanto para os meses de inverno do HS, as linhas de corrente apresentam-se mais zonais (Figura

4.16). O caráter meridional deste escoamento é resultado de um grande aquecimento sobre a América do

Sul, África e Oceania que induz o desenvolvimento de fortes anticiclones nos altos níveis sobre os três

continentes e cavados sobre as áreas oceânicas vizinhas (Kousky e Gan, 1981).


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Figura 4.15 - Nebulosidade associada com: a) VCAS estacionário b) VCAS movendo-

se para o oeste. (Fonte: Kousky e Gran, 1981).

Figura 4.16 - Linhas de corrente representativas o escoamento médio. (Fonte:

Kousky e Molion, 1981).


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Figura 4.17 - Esquema da seção transversal de um VCAS. (Fonte: Kousky e Gan, 1981).

Os mecanismos de formação dos VCAS de origem tropical não são totalmente conhecidos. No

entanto, Kousky e Gan (1981) sugerem que a penetração de sistemas frontais, devido a forte advecção

quente que os procede, induzem a formação dos VCAS, especialmente nas baixas e médias latitudes. Esta

advecção amplifica a crista de nível superior, e consequentemente o cavado a leste formando, em pultima

instância, um vórtice ciclônico sobre o Atlântico (Figura 4.18).

Figura 4.18 - Seqüência esquemática para a formação de um VCAS no Atlântico Sul. (Fonte: Kousky e Gan,

1981).

4. VARIAÇÃO INTERANUAIS

A precipitação no NEB apresenta, além das variabilidades sazonais grandes flutuações interanuais

que são mais acentuadas (variabilidade relativa superior a 40%) no semi-árido (Kousky, 1979). Isto causa

extremos climáticos caracterizados por secas severas ou enchentes com sérios efeitos econômicos e


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sociais para a população local. Assim, desde o início do século o clima NEB tem sido investigado e

apontado alguns de seus aspectos relacionados com as causas dinâmicas da grande variação ano-a-ano.

4.1. INFLUÊNCIA DO HEMISFÉRIO NORTE

Nobre (1984) analisou para diversos períodos a inter-relação entre fontes anômalas de calor nos

tópicos e a propagação meridional (norte-sul) de energia por ondas de escala planetária. Os campos de

desvios de vorticidade (medida de rotação de um fluído) vento e TSM, sobre o oceanos Atlântico e

Pacífico, apresentam características distintas durante os períodos chuvosos e secos do NEB.

Configurações semelhantes a trens de ondas foram encontradas. Uma delas inclui o centro do

Atlântico Tropical (padrão Atlântico Norte – Leste Asiático/ANLA) e atinge a costa leste da Ásia,

contornando o Polo Norte pela Europa. Uma outra inclui o centro do Pacífico Equatorial (padrão Pacífico

Central-Leste EUA/PCLE), descreve um grande circulo e atinge a costa leste da América do Norte. Uma

terceira configuração (Padrão Cinturão Circumpolar/CCP), observada no HN, constitui-sede alternâncias

de centros de vorticidade positiva e negativa em torno da latitude de 50o N.

Conclui-se que, a existência dessas configurações e a variabilidade da precipitação no NEB são as

respostas remota e local da ocorrência de anomalias de TSM positivas (negativas) ao norte e negativas

(positivas) ao sul, no Oceano Atlântico Equatorial, e relacionam-se a anos secos (chuvosos) no norte do

NEB. Em relação às configurações de ondas de escala global observa-se que a configuração CCP anecede

as outras duas (ocorre geralmente em outubro-novembro). A configuração ANLA, que ocorre

principalmente em dezembro-janeiro, encontra-se mais nítida durante os episódios de seca e parece

explicar melhor a variabilidade da pluviometria sobre o NEB do que a configuração PCLE que apresentou

menor ocorrência temporal relacionada a essa precipitação.


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a)

b)

Figura 4.19 - Desvios da circulação média na troposfera superior. Ar regiões marcadas com pequenos círculosindicam circulação circlônica (baixa pressão) e as com pequenos “ v “, circulação anticiclônica (alta

pressão). a) Meses de dezembro de 1969, novembro de 1971, dezembro de 1975 e dezembro de

1979, que precederam a ocorrência de secas no Nordeste. b) Meses de dezembro de 1963,

dezembro de 1972 e janeiro de 1974, que precederam a ocorrência de anos chuvosos no

Nordeste. (Fonte: Nobre, 1984).


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4.2. PRESSÃO AO NÍVEL DO MAR (PNM) NO ATLÂNTICO TROPICAL

A variabil idade dos sistemas de altas pressões subtropicais do Atlântico Norte (AAN) e Sul (AAS)está diretamente relacionado com o deslocamento meridional da zona de máxima nebulosidade

convectiva sobre o Atlântico Oeste, associada a ZCIT.

Hastenrath e Heller (1977) mostraram que a escassez e excesso de chuvas no semi-árido

nordestino estão ligados a esta variabilidade. Em anos chuvosos, o anticiclone do Atlântico Norte (alta dos

Açures) está mais intenso que o normal, assim como os ventos alísios de nordeste, fazendo com que a

ZCIT seja “empurrada” para posição mais ao sul. Em anos de seca o inverno ocorre, ou seja, o anticiclone

do Atlântico Sul e os ventos sudeste estão mais intensos, de modo que a ZCIT é deslocada para posições

mais ao norte (Climanálise, 1986).

Figura 4.20 – Aspectos de grande escala da circulação atmosférica e típica da distribuição de TSMs no Atlântico

para: a) anos chuvosos e b) anos de seca no Nordeste. A área bachurada indica a posição média

da ZCIT e a linha pontilhada, o eixo de confluência dos ventos alísios de ambos os hemisférios. O

“A” estil izado representa a alta pressão subtropical e as linha grossas com flexas ind icam a

intersificação dos ventos alísios. (Fonte: Nobre and Molion, 1986).


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O dipolo de PNM observado em anos chuvosos, com anomalias negativas no Atlântico Sul e

positivas no Atlântico Norte, é função do dipolo de TSM.

Figura 4.21 – Pressão ao nível do mar em Abril/89, analisada numa grade de 5o em projeção

Mercator para visiualização. O intervalo entre os contornos é de 2 hPa : 1000

hPa devem ser domados aos números indicados nos contornos. (Fonte:

CAC/NWS).

4.3. TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR (TSM)

Anomalias de grande escala na circulação atmosférica sobre o Atlântico e nas temperaturas da

superfície deste oceano modificam significativamente a posição da ZCIT que, em anos de grande

precipitação, localiza-se ao sul de sua posição normal.

De um modo geral, para anos chuvosos, as anomalias do Atlântico Subtropical Sul são positivas

enquanto as do Atlântico Subtropical Norte são negativas, indicando um maior aquecimento anômalo da

superfície do mar no Hemisfério Sul. Em anos secos, o “dipolo de temperatura” , com esta

configuração é conhecida, se inverte apresentando anomalias de TSM positivas no Hemisfério Norte.


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Figura 4.22: Composição do período março-abril para casos secos e chuvosos da

anomalia de TSM em 0,1o C. A área sombreada indica valores positivos.

(Fonte: Hastenrath e Heller, 1977).

Correlacionando índices de precipitação no Ceará com as médias mensais de temperatura da

superfície do mar no Oceano Atlântico Sul, MARKHAM et alii (1977) consideraram ser possível prever a

qualidade da estação chuvosa.

Moura & Shukla (1981) utilizando um modelo numérico (equações que mostram o comportamento

da atmosfera no tempo e no espaço) procuraram explicar os possíveis mecanismos da ocorrência da seca


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e enchentes sobre o NEB. A presença de anomalias quentes de TSM ao norte do Atlântico Tropical e

anomalias frias de TSM ao sul, produz um efeito combinado de subsidência termicamente forçada,

reduzida evaporação e divergência de fluxo de umidade sobre o NEB e adjacências que, como

conseqüência, causa condições de seca severa sobre a região. Foi sugerido que esses eventos extremos

poderiam ser previstos através do monitoramento da TSM, pois suas anomalias persistem por vários

meses. Outro estudo que analisou as correlações lineares entre os desvios normalizados de precipitação

anual sobre o NEB e anomalias de TSM em áreas compreendidas no Atlântico Norte e Sul foi o de Rao et

alli, (1986). As correlações encontradas indicaram que baixa precipitação sazonal sobre o NEB está

associada com anomalias positivas de TSM no Atlântico Norte (NA) e anomalias negativas no Atlântico Sul

(AS).


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PrreecciippiittaaççããooCCaappí í ttuulloo

1. PRECIPITAÇÃO

1.1. DEFINIÇÃO

Precipitação, em Hidrologia, é o termo geral dado a todas as formas de água depositada na

superfície terrestre e oriunda do vapor d’água na atmosfera, tais como neblina, granizo, geada, neve,

orvalho e chuva. Comumente os termos precipitação e chuva se confundem, uma vez que a neve é

incomum no país, e as outras formas pouco contribuem para a vazão dos rios.

1.2. FORMAÇÃO E TIPOS

1.2.1. Formação

Embora a umidade atmosférica seja o elemento indispensável para a ocorrência de chuva, ela

não responde sozinha por sua formação, que está intimamente ligada a ascensão das massas de ar.

Quando ocorre esse movimento vertical e o ar é transportado para níveis mais altos, seja por

convecção , relevo ou ação frontal das massas, há uma expansão devido a diminuição da pressão.

Essa expansão é adiabática, uma vez que não há troca de calor com o ambiente. Porém, a

temperatura é reduzida, devido a energia térmica ter sido utilizada em seu processo de expansão. Com

o resfriamento, a massa de ar pode atingir seu ponto de saturação com a conseqüente condensação

do vapor em gotículas (nuvens); sua precipitação dependerá da formação de núcleo higroscópicos

para que atinjam peso suficiente para vencer as forças de sustentação.

1.2.2. Tipos

Como a ascensão do ar é considerada o est

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Notas de Aula - Roteiro Organizado de Hidrologia.pdf