Modelos Hidrológicos para Gestão Ambiental

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1 Programa de Ciência e Tecnologia para Gestão de Ecosistemas Ação "Métodos, modelos e geoinformação para a gestão ambiental Modelos Hidrológicos para Gestão Ambiental Camilo Daleles Rennó João Vianei Soares Relatório Técnico Parcial Dezembro, 2000

2 SUMÁRIO Pág. LISTA DE FIGURAS... iii CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO...1 CAPÍTULO 2 CONCEITOS BÁSICOS DE MODELAGEM HIDROLÓGICA UMA VISÃO GERAL SOBRE MODELOS CLASSIFICAÇÃO DOS MODELOS MODELAGEM HIDROLÓGICA PRECIPITAÇÃO DINÂMICA DA ÁGUA NO SOLO BALANÇO DE ENERGIA E EVAPOTRANSPIRAÇÃO ESCOAMENTO SUPERFICIAL DISCRETIZAÇÃO ESPAÇO-TEMPORAL E MODELO DE DADOS...25 CAPÍTULO 3 DESCRIÇÃO DO MODELO HIDROLÓGICO PROPOSTO DISCRETIZAÇÃO DA BACIA HIDROGRÁFICA COMPARTIMENTALIZAÇÃO DO SOLO MODELAGEM DINÂMICA DA ÁGUA...38 CAPÍTULO 4 APLICAÇÃO DO MODELO DESCRIÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO DISPONIBILIDADE DE DADOS DADOS CARTOGRÁFICOS DADOS CLIMATOLÓGICOS/HIDROLÓGICOS DADOS EDAFOLÓGICOS DADOS RELATIVOS À USO DA TERRA CALIBRAÇÃO DO MODELO E ANÁLISE DE SENSIBILIDADE RESULTADOS PRELIMINARES...53 CONSIDERAÇÕES FINAIS...56 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...57 ii

3 LISTA DE FIGURAS Pág. Figura 2.1 Representação de um modelo hipotético... 6 Figura 2.1 Diagrama dos principais componentes do ciclo hidrológico... 9 Figura 2.2 Componentes do balanço de água no solo considerando o declive do terreno Figura 2.1 Processo de formação de chuva por movimento ascendente de massa de ar úmida Figura 2.1 Curvas de retenção considerando as fases de secamento e molhamento Figura 2.2 Relação entre o coeficiente b e a fração argila do solo Figura 2.3 Curvas típicas de capacidade de infiltração para solos arenosos e argilosos Figura 2.4 Perfis de umidade mostrando a redistribuição da água ao longo do perfil de solo em 5 tempos diferentes Figura 2.1 Variação da capacidade de infiltração real de um solo e distribuição de chuva Figura 2.1 Representação de uma bacia hidrográfica dividida em sub-bacias e diagrama esquemático mostrando os percursos da água até a saída da bacia Figura 2.2 Representação do MNT para uma bacia hidrográfica. (a) grade regular; (b) TIN; (c) curvas de nível Figura 2.3 Definição de um elemento típico construído a partir de linhas de fluxo com base num MNT representado por curvas de nível Figura 2.4 Representação matricial dos atributos Figura 2.5 Representação dos atributos na forma de tabelas relacionais Figura 2.6 Utilização de tabelas relacionais interligadas Figura 2.7 Direções de fluxo obtidas a partir de MNT em grade regular Figura 2.8 Relação topológica entre elementos definida pela direção dos fluxos Figura 3.1 Determinação de linhas de fluxo em curvas de nível com pontos irregularmente espaçados Figura 3.2 Métodos de determinação de linhas de fluxo: (a) mínima distância; (b) mínimo ângulo médio normal Figura 3.3 Simplificação das linhas de fluxo baseada na diferença angular iii

4 Figura 3.2 Tipos de elementos Figura 3.1 Representação esquemática da compartimentação do solo dada 4 situações de dinâmicas de água no solo: (a) z s > z r ; (b) z s = z r ; (c) z s < z r ; (d) z s = Figura 3.1 Representação esquemática do modelo Figura 4.1 Localização da área de estudo Figura 4.2 Mapa de solos Figura 4.1 Modelo Numérico de Terreno da bacia do Rio Corumbataí Figura 4.1 Estações fluviométricas da bacia do rio Corumbataí Figura 4.2 Estações meteorológicas da bacia do rio Corumbataí e entornos Figura 4.1 Condutividade hidráulica de solos saturados e teor de argila para 5 pontos amostrais da bacia do rio Corumbataí Figura 4.2 Umidade volumétrica obtida pelo método de Richard para as profundidades de 0,20 e 0,80 m Figura 4.1 Mapa de uso da terra para os anos de 1978 e Figura 4.1 Janela principal do programa Figura 4.2 Inclinação média para os elementos da bacia de Corumbataí Figura 4.3 Aspecto médio para os elementos da bacia de Corumbataí iv

5 LISTA DE TABELAS Tabela 3.1 Variáveis do modelo Pág. v

6 1 CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO A realização de estudos hidrológicos em bacias hidrográficas vem da necessidade de se compreender o funcionamento do balanço hídrico, os processos que controlam o movimento da água e os impactos de mudanças do uso da terra sobre a quantidade e qualidade da água (Whitehead e Robinson, 1993). A importância de se adotar a bacia como unidade hidrológica está ligada ao fato de que suas características estão intimamente relacionadas com a produção de água. Segundo Zakia (1998), a área de uma bacia hidrográfica tem influência sobre a quantidade de água produzida. Já forma e o relevo atuam sobre a taxa ou sobre o regime desta produção de água, assim como sobre a taxa de sedimentação. O padrão de drenagem, por sua vez, afeta a disponibilidade de sedimentos e a taxa de formação do deflúvio. Durante muito tempo, os estudos hidrológicos eram basicamente avaliações de apenas dois componentes do ciclo hidrológico: a precipitação e o deflúvio. A precipitação representava a entrada e o deflúvio a saída do sistema, sendo a evaporação e armazenamento quase sempre desconsideradas na análise. Entretanto, a compreensão do conjunto de processos físicos que ocorrem na bacia é imprescindível para interpretação dos resultados obtidos, suas limitações e sua aplicabilidade a outras regiões (McCulloch e Robinson, 1993). Na natureza, a manutenção dos recursos hídricos, no que diz respeito ao regime de vazão dos cursos d água e da qualidade de água, decorre de mecanismos naturais de controle desenvolvidos ao longo de processos evolutivos da paisagem. Um destes mecanismos, por exemplo, é a relação íntima que existe entre a cobertura vegetal e a água, especialmente nas cabeceiras dos rios onde estão suas nascentes. Esta condição natural de equilíbrio dinâmico vem sendo constantemente alterada pelo homem através do desmatamento, expansão da agricultura, abertura de estradas, urbanização e vários outros processos de transformação antrópica da paisagem, que alteram os ciclos biogeoquímicos e o ciclo da água. Levando em conta as projeções de crescimento da população mundial, não há dúvida de que os impactos ambientais destas transformações começam a ameaçar a sustentabilidade dos recursos hídricos (Lima, 2000). O monitoramento da microbacia hidrográfica pode fornecer indicações a respeito de mudanças desejáveis ou indesejáveis que estejam ocorrendo com os recursos hídricos como conseqüência de práticas de manejo. Pode-se identificar várias práticas que prejudicam a sustentabilidade, podendo estas práticas ocorrer em diferentes escalas. Na escala micro, ou seja, na escala da propriedade rural, a compactação, a destruição da matéria orgânica e a destruição da microbiologia do solo são alguns exemplos de conseqüências de práticas de manejo inadequado que degradam o mais importante fator hidrológico da manutenção dos recursos hídricos, que é o processo de infiltração de água no solo. Na escala meso, que é a própria escala da microbacia hidrográfica, pode-se identificar outros indicadores de sustentabilidade dos recursos hídricos. Por exemplo, o

7 2 traçado de estradas que não leve em conta as características da bacia, sempre constitui um foco permanente de erosão, degradando tanto o potencial produtivo do solo, como a qualidade da água. Finalmente, numa escala macro ou regional, um indicador de sustentabilidade dos recursos hídricos seria, por exemplo, a própria disponibilidade natural de água, a qual pode ser quantificada pelo balanço hídrico (Lima, 2000). O modelo hidrológico é uma ferramenta extremamente útil que permite, através da equacionalização dos processos, representar, entender e simular o comportamento de uma bacia hidrográfica (Tucci, 1998). Entretanto, é impossível ou inviável traduzir todas as relações existentes entre os diferentes componentes da bacia hidrográfica em termos matemáticos. De fato, ou essas relações são extremamente complexas a ponto de não existir uma formulação matemática capaz de descrevê-las completamente, ou apenas uma parte dos processos envolvidos nessas relações é parcialmente conhecida. Assim, na maioria dos casos, a modelagem hidrológica torna-se somente uma representação aproximada da realidade. É com o objetivo de fornecer ferramentas cada vez mais poderosas, buscando compreender os processos hidrológicos envolvidos no balanço de água de bacias hidrográficas, que este trabalho está sendo proposto. Espera-se que, com o desenvolvimento de um protótipo de modelo hidrológico distribuído, possa-se simular situações e antecipar soluções para os problemas, já considerados alarmantes, de fornecimento de água principalmente para grandes cidades.como objetivos secundários, mas não menos importantes, pode-se enumerar: a) testar uma metodologia de determinação de linhas de fluxo adaptada do modelo TOPOG; b) propor uma compartimentalização do solo a fim de simplificar as relações entre as camadas do solo, conservando-se a idéia de que a zona radicular é a região mais importante para a manutenção da produtividade da bacia; c) simular algumas situações críticas de uso da terra para antecipar seu efeito no ciclo hidrológico da bacia estudada; d) enumerar as necessidades estruturais de dados para que este modelo possa ser incorporado a um sistema de informação geográfica; e e) testar a viabilidade da utilização de dados de sensores orbitais na estimação do IAF, observando a sensibilidade do modelo a esse parâmetro IAF); Além deste capítulo, que introduz a problemática e importância em se fazer modelagem hidrológica, este documento possui mais 3 capítulos. No segundo capítulo são tratados assuntos relacionados aos conceitos básicos que envolvem a modelagem hidrológica tendo como enfoque principal o balanço de água no solo. O capítulo 3 apresenta os métodos e variáveis propostos para representar os processos hidrológicos da bacia. Por fim, o capítulo 6 traz uma descrição da área de estudo e apresenta os dados disponíveis para a calibração e teste do modelo proposto. Também alguns resultados

8 3 preliminares a respeito da discretização espacial da área de estudo é apresentada neste capítulo.

9 4 CAPÍTULO 2 CONCEITOS BÁSICOS DE MODELAGEM HIDROLÓGICA Neste capítulo serão abordados questões básicas relacionadas à modelagem hidrológica. Inicialmente são apresentados conceitos gerais de modelagem, definindo-se as variáveis envolvidas e os tipos de modelos existentes. Por fim, são discutidas detalhadamente cada um dos processos envolvidos na modelagem hidrológica. 2.1 UMA VISÃO GERAL SOBRE MODELOS Um modelo pode ser considerado como uma representação simplificada da realidade, auxiliando no entendimento dos processos que envolvem esta realidade. Os modelos estão sendo cada vez mais utilizados em estudos ambientais, pois ajudam a entender o impacto das mudanças no uso da terra e prever alterações futuras nos ecossistemas. Os processos ambientais no mundo real são geralmente bastante complexos e são tipicamente tridimensionais e dependentes do tempo. Tal complexidade pode incluir comportamentos não lineares e componentes estocásticos sobre múltiplas escalas de tempo e espaço. Pode-se haver um entendimento qualitativo de um processo particular, mas o entendimento quantitativo pode ser limitado. A possibilidade de expressar os processos físicos como um conjunto de equações matemáticas detalhadas pode não existir, ou as equações podem ser muito complicadas, exigindo simplificações para seu uso (Goodchild, 1993). Além disso, limitações computacionais ou a maneira na qual as equações matemáticas são convertidas em processos numéricos discretos leva à parametrização de processos complexos em escalas muito detalhadas que podem não ser explicitamente representadas no modelo. Em alguns casos, esses conjuntos de equações podem ser vistos como uma coleção de hipóteses, relativo a processos físicos, do qual entradas e saídas estão conectadas. Esse conjunto de equações parametrizadas representa a melhor aproximação do modelador para explicar esses processos, dado essas restrições coletivas. Entretanto, é importante reconhecer que modelos ambientais são usualmente, no melhor caso, apenas uma representação dos processos do mundo real (Goodchild, 1993). Um mesmo processo pode ser representado de diferentes maneiras, sendo algumas mais apropriadas para determinados casos. Nesse caso, não existe um modelo único que seja o melhor e sim pode existir aquele que melhor descreve um fenômeno. De maneira geral, um modelo é um sistema de equações e procedimentos compostos por variáveis e parâmetros. Os parâmetros mantém seu valor inalterado durante todo o processo estudado. Assim, um parâmetro possui o mesmo valor para todos os intervalos de tempo, o que não significa que ele não possa variar espacialmente. Já as variáveis podem mudar ao longo do tempo que o modelo estiver sendo executado. Pode-se distinguir 3 tipos de variáveis num modelo. A primeira, chamada variável de estado, é o

10 5 foco de estudo do modelo. Haverá sempre uma equação diferencial relacionada a esta variável. O estado de um sistema pode ser descrito apenas checando-se o valor de cada variável de estado. Como exemplo, na modelagem do balanço de água no solo, uma variável de estado pode ser o conteúdo de água no solo. O segundo tipo de variável num modelo é a variável processo ou simplesmente processo, também chamada de fluxo. Os fluxos serão as entradas e saídas das variáveis de estado. Tipicamente, os fluxos são calculados como função das variáveis de estado e das variáveis impulsionadoras ou forçantes (descritas a seguir). Também os parâmetros serão utilizados no cálculo dos fluxos. Exemplificando, a taxa de infiltração do solo pode ser considerada uma variável processo que alterará o conteúdo de água no solo. O terceiro e último tipo é a variável forçante que é usada no modelo mas não é calculada por ele e, dessa forma, a variação desta variável deve ser explicitada para o modelo. Esta variável pode representar um fluxo (fluxo forçante) ou um estoque externo ao modelo (estoque forçante) que alimentará o modelo funcionando como um propulsor. A chuva e o aqüífero não confinado são respectivamente típicos exemplos de fluxo e estoque forçante em modelos de balanço de água no solo. A variável forçante pode atuar ainda como um modulador/controlador de fluxos no modelo, como acontece, por exemplo, com o vento que pode influenciar na taxa de evaporação do solo. A Figura 2.1 mostra uma representação esquemática de um modelo hipotético bastante simples. Neste esquema pode-se observar 2 variáveis de estado (E 1 e E 2 ), 4 processos (P 1, P 2, P 3 e P 4 ) e 3 variáveis forçantes (F 1, F 2 e F 3 ). A variável E 1 recebe um fluxo F 1 que impulsiona o modelo. E 1 transfere parte de seu estoque para E 2 e P 1 representa esse fluxo de transferência. E 2 retorna parte de seu estoque novamente para E 1 mas com um fluxo P 2 controlado por F 3. Além disso, um estoque forçante F 2 transfere uma quantidade (P 3 ) de seu estoque ilimitado para E 2. Considera-se também que parte do estoque de E 2 é perdido para fora do sistema, o que acontece segundo um fluxo P 4. Várias relações podem ser estabelecidas entre os componentes deste modelo. Considerando-se uma variação no tempo dt, a variação no estoque das variáveis de estado é dada por de1 = F1 P1 + P2 (2.1a) dt, de2 = P (2.1b) 1 P2 + P3 P4 dt. Pode-se considerar ainda que F = f ( ), 1 t F = f ( ), 2 t F = f ( ), 3 t P 1 = f ( E1, E2 ), (2.2a) (2.2b) (2.2c) (2.2d)

11 6 P 2 = f ( E1, E2, F3 ), P 3 = f ( E2, F2 ), P = f ( 2). 4 E (2.2e) (2.2f) (2.2g) F 2 P 3 F 1 P 1 E 1 E 2 P 2 P 4 F 3 Figura 2.1 Representação de um modelo hipotético. A importância em se identificar cada tipo de variável presente num modelo está no fato de que esta definição influenciará a escolha da estrutura de dados durante a implementação deste modelo. Dessa forma, apenas as variáveis de estado precisam ser armazenadas a cada iteração do modelo caso se deseje fazer o acompanhamento desta variável ao longo do tempo. Por outro lado, os fluxos são recalculados a cada instante e seus valores históricos (memória temporal) são quase sempre permanentemente perdidos após cada cálculo. 2.2 CLASSIFICAÇÃO DOS MODELOS Discussões sobre aspectos relacionados à classificação de modelos podem ser encontrados em Maidment (1993), Vertessy et al. (1993) e Tucci (1998). Os modelos podem ser classificados sob diferentes aspectos. Comumente, os modelos são classificados, dentre outras formas, de acordo com o tipo de variáveis utilizadas na modelagem (estocásticos ou determinísticos), o tipo de relações entre essas variáveis (empíricos ou conceituais), a forma de representação dos dados (discretos ou contínuos), a existência ou não de relações espaciais (pontuais ou distribuídos), e a existência de dependência temporal (estáticos ou dinâmicos). Um modelo é dito estocástico quando pelo menos uma das variáveis envolvidas tem comportamento aleatório. Caso os conceitos de probabilidade sejam negligenciados durante elaboração de um modelo, este será denominado determinístico. Note, no entanto, que uma variável de entrada pode ser aleatória mas o modelo ainda assim é determinístico quando cada valor de entrada produz um único valor de saída. Sistemas

12 7 multivariados não-lineares podem levar a resultados caóticos que erroneamente são interpretados como variáveis aleatórias. Os modelos podem ser empíricos, quando utilizam relações baseadas em observações. Em geral, estes modelos são bastante simples e úteis no dia a dia. No entanto, são pouco robustos, uma vez que são específicos para aquela região para qual as relações foram estimadas. Além disso, os modelos empíricos não possibilitam fazer simulações de mudanças em condições para os quais o modelo não previu, tais como, chuvas extremamente altas, mudança de uso do solo, etc. Os modelos podem ser também baseados em processos (modelos conceituais) e, em geral, são mais complexos que os empíricos, uma vez que procuram descrever todos os processos que envolvem determinado fenômeno estudado. Por exemplo, o cálculo da variação do nível do lençol freático é bastante complexo e tem a necessidade de envolver o uso de modelos detalhados e multivariados, que geralmente requerem um bom conjunto de informações e uma parametrização cuidadosa antes que eles possam ser executados. Apesar dos fenômenos naturais variarem continuamente no tempo, na maioria das vezes, estes fenômenos são representados por modelos discretos. A escolha do intervalo de tempo (passo) no qual o modelo será executado depende basicamente do fenômeno estudado, da disponibilidade de dados e da precisão desejada nos resultados. Em geral, quanto menor o intervalo de tempo maior será a precisão dos resultados, aumentando também o custo computacional para geração destes resultados. Os modelos podem ainda ser classificados como pontuais (concentrados ou agregados) ou distribuídos. Em modelos pontuais, considera-se que todas as variáveis de entrada e saída são representativas de toda área estudada. Por outro lado, os modelos distribuídos consideram a variabilidade espacial encontrada nas diversas variáveis do modelo. De maneira geral, alguma discretização do espaço é feita e consequentemente cada elemento pode ser tratado como um ponto que representa homogeneamente toda sua área. Modelos distribuídos mais realísticos consideram também a existência de relação espacial entre elementos vizinhos. Finalmente, os modelos podem ser estáticos quando, com um conjunto de dados de entrada produz-se um resultado oriundo da resolução das equação do modelo em um único passo. Já modelos dinâmicos utilizam o resultado de uma iteração como entrada para uma próxima iteração. Os modelos geralmente descrevem processos com diferentes níveis de detalhamento e diferentes escalas de tempo. Um modelo pode ser detalhado, apropriado a pequenos intervalos de tempo e espaço, ou ser mais simples e genérico, podendo simular o comportamento de regiões inteiras e/ou períodos de tempo mais longos (décadas, séculos). De fato, muitos modelos trabalham em diferentes escalas espaciais e temporais. Alguns processos podem ser simulados considerando-se intervalos de tempo bastante pequenos (minutos, horas e dias) e escalas espaciais muito detalhadas (estômato, folha, planta), mas os resultados serem gerados para intervalos de tempo maiores (dias, meses, estações, anos, décadas) e escalas espaciais menos detalhadas

13 8 (dossel, comunidade, região). A generalização espacial dos resultados pode ser conseguida através do uso de técnicas de geoprocessamento e com o uso de dados de sensoriamento remoto (Steyaert, 1993). 2.3 MODELAGEM HIDROLÓGICA Um modelo hidrológico pode ser definido como uma representação matemática do fluxo de água e seus constituintes sobre alguma parte da superfície e/ou subsuperfície terrestre. Há uma estreita relação entre a modelagem hidrológica, a biológica e a ecológica pois o transporte de materiais pela água é influenciado por atividades biológicas que podem aumentar ou diminuir a quantidade desses materiais na água, e o regime do fluxo de água pode afetar diversos habitats. Além disso, a hidrologia está estreitamente relacionada às condições climáticas e portanto modelos hidrológicos e atmosféricos deveriam estar acoplados, sendo que, na prática, um estreito acoplamento torna-se bastante dificultado, uma vez que modelos atmosféricos trabalham com resoluções espaciais muito maiores que as utilizadas na modelagem hidrológica (Maidment, 1993). A bacia hidrográfica é o objeto de estudo da maioria dos modelos hidrológicos, reunindo as superfícies que captam e despejam água sobre um ou mais canais de escoamento que desembocam numa única saída. A bacia pode constituir a unidade espacial para modelos agregados que consideram as propriedades médias para toda a bacia. Diversas abordagens podem ser consideradas na subdivisão da bacia a fim de considerar suas características espacialmente distribuídas (veja Seção 2.4). Para melhor entender os modelos hidrológicos, é necessário analisar os componentes envolvidos no ciclo hidrológico. A água é agente essencial no processo produtivo, aqui entendido como fixação do carbono atmosférico pelas plantas superiores. A folha de uma planta é o principal órgão responsável pela fotossíntese e é também o responsável pelo controle sobre o ciclo hidrológico através dos estômatos. Pode-se verificar uma estreita relação entre os ciclos da água e do carbono. A Figura 2.2 mostra esquematicamente os principais componentes envolvidos no ciclo hidrológico.

14 9 precipitação transpiração evaporação (interceptação) evapotranspiração evaporação infiltração escoamento superficial zona de aeração fluxo ascendente drenagem profunda lençol freático zona radicular aquífero não confinado rocha de origem Figura 2.2 Diagrama dos principais componentes do ciclo hidrológico. Do ponto de vista hidrológico, o solo pode ser entendido como um reservatório, cujo volume de água armazenado pode ser bastante variável no tempo, dependendo de muitos fatores. O balanço de água no solo pode ser resolvido computando-se todas as entradas e saídas do sistema. A principal entrada de água no sistema é feita através da precipitação. Considerando a existência de uma cobertura vegetal sobre o solo, a água da chuva poderá ser primeiramente interceptada pelo dossel (a água poderá também atingir diretamente o solo ou corpos d água). Esta água interceptada pode então ser evaporada. Da água que chega até a superfície do solo, parte é infiltrada (entra no perfil de solo) e parte pode escoar superficialmente. A água infiltrada irá se redistribuir ao longo do perfil de solo. Aspectos relacionados ao movimento de água no solo serão tratados na Seção Simultaneamente à entrada de água no solo, a água pode estar sendo evaporada pela superfície ou retirada do solo pelas raízes e transpirada pelas folhas do dossel. O processo que envolve a perda de água do sistema pela evaporação do solo e transpiração das plantas é denominado evapotranspiração (veja Seção 2.3.3). A água ainda pode ser perdida por drenagem profunda (além da zona radicular) e em algumas situações específicas pode haver um fluxo ascendente de água no solo.. Em terrenos declivosos, pode ocorrer também um fluxo lateral subsuperficial devido a ação gravitacional. Este processo é ilustrado na Figura 2.3. No terreno, pode se formar canais ou cursos por onde a água escoa preferencialmente. Estes canais podem escoar água somente durante um evento de chuva ou durante algum tempo depois, cessando o escoamento tão logo a água infiltre no solo (curso influente). Outros canais, por sua vez, localizados abaixo do nível do lençol freático, permanecem constantemente escoando água (curso efluente) a menos que, por algum motivo, o nível do lençol freático venha a baixar fazendo que o canal fique acima deste nível.

15 10 precipitação evapotranspiração curso influente fluxo superficial zona de aeração zona de saturação drenagem profunda lençol freático fluxo ascendente fluxo subsuperficial curso efluente Figura 2.3 Componentes do balanço de água no solo considerando o declive do terreno. Em geral, a variação de umidade dentro do perfil de solo é resolvido através de um balanço de massa, onde são computadas as entradas e saídas de água no sistema. Este balanço de massa é comumente chamada de balanço de água no solo. De modo bastante simplista, o balanço de água no solo pode ser resumido em P I ET Q ext θ = 0, (2.3) onde P é a precipitação (chuva, neve ou neblina), I é a água interceptada pelo dossel que posteriormente é evaporada, ET é a evapotranspiração, Q ext é o escoamento de água para fora do sistema e θ é variação do estoque de água no solo. A equação de balanço pode ser utilizada para eventos simples de precipitação ou para uma série temporal, embora as escalas temporais de cada um dos processos possam ser consideravelmente diferentes. A fim de entender melhor cada um dos processos envolvidos no balanço de água no solo, serão discutidos a seguir alguns aspectos relativos às principais variáveis envolvidas neste balanço PRECIPITAÇÃO A precipitação representa a principal entrada de água no sistema. Em geral, a precipitação é representada em termos de lâmina d água (1 milímetro de chuva equivale a 1 litro de água distribuídos em 1 metro quadrado do terreno). A precipitação caracteristicamente apresenta grande variação temporal e espacial. As principais formas de precipitação são chuva, neve, garoa, granizo, orvalho e geada. Desconsiderando a neve, característica de região de altas latitudes e/ou altas altitudes, a chuva representa a principal forma de precipitação. Basicamente, a chuva pode ser classificada em três tipos

16 11 básicos: convectiva, frontal e orográficas. A chuva convectiva é causada pelo aquecimento diferenciado da superfície e das camadas mais baixas da atmosfera, provocando a ascensão de massas de ar quente e úmido. Este tipo de chuva é em geral concentrado e de grande intensidade, e muitas vezes está associada à ocorrência de granizo. A chuva frontal ou ciclônica ocorre quando uma massa de ar frio entra em contato com uma massa de ar quente, fazendo com que esta última suba carregando a umidade para altas altitudes, provocando precipitação. Chuvas ciclônicas ocorrem mais distribuídas temporal e espacialmente. Finalmente, a chuva orográfica é causada por movimentos laterais de massas de ar quente e úmido que, encontrando uma barreira física (montanha), são forçadas a se elevar. Este tipo de chuva é particularmente importante em regiões costeiras que apresentam cadeias de montanhas. A condensação do vapor d água ocorre sempre que a umidade relativa do ar atinge 100%. A umidade relativa é a razão entre a pressão de vapor d água observado (e) e a pressão de vapor quando o ar está saturado (e s ). e s é uma função direta da temperatura do ar, ou seja, quanto maior for a temperatura maior será e s e consequentemente maior quantidade de vapor esse ar conseguirá armazenar. Com a subida de uma massa de ar na atmosfera, a temperatura da mesma tende a diminuir a uma taxa constante (razão de lapso adiabático seco) até que a umidade relativa atinja 100%. A massa de vapor permanece inalterada durante a subida, mas com a diminuição da temperatura, diminui-se também e s, o que resulta no aumento da umidade relativa. Com a continuação do movimento ascendente da massa de ar, agora saturada, a temperatura diminui a uma taxa menor. Como e s tende a diminuir ainda mais, o ar perde água em forma de precipitação mantendo-se saturado (Figura 2.4). umidade relativa 100% 100% elevação 100% razão de lapso adiabático seco 80% 50% 30% temperatura do ar

17 12 Figura 2.4 Processo de formação de chuva por movimento ascendente de massa de ar úmida. Fonte: Baseado em Hewlett (1982) Assim como é importante conhecer a quantidade de chuva que entra no sistema, é também importante conhecer a velocidade com que isto acontece. É sabido que chuvas de grandes intensidades (grandes volumes de água em curtos intervalos de tempo) provocam grandes escoamentos superficiais, mesmo em solos não saturados, já que, nesses casos, o volume de água que atinge a superfície do solo pode ser superior a taxa de infiltração do mesmo (Hewlett, 1982). Outro problema relacionado com a chuva é a estimação de sua distribuição espacial. Tucci (1998) alerta para o fato de que a distribuição temporal e espacial da precipitação pode embutir erros superiores a qualquer refinamento de metodologia que simule os processos físicos numa bacia hidrográfica. A chuva é caracteristicamente um fenômeno contínuo no espaço, mas no entanto, medidas pluviométricas são feitas apenas em alguns pontos do terreno. A extrapolação dos dados observados para toda a área deve ser feita de maneira bastante criteriosa. Reichardt et al. (1995) observaram que um ponto de observação não representou áreas distantes a 1000m dele quando considerou-se as médias pluviométricas diárias, mensais ou mesmo trimestrais. Os mesmos autores concluíram, no entanto, que médias pluviométricas anuais poderiam ser extrapoladas até 2500m distante do ponto de observação. Diversas técnicas podem ser utilizadas para se extrapolar medidas pontuais de chuva para toda a área, destacando-se: médias ponderadas pelo inverso da distância, polígonos de Thiessen e técnicas geoestatísticas (krigeagem). Independente da técnica de interpolação utilizada, os resultados da espacialização de dados pontuais é influenciado basicamente pela quantidade e distribuição destes pontos de observação. Radares meteorológicos têm sido utilizados na detecção e quantificação de precipitação (Atlas, 1987). Através de uma relação empírica existente entre a precipitação e a refletividade do radar, pode-se inferir a taxa de precipitação (volume por unidade de tempo). Esta relação é dada por b Z = ar, (2.4) onde Z é o fator de refletividade (obtido a partir do sinal recebido pela antena do radar), R é a taxa de chuva, e a e b são parâmetros que devem ser estimados. Calheiros e Zawadzki (1981), citados por Atlas (1987), conseguiram bons resultados quando utilizaram estimativas de chuva provenientes de radares meteorológicos como entrada de modelos hidrológicos. Nem toda a água da precipitação atinge o solo. A água da chuva que cai sobre uma região pode ser interceptada pela vegetação que cobre a superfície do solo. Parte desta água é evaporada e retorna à atmosfera e parte escorre pelos galhos e troncos até atingir o solo. A água interceptada e evaporada não contribui na alteração da umidade

18 13 do solo e portanto deve ser subtraída da quantidade total de chuva que cai sobre a área. A liteira, restos vegetais que cobrem o solo, pode também impedir que a água da chuva chegue até o solo (Landsberg e Gower, 1997). As perdas de água por interceptação são muito variáveis de acordo com a estrutura e massa do dossel. A quantidade de água retida no dossel depende também da quantidade e intensidade da chuva, assim como da radiação disponível. Se quantidade de chuva for pequena e sua intensidade for baixa pode-se ter até mesmo a retenção de toda água da chuva no dossel. Da mesma forma, um dossel consegue reter até uma determinada quantidade, acima do qual, toda água é transferida para o solo. A quantidade de água retida no dossel e posteriormente evaporada (E int ) pode ser calculada através da equação proposta por Gash (1979): E [ P' ( 1 p p ) S ] + E / R( P P' ) [ ] S, int = f g + (2.5) onde P' é a quantidade de chuva necessária para saturar o dossel, P é a quantidade de chuva num determinado evento, p f e p g são as frações de chuva que chegam à superfície do solo através de respingos das folhas e escorrimento pelos galhos, R é a intensidade média de chuva durante o evento, E é a taxa de evaporação durante eventos de chuva e S é a perda de água estocada no dossel após o evento de chuva. Esta equação tem sido amplamente adotada e aplicada em muitos estudos (Landsberg e Gower, 1997). Alguns modelos mais simples podem considerar a intercepção da água da chuva pelo dossel apenas como uma fração da precipitação total ou como um valor proporcional a quantidade de folha no dossel. Running e Coughlan (1988) e, Zhang e Dawes (1998) definem que a quantidade máxima de chuva interceptada pelo dossel (E int max ) é dada por E int max = kiaf, (2.6) onde k é o coeficiente de interceptação de chuva e IAF é o índice de área foliar. É importante observar que E int max representa a quantidade de água que é evaporada caso haja energia disponível para o processo de evaporação, ou seja, representa uma evaporação potencial DINÂMICA DA ÁGUA NO SOLO Do ponto de vista hidrológico, o perfil de solo pode ser dividido em duas zonas. A primeira é a zona de aeração ou zona não saturada que compreende desde a superfície do solo até o lençol freático abaixo do qual está a segunda zona denominada saturada, também chamada de aqüífero não confinado, estendendo-se até a rocha (Figura 2.2). Os poros presentes no solo, representados pelos espaços entre as partículas (mineral e orgânica) que constituem o solo, podem estar totalmente preenchidos com água, como na zona saturada, ou estar parcialmente preenchidos por ar, como na zona não saturada. Os poros da zona de aeração podem ficar temporariamente saturados por ocasião da

19 14 chuva ou irrigação, mas, deixados em repouso, retornarão à condição não saturada. É importante notar que esta divisão em duas zonas é dinâmica, ou seja, varia com o tempo, uma vez que o nível do lençol freático tende a ser alterado ao longo do ano, de acordo com o regime das chuvas da região. Para entender o processo de movimentação da água no solo, desde a infiltração até a redistribuição ao longo do perfil, é importante compreender conceitos relativos a energia da água no solo. Toda partícula de água no solo está sujeita a uma série de forças que determinarão o sentido e velocidade de deslocamento desta partícula dentro do solo. A energia com a qual o solo retém a água é medida em termos de potencial de água (ψ), que tem unidades de pressão, ou energia por unidade de volume, que equivale a força por unidade de área. O potencial de água no solo é a soma dos potenciais gravitacional, de pressão e osmótico. O movimento da água será sempre orientada para a região de menor potencial. O potencial gravitacional (ψ g ) é baseado simplesmente na posição da partícula de água dentro do campo gravitacional. Considerando como superfície de referência o nível do mar, a força gravitacional é sempre positiva e orientada para baixo, o que faz que a água, desconsiderando os outros potenciais, tenha a tendência de mover-se verticalmente para baixo ao longo do perfil do solo. Por convenção, a pressão exercida na linha do lençol freático é nula, sendo positiva abaixo (zona saturada) e negativa acima deste nível (zona não saturada). O potencial de pressão negativo é chamado de potencial matricial (ψ m ) e o positivo é denominado simplesmente de carga (ψ c ). Uma partícula sob pressão nula significa, de fato, que esta partícula está sujeita à pressão atmosférica padrão (1 atm ou 1013 mbar). Em solos não saturados, o potencial matricial representa a força de adesão da água às partículas do solo. Quanto menor for a umidade, mais fortemente a água será retida pelas partículas do solo. Cada solo, dependendo de sua textura e porosidade, possui uma curva de retenção característica que relaciona o conteúdo de umidade e o potencial matricial deste solo. A Figura 2.5 ilustra uma curva de retenção típica. É importante observar que a relação entre a umidade e potencial matricial é diferente se este solo estiver recebendo ou perdendo água. A diferença entre estas curvas é denominado histerese.

20 15 conteúdo de umidade molhamento histerese secamento -0, potencial matricial Figura 2.5 Curvas de retenção considerando as fases de secamento e molhamento. O terceiro potencial, o osmótico, em geral pode ser negligenciado para a maioria dos solos. Apenas em solos salinos este potencial pode tornar-se importante fazendo com que a água mova-se de regiões de menor concentração de solutos para regiões com altas concentrações de solutos. O movimento da água no solo depende do gradiente de potencial existente entre dois pontos e da condutividade hidráulica, o que pode ser descrito pela lei de Darcy (Zhang e Dawes, 1998): ψ ψ qv = K = K 1 m, (2.7) z z onde qv é o fluxo vertical de água que passa numa unidade de área da seção transversal por unidade de tempo na direção de menor potencial, K é a condutividade hidráulica, ψ é o potencial hidráulico total, obtido pela soma de ψ g e ψ m, e z é a distância vertical a partir da superfície do solo (profundidade). A lei de Darcy foi originalmente formulada para descrever o fluxo em meios saturados. No entanto, esta lei também pode ser aplicada em solos não saturados fazendo K uma função do potencial de água no solo, uma vez que K decai rapidamente com a diminuição da umidade. Campbell (1974) formulou uma relação bastante prática para o cálculo da condutividade hidráulica: 2 b+3 K( ψ ) θ K = =, (2.8) K s θ s onde K s é a condutividade hidráulica de solos saturados, θ é a umidade volumétrica do solo não saturado, θ s é a umidade volumétrica do solo saturado e b é um coeficiente empírico. Clapp e Hornberger (1978) determinaram valores do coeficiente b para solos com diferentes texturas, cujos resultados podem ser vistos na Figura 2.6. Note que há uma relação muito forte entre o coeficiente b e o teor de argila do solo.

21 16 coeficiente b b = 13,517arg + 3,5264 r 2 = 0, ,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 Fração argila (arg) Figura 2.6 Relação entre o coeficiente b e a fração argila do solo. Fonte: Baseado em Clapp e Hornberger (1978) A lei de Darcy considera que o solo é homogêneo, estruturalmente estável, incompressível, isotérmico e não histerético. No entanto, esta lei é válida para a grande maioria das velocidades de fluxos observados em solos (Zhang e Dawes, 1998). Para se entender a variação da umidade do solo, há que se considerar também a equação de continuidade do fluxo de água dado por θ qv + = q 0, (2.9) t z onde θ é o conteúdo volumétrico de água, t é o tempo e q 0 representa fluxos de entrada (precipitação, fluxos laterais de entrada, etc) ou saída (evapotranspiração, fluxos laterais de saída, etc) de água no perfil de solo. Combinando-se as equações (2.8) e (2.9) chega-se a uma equação geral: θ ψ K K m = + q 0. t z z Esta equação é uma forma mista da equação de Richards, que pode ser rescrita para θ U = K + q 0, (2.11) t z z onde U é uma variável transformada de Kirchhoff definida por U = ψ Kdψ m = q. Ddθ, 0 (2.10) (2.12) onde D é a difusividade da água no solo. A equação (2.11) é a forma mais eficiente de se calcular a variação de umidade, uma vez que exige um menor número de variáveis e minimiza o número de operações aritméticas envolvidas no cálculo (Dawes, 1998).

22 17 Maiores esclarecimentos a respeito do uso da equação de Richards na dinâmica da água no solo podem ser encontradas em Ross (1990). Warrick et al. (1990) e Short et al. (1998) discutem aspectos relativos à solução da equação de Richards. Certos modelos, como por exemplo o TOPMODEL, consideram que a condutividade hidráulica decai exponencialmente com relação à profundidade, ou seja K s = K 0 exp( fz), (2.13) onde K 0 é a condutividade hidráulica do solo saturado à superfície e f é um fator de forma que controla o grau de decaimento da função. O fluxo vertical de água entre uma zona não saturada e uma saturada pode então ser expresso por U qv = K e s, (2.14) D s onde U e representa a quantidade de água armazenada na zona não saturada e D s é o déficit da zona saturada que representa a capacidade de armazenamento da zona não saturada (Vertessy e Elsenbeer, 1999). Também a infiltração, processo no qual a água passa pela superfície do solo, é função de ψ m e ψ g, considerando-se solos não saturados. Caso haja empoçamento da água, ψ c passa a ter importância no processo de infiltração. Inicialmente, ψ m domina o processo mas, com a percolação (movimento da água ao longo do perfil do solo), a umidade tende a aumentar e ψ m perde progressivamente a importância. Próximo à saturação, ψ g torna-se predominante. A taxa máxima na qual a água entra no solo é denominada capacidade de infiltração. As taxas de infiltração são influenciadas por muitos fatores: presença de elementos químicos e partículas na água, textura e estrutura do solo, conteúdo de água no solo, conteúdo de matéria orgânica no solo, entre outros (Landsberg e Gower, 1997). Com relação a textura e estrutura do solo, há uma tendência de solos arenosos apresentarem taxas de infiltração superiores ao solos argilosos, uma vez que o primeiro, por ser constituído de partículas de maior dimensão, apresentam poros maiores, o que facilita a entrada da água. A Figura 2.7 apresenta curvas da capacidade de infiltração típicas para solos arenosos e argilosos. Note que a capacidade de infiltração de solos argilosos decai mais rapidamente de que a de solos arenosos. Atividades que levem a compactação desse solo, como por exemplo atividades agropastoris, reduzem a capacidade do solo em absorver água, já que promovem uma diminuição da porosidade dos mesmos.

23 18 solo seco velocidade de infiltração máxima capacidade de infiltração arenoso argiloso solo saturado velocidade de infiltração constante tempo Figura 2.7 Curvas típicas de capacidade de infiltração para solos arenosos e argilosos. Fonte: Baseado em Hewlett (1982) Durante e após a infiltração, a água é redistribuída ao longo do perfil do solo. A Figura 2.8 ilustra o processo de redistribuição da água em 5 tempos distintos. Supondose que não haja perdas por evaporação superficial nem tampouco retirada de água por raízes de plantas, um solo homogêneo em equilíbrio poderia possuir a forma apresentada pela curva a. Num primeiro momento, durante a chuva, a taxa de infiltração é alta, aumentando o conteúdo de água nas camadas mais superficiais (curva b). As camadas mais superficiais podem atingir umidade próxima à saturação caso a chuva continue (curva c). Simultaneamente, a água percola para camadas mais profundas mesmo quando a chuva cessa, o que resulta na diminuição da umidade nas primeiras camadas (curva d). Se não ocorrer uma nova chuva, a água continua a percolação e a curva resultante tende para a curva original (curva e). Em estado natural, um solo é formado por camadas (horizontes) com características que podem ser muito distintas, como por exemplo, teor de matéria orgânica, textura e porosidade, ou ainda podem existir camadas de impedimento (camadas compactadas) que dificultam o movimento vertical da água. Nestes casos, a simulação de perfis de umidade pode se tornar muito complexa.

24 19 seco umidade do solo saturado a b c profundidade do solo e d lençol freático Figura 2.8 Perfis de umidade mostrando a redistribuição da água ao longo do perfil de solo em 5 tempos diferentes. Fonte: Baseado em Hewlett (1982) Todo solo tem uma quantidade máxima de água que consegue armazenar (comumente associados a ψ m médios próximos a 0,01 MPa), sendo que água excedente é perdida por drenagem profunda através da ação do ψ g. A água que percola além da zona radicular pode então alimentar os aqüíferos não confinados. Além dos fluxos verticais, fluxos laterais podem surgir em solos saturados. Esses fluxos laterais podem ser considerados constantes ou variáveis de acordo com a disponibilidade da água na zona saturada (Tucci, 1998). Alguns modelos hidrológicos, adotando a relação de decaimento exponencial entre K e z, consideram que o fluxo lateral de água que sai da zona saturada pode ser calculado por ql = K tan( β) e 0 D s m, (2.15) onde β é o ângulo de inclinação local e m é um coeficiente de decaimento da condutividade no solo que relaciona-se com o fator f por θ f = θ m onde θ r representa a umidade volumétrica residual do solo BALANÇO DE ENERGIA E EVAPOTRANSPIRAÇÃO s r, (2.16) Grande parte da água que chega ao solo através da chuva é perdida através da evapotranspiração que engloba tanto a evaporação pela superfície do solo como a

25 20 transpiração pelas plantas. Quando o solo está com sua máxima capacidade de armazenamento, não há restrições no uso da água e a evapotranspiração é máxima, considerando-se determinada condição climática, e é denominada evapotranspiração potencial. Por outro lado, se as condições hídricas do solo oferecem resistência à evapotranspiração, esta será inferior a evapotranspiração potencial, sendo denominada evapotranspiração real. Todo o processo de evapotranspiração depende da radiação líquida disponível no sistema. A radiação líquida ( ϕ l ) pode ser dividida em duas componentes, uma relacionada com a radiação em ondas curtas e outra relacionada com a radiação em ondas longas, podendo ser calculada por ϕ l = L ( 1 α) ϕc + ( ϕl ϕ ), (2.17) onde α é o albedo da superfície que representa a fração da radiação incidente em ondas curtas ( ϕ C ) que é refletido pela superfície, ϕ L é o fluxo de radiação em ondas longas descendente (que chegam à superfície vindas do céu) e ϕ L é o fluxo de radiação em ondas longas ascendente (que parte da superfície em direção ao céu). O valor de ϕ L depende basicamente das condições atmosféricas, tais como a quantidade e tipo de nuvens, e a quantidade de vapor d água e outros gases na atmosfera. Em condições de céu encoberto, ϕ L e ϕ L tendem a se balancear. Por outro lado, o balanço líquido de radiação em ondas longas é negativo quando se observa céu limpo, ou seja, a superfície perde mais radiação do que recebe (Landsberg e Gower, 1997). Estimativas de ϕ l são o primeiro passo para o cálculo das taxas de perda d água, tanto por evaporação quanto por transpiração. A equação de conservação relaciona ϕl com o calor latente (λe, λ é o calor latente de vaporização da água e E é o fluxo de vapor d água), o calor sensível (H) e o calor armazenado (G) no dossel, no solo e no ar incluso dentro destes dois componentes. Esta relação é dada por ϕl + G = λe + H. (2.18) Para análises com intervalo superior a um dia, pode-se ignorar G, já que este tende a um valor nulo quando analisado numa base diária (Landsberg e Gower, 1997). O cálculo das taxas de evaporação e transpiração é baseado em princípios de balanço de energia e transporte de massa. As densidades de fluxo de calor sensível e latente podem ser expressas como o produto de gradientes de temperatura e umidade específica (massa de água por unidade de massa de ar), e um coeficiente de difusão. Este coeficiente de difusão, que é o inverso do coeficiente de resistência, depende do estado de turbulência do ar que por sua vez depende da velocidade do vento e da rugosidade da superfície. O fluxo de calor sensível é definido por H = ρc p ( T T0 ) / ra, (2.19)

26 21 onde ρ é a densidade do ar, c p é o calor específico do ar sob pressão constante, T é a temperatura num nível (altura) qualquer, T 0 é a temperatura no nível de referência e r a é a resistência aerodinâmica que reflete a resistência à difusão turbulenta do calor e do vapor pelo ar a partir das folhas e da superfície do solo. O fluxo de calor latente pode ser calculado por λe = λρ( u u 0 ) / ra, (2.20) onde u é a umidade específica num nível qualquer e u 0 é a umidade específica no nível de referência. A taxa de perda de água do dossel é determinado a partir das taxas de transpiração das folhas desse dossel. O vapor d água move-se da cavidade estomatal, onde o ar é saturado, para a superfície foliar através da abertura estomatal. Este processo pode ser descrito pela equação: E = ρ( us u f ) / re, (2.21) onde u s é a umidade específica do ar saturado, u f é a umidade específica no nível da superfície foliar e r e é a resistência estomatal, que é um parâmetro fisiológico no qual a planta pode facilitar ou dificultar a difusão de vapor em resposta a estímulos tais como luz, concentração de CO 2 atmosférico, umidade atmosférica e condições de umidade no solo. Este processo de perda de água pelas folhas pode ser integrado para todo o dossel, ficando a taxa de perda de água do dossel dado por E = ρ( us u)/ rd, (2.22) onde r d representa a resistência do dossel que além de incluir a resistência estomatal das folhas, considera também os fluxos do solo, a turbulência e a variação de r e dentro do dossel. Este processo de mudança de escala, onde processos que ocorrem em níveis muito detalhados (estômato) são extrapolados para escalas com várias grandezas de diferença (dossel) é exaustivamente discutido em Jarvis e McNaughton (1986). Métodos de estimação da evapotranspiração, em geral, requerem informações de dois ou mais níveis acima da superfície, o que, na prática, é difícil de se obter (Zhang e Dawes, 1998). A fim de facilitar os cálculos de evapotranspiração usando medidas de um nível somente, Penman (1948), citado por Choudhury e Monteith (1988), desenvolveu uma equação que combinava princípios de balanço aerodinâmico e de energia para superfícies de água livre ou solos cobertos com vegetação baixa. Este método foi aperfeiçoado por Monteith (1965), citado por Zhang e Dawes (1998), quem combinou parâmetros aerodinâmicos e da superfície (dossel) com o balanço de energia numa equação conhecida atualmente como equação de Penman-Monteith: ϕl + ρc pdv / ra λe =, (2.23) + γ (1 + r / r ) d a

27 22 onde é a declividade da curva de saturação de vapor, D v é o déficit de pressão de vapor atmosférico e γ é a constante psicrométrica. Esta equação é válida para qualquer tipo de superfície e é comumente utilizada em cálculos de balanço de água. Nesta equação, o dossel é tratado como uma única grande folha, ou uma única camada, caracterizada por uma resistência estomatal (ou resistência do dossel) e uma resistência aerodinâmica única. Também, dentro dessa abordagem, é considerado que as temperaturas da folha e do ar são as mesmas e que há uma relação linear entre a pressão de vapor saturado e a temperatura. As três principais influências ambientais sobre r d são a luz, representada pela radiação fotossinteticamente ativa, o déficit de pressão de vapor e o potencial hidráulico da folha. Landsberg e Gower (1997) discutem a dificuldade em se estimar este parâmetro e sugerem a utilização de relações empíricas entre r d e D v. Running e Coghlan (1988) sugerem que a condutância do dossel (g d ) seja computada como uma função do potencial de água na folha: 1 g d = = g d max kψ ( ψ f ψ f min ), f (2.24) r onde g d max é a condutância máxima do dossel, ψ f é o potencial de água na folha, ψ f min é o potencial de água na folha para indução do fechamento do estômato e k ψ é a taxa de f resposta do g d ao ψ f. Os mesmos autores sugerem que ψ f seja estimada por θ s ψ f =, (2.25) 5θ onde θ é a umidade atual do solo. Dentro desta mesma abordagem, o modelo TOPOG (CSIRO, 2000) introduziu uma restrição devido ao déficit de pressão de vapor dentro do dossel (D vd ), chegando-se a seguinte expressão: 1 ψ s médio g d = = g d max ( 1 kd Dvd ), (2.26) vd r ψ onde ψ s médio é o potencial médio de água no solo, ψ f max é o potencial máximo de água na folha e k é taxa de resposta do g d ao D vd. D vd d d A evaporação do solo E S também pode ser estimada através da formulação de Penman-Monteith. Neste caso, considera-se que a resistência do solo decai rapidamente com o aumento do déficit de água no solo. Para solos saturados, a resistência do solo é nula, então ϕls + ρc pdv / rad λes =, (2.27) + γ sendo r ad a resistência aerodinâmica entre a superfície do solo e o ar contido dentro do dossel, eϕ ls a radiação líquida que chega ao solo, estimada considerando-se a atenuação da radiação pelo dossel segundo a lei de Beer-Lambert, ϕ ls = ϕ f max IAF le κ, (2.28)

28 23 onde κ é o coeficiente de extinção da luz. Para solos não saturados, Choudhury e Monteith (1988) sugerem que a resistência do solo (r s ) está inversamente relacionada à sua porosidade (p s ) e à constante de difusão molecular do vapor d'água (D m ), segundo a equação: τl rs =, (2.29) p D onde τ é o fator de tortuosidade e l é a espessura da camada de solo seco. Considerando ainda que o dossel provoca uma diminuição da radiação líquida disponível antes desta chegar ao solo, tem-se que ϕls + ρc pdv / rad λes =. (2.30) + γ (1 + r / r ) ESCOAMENTO SUPERFICIAL s m s ad O escoamento superficial considera toda a água que se desloca na superfície até encontrar uma calha definida. Quando a superfície é natural e possui uma cobertura vegetal, o escoamento na superfície sofre interferência desta cobertura e grande parte do escoamento acaba se infiltrando no solo. O escoamento em áreas urbanas é caracterizado pela mudança na direção de fluxos devido ao sistema viário e de esgotos pluviais, além de predominar superfícies impermeáveis que podem aumentar o fluxo superficial (Tucci, 1998). Uma das formas de ocorrência de escoamento superficial se dá toda vez que a intensidade de chuva for superior a capacidade de infiltração do solo. Como a capacidade de infiltração é função da umidade do solo, que por sua vez varia no tempo de acordo com as entradas e saídas de água no solo, a curva de capacidade de infiltração real pode apresentar um desenho bastante sinuoso. A Figura 2.9 mostra a curva de capacidade de infiltração real de um solo dado um certo padrão de chuva. Note que a área marcada representa a água que excedeu a capacidade de infiltração deste solo, resultando portanto em escoamento superficial. capacidade de infiltração ou intensidade de chuva escoamento superficial capacidade de infiltração real intensidade de chuva tempo

29 24 Figura 2.9 Variação da capacidade de infiltração real de um solo e distribuição de chuva. Fonte: Baseado em Hewlett (1982) O escoamento superficial pode surgir também quando um solo saturado recebe um fluxo de água em subsuperfície maior do que sua capacidade de transferir este fluxo também em subsuperfície. Desta forma, a água excedente emerge à superfície num processo denominado exfiltração. Nem toda água que escoa superficialmente chega até um corpo d água, podendo ficar retida em pequenas depressões ou segura por obstruções físicas. Esta água poderá então ser evaporada ou infiltrar no solo mesmo depois da chuva cessar. O modelo de onda cinemática é um dos mais utilizados para representar o movimento do escoamento superficial em bacias hidrográficas, devido a declividade ser a componente predominante no processo de escoamento (Tucci, 1998). Este modelo considera que o escoamento superficial ocorre de maneira uniforme sobre a superfície formando uma lâmina de espessura h, e despreza as forças de pressão e inércia no movimento da água sobre a superfície. A equação de Manning (Vertessy e Elsenbeer, 1999) pode ser utilizada para relacionar h com a velocidade do escoamento v, considerando o ângulo de inclinação (β) e a rugosidade da superfície representada pelo coeficiente de rugosidade de Manning (n): 2 3 h tan β v =. (2.31) n O fluxo do escoamento (q) pode ser calculado por q = va, (2.32) onde A é a área da seção molhada. O movimento da água sobre a superfície também é regida pela equação da continuidade que, nesse caso, tem a seguinte formulação: h Q + = q 0, (2.33) t x onde Q é o fluxo líquido do escoamento superficial por unidade de largura, x é a distância no sentido do declive e q 0 é a taxa líquida da água adicionada (precipitação ou exfiltração, por exemplo) ou perdida (infiltração, por exemplo). A adoção deste procedimento garante uma solução suave e estável para o processo de escoamento superficial (Vertessy e Elsenbeer, 1999). Os procedimentos para solução da equação (2.33) são os mesmos adotados para a equação (2.9). Detalhes e discussões sobre a solução destas equações podem ser encontradas em Warrick et al. (1990) e Short et al. (1998). O escoamento da água dentro de um canal de drenagem ou um curso d'água pode ser modelado usando-se os mesmos princípios que o escoamento superficial, ou seja, representando-o por uma modelo de onda cinemática. Apesar de diferenças nas

30 25 definições de algumas variáveis dependentes, a solução numérica para ambos os casos é exatamente a mesma (Tucci, 1998). 2.4 DISCRETIZAÇÃO ESPAÇO-TEMPORAL E MODELO DE DADOS Muitos modelos hidrológicos podem ser encontrados na literatura. Em geral, estes modelos devem descrever a distribuição espacial da precipitação, as perdas por interceptação, evaporação, depressões do solo, o movimento da água no solo causado pela infiltração, percolação, entrada e saída de água subterrânea, e o escoamento superficial, subsuperficial e nos canais de escoamento. Os modelos hidrológicos procuram simular o percurso da água desde a precipitação até a saída da água do sistema, seja por escoamento para fora da bacia hidrográfica, seja por evapotranspiração. A forma mais comum de tratar uma bacia hidrográfica é considerá-la um sistema agregado com propriedades espacialmente homogêneas e nenhuma tentativa é feita para descrever a topologia interna da bacia e de sua rede de drenagem. Modelos deste tipo são denominados pontuais, pelo fato de suas feições espaciais serem representadas com dimensão zero. Caso se deseje um maior detalhamento dos processos dentro da bacia hidrográfica é necessário proceder uma subdivisão da mesma. Conceitualmente, o espaço pode ser discretizado segundo duas abordagens distintas. Na primeira, a divisão é feitas em partes reconhecíveis, as quais são denominadas objetos e podem ser representadas através de pontos, linhas ou polígonos. Ou então o espaço pode também ser simplesmente fatiado formando o que se denomina campos contínuos. Neste último caso, a representação mais usual é a grade regular e a entidade elementar é constituída por cada célula dessa grade. No entanto, outras representações podem ser utilizadas em campos contínuos (Burrough, 1998). Da mesma forma que o espaço, o tempo pode ser discretizado de diferentes maneiras, sendo a mais usual, dividir o tempo em intervalos iguais. O caso mais simples de discretização espacial de uma bacia hidrográfica é dividila em sub-bacias, onde cada uma constitui um sistema agregado (ponto), conectadas por ligações que representam os cursos d'água (Maidment, 1993). Uma representação esquemática deste tipo de abordagem pode ser vista na Figura 2.10.

31 Sub2 Sub1 represa 4 Sub4 Sub3 saída Figura 2.10 Representação de uma bacia hidrográfica dividida em sub-bacias e diagrama esquemático mostrando os percursos da água até a saída da bacia. As setas indicam que a sub-bacia se comunica diretamente com a saída através de um curso dágua. Fonte: Baseado em Maidment (1993) Para estudos hidrológicos que analisam fluxos superficiais e subsuperficiais, os modelos agregados têm pouca aplicabilidade. Como a topografia é o principal fator determinante nos processos de transporte de materais, os modelos que tratam da distribuição espacial da água na bacia hidrográfica requerem dados baseados nas características topográficas desta bacia tais como, limites das bacias e sub-bacias, inclinação do terreno, comprimento de rampa, forma do declive, aspecto, canais de drenagem e conexões entre áreas que definirão como a água se move através da paisagem (Moore et al., 1993). Estes atributos topográficos podem ser computados a partir de um Modelo Numérico do Terreno (MNT) usando-se uma variedade de técnicas. A estrutura ideal para um MNT depende do objetivo do uso do dado e de como este pode se relacionar com a estrutura de um modelo (Moore et al., 1991). A Figura 2.11 ilustra as três principais formas de se estruturar um MNT: a) métodos baseados em grades regulares; b) TIN (triangulated irregular network); e c) métodos baseados em curvas de nível.

32 27 linhas de fluxo (a) (b) (c) Figura 2.11 Representação do MNT para uma bacia hidrográfica. (a) grade regular; (b) TIN; (c) curvas de nível Uma das estruturas de dados mais amplamente utilizados para representar um MNT consiste numa grade regular retangular (em geral com elementos quadrados) devido sua fácil implementação e alta eficiência computacional (Collins e Moon, 1981). Entretanto, este tipo de representação possui grandes desvantagens. Em geral, grades regulares não conseguem representar facilmente mudanças abruptas de elevação e o espaçamento da malha da grade afeta diretamente os resultados e causa grande mudança na eficiência computacional. Além disso, caminhos de fluxos determinados a partir de grades regulares utilizados em análises hidrológicas tendem a produzir linhas em zigzag e portanto são de certa forma não realísticos (Figura 2.11a). Uma vez que grades regulares devem ser ajustadas de acordo com a rugosidade do terreno, estas produzem significativa redundância em partes mais planas do terreno (Moore et al, 1991). TINs são mais eficientes e flexíveis em tais circunstâncias. Grades regulares são estruturas mais eficientes para estimar atributos do terreno. Já métodos baseados em curvas de nível requerem estruturas mais complexas para armazenamento dos dados e não apresentam nenhuma vantagem computacional, mas têm a vantagem de representarem explicitamente fluxos de convergência e divergência (Moore et al., 1993). Beven e Kirkby (1979) desenvolveram um modelo hidrológico conceitual baseado em grade regular chamado TOPMODEL, amplamente utilizado na previsão de escoamentos. Este modelo baseia-se na teoria de contribuição variável para formação do escoamento e estima o déficit hídrico no solo e área fonte saturada (área de contribuição direta) a partir de características topográficas e do solo. Uma aplicação do uso deste modelo para uma bacia de mesoescala pode ser encontrada em Schuler (1998). Segundo Moore et al. (1993), este modelo é mais comumente utilizado em análises baseadas em grades regulares mas podem, no entanto, serem facilmente adaptadas para métodos baseados em curvas de nível, como pode ser visto em Vertessy e Elsenbeer (1999). TINs têm sido usados em modelagens hidrológicas dinâmicas (como exemplo veja Palacios-Velez e Cuevas-Renaud (1986)). A principal dificuldade na utilização deste tipo de estrutura de dados se dá quando as facetas dos triângulos não possuem

33 28 orientação (triângulos horizontais), o que dificulta a determinação das linhas de fluxo (Figura 2.11b). Uma discussão sobre a utilização de TINs em modelagem hidrológica pode ser encontrada em Moore et al. (1993). O método de particionamento da bacia hidrográfica baseado em curvas de nível é um modo natural de estruturar modelos hidrológicos e de qualidade de água uma vez que este particionamento é feito com base na hidráulica de fluidos através da determinação de linhas de fluxo (Moore et al., 1993). Esta técnica de particionamento é essencialmente vetorial e foi inicialmente proposta por Onstead e Brakensiek (1968). Dentro deste conceito, um elemento de área típico é delimitado por um par de segmentos de curvas de nível e um par de linhas de fluxos (Figura 2.12). Dessa forma, fluxos ocorrem somente em uma direção dentro de cada elemento e o movimento da água dentro da bacia pode ser tratada como sendo unidimensional. Dois modelos hidrológicos bastante utilizados que utilizam esta abordagem são o TAPES-C (Terrain Analysis Programs for the Environmental Sciences - Contour version, Moore e Grayson, 1991) e o TOPOG (Dawes e Short, 1994). curva de nível linha de fluxo elemento Figura 2.12 Definição de um elemento típico construído a partir de linhas de fluxo com base num MNT representado por curvas de nível. Cada elemento que constitui a unidade hidrológica do modelo (célula da grade, triângulo de um TIN ou um polígono irregular qualquer), carrega em si 3 tipos de informação. A primeira diz respeito a sua caracterização que é dada pelo conjunto de seus atributos. A segunda informação está relacionada à sua localização e representação. Por fim, a terceira informação é dada pelas relações topológicas, ou seja, as relações entre elementos (Burrough, 1998). Os atributos podem representar o estado de um elemento. Assim, a avaliação do estado da bacia hidrográfica num instante qualquer do tempo com relação a um atributo pode ser entendida simplesmente como a visualização deste atributo para cada elemento que compõe a bacia. Muitos destes atributos podem funcionar como estoques,

34 29 como por exemplo a umidade do solo, para o qual, a cada intervalo de tempo, são avaliadas as entradas e saídas, calculando-se o balanço e chegando-se assim ao novo estado do elemento. Conceitualmente, este atributo pode ser interpretado como uma variável de estado (veja Seção 2.1 para definições de variáveis em modelagem). Outros atributos podem ser apenas informativos ou qualitativos, ou ainda representarem valores de parâmetros que serão utilizados nos cálculos dos balanços. Os atributos podem ser armazenados basicamente sobre 2 formas de acordo com a discretização espacial adotada para seu elemento. Atributos de elementos discretizados em forma de grade, são representados através de matrizes (grades) onde cada célula da matriz representa o atributo de um elemento, o que garante uma relação biunívoca entre elementos e atributos (Burrough e McDonnell, 1998). Dessa forma, dentro do conceito de um sistema de informação geográfica, cada atributo representa uma camada ou layer dentro do banco de dados (Figura 2.13). MNT IAF θ t o C. Figura 2.13 Representação matricial dos atributos. Elementos cuja representação espacial é feita através de pontos, linhas ou polígonos (representação vetorial), em geral, possuem seus atributos armazenados na forma de tabelas relacionais onde cada linha está associada a um único elemento através de um identificador (Figura 2.14). #2 #1 # elemento Umidade Solo IAF Figura 2.14 Representação dos atributos na forma de tabelas relacionais

35 30 Algumas vezes, vários elementos possuem o mesmo conjunto de atributos, originados por exemplo de um mapa temático. Para se evitar a repetição desnecessária de informação, faz-se o uso de tabelas relacionais interligadas. A Figura 2.15 ilustra um exemplo onde vários elementos estão associados a uma mesma classe de solo que por sua vez possui uma série de atributos. Assim, basta utilizar um identificador da classe de solo para que os elementos estejam relacionados a seus atributos. #2 #1 # elemento #Solo IAF #Solo Textura Umidade 1 2 Figura 2.15 Utilização de tabelas relacionais interligadas. Quando a modelagem envolve séries temporais, é necessário prover um sistema de armazenamento onde serão guardadas as informações (atributos) de interesse a cada intervalo de tempo. Estas séries temporais de saída podem representar simples listas (vetores) relacionadas a algum ponto do terreno ou então serem matrizes que representam a espacialização da informação resultante (Burrough, 1998). Computacionalmente, estas informações de saída podem ser representadas da mesma forma que os atributos originais de cada elemento, ou seja, como mais uma camada no banco de dados (representação em grade) ou mais uma tabela relacional (representação vetorial). As relações topológicas entre elementos podem estar implícitas no próprio modelo de dados, como acontece, por exemplo, com a grade regular onde cada elemento relaciona-se com 8 elementos ao seu redor. Em outros casos, a topologia deve ser construída e armazenada numa estrutura própria. Muitas operações podem ser feitas com o uso da topologia e a definição de direções de escoamento é uma delas. Nesse caso, mesmo numa grade regular, nem todas as relações de vizinhança são pertinentes. Dessa forma, dado um ponto no espaço, devese descobrir qual a direção mais provável que um fluxo deveria seguir. Naturalmente, os modelos numéricos de terreno são os dados mais indicados para elaboração de uma rede que indique as direções de fluxo. Muitos algoritmos foram desenvolvidos para elaboração automática de redes de drenagem a partir de MNTs discretizados em grades regulares (Burrough e McDonnell, 1998), mas de maneira geral, esses algoritmos produzem feições artificiais e muitas vezes consideram as direções apenas em intervalos de 45 o. Pela Figura 2.16, é possível observar que as direções de fluxo não representam perfeitamente as verdadeiras linhas de drenagem (cursos d água). Quando as direções de

36 31 fluxo, como neste caso, são representadas na forma de grade, onde o valor de cada elemento corresponde a uma das 8 direções possíveis, o produto resultante é denominado LDD (local drain directions). Figura 2.16 Direções de fluxo obtidas a partir de MNT em grade regular. Modelos hidrológicos distribuídos cuja discretização da bacia se baseia na detecção de linhas de fluxos a partir de curvas de nível, como o modelo TOPOG por exemplo, possuem uma topologia bastante complexa. Muitas vezes, estes modelos adotam restrições na direção do fluxo, de modo que apenas fluxos descendentes são considerados (fluxos entre elementos de um mesmo nível são desprezados), simplificando muito a representação topológica. No entanto, as relações entre elementos quase sempre não é 1:1, uma vez que um elemento pode receber o fluxo proveniente de mais que elemento, e pode transferir o fluxo para mais que um elemento (Figura 2.17). O fluxo total de entrada é obtido pela soma das contribuições de cada elemento acima e o fluxo de saída é dividido entre os elementos abaixo, ponderando-se pelo comprimento da linha (curva de nível) de contato entre eles. elemento inferior Figura 2.17 Relação topológica entre elementos definida pela direção dos fluxos.

37 32 CAPÍTULO 3 DESCRIÇÃO DO MODELO HIDROLÓGICO DISTRIBUÍDO PROPOSTO O modelo proposto utilizará o método de discretização espacial da bacia hidrográfica baseado no utilizado pelo TOPOG (CSIRO, 2000). A dinâmica do solo se valerá de alguns conceitos do modelo TOPMODEL, implementados no TOPOG por Vertessy e Elsenbeer (1999), principalmente no que diz respeito a divisão do perfil do solo em zonas de acordo com o grau de saturação. A seguir serão discutidos cada uma das etapas envolvidas no modelo. Inicialmente, é feita a discretização com base nas curvas de nível, definindo-se assim cada elemento da bacia hidrográfica. Para cada iteração do modelo (intervalo de tempo diário), é feito o balanço de água no solo, computando-se as entradas e saídas de água em cada elemento, redistribuindo os escoamentos superficial e subsuperficial entre os elementos da trajetória até a saída da bacia. 3.1 DISCRETIZAÇÃO DA BACIA HIDROGRÁFICA Anteriormente à determinação das linhas de fluxo que definirão cada elemento, é necessário fazer um pré-processamento das curvas de nível utilizadas nesse processo. As curvas de nível são representadas por linhas que, por sua vez, são formadas por pontos. A cada linha de curva de nível é atribuído um valor de cota. Estas linhas podem ter sido geradas através da digitalização de cartas topográficas em mesas digitalizadoras, ou terem sido produzidas por processos de vetorização automática ou ainda, por sistemas de informação geográfica que utilizam o fatiamento de modelos numéricos de terreno para geração de isolinhas. De qualquer modo, pode haver diferenças muito grandes na taxa de amostragem de cada linha. Esta taxa de amostragem pode ser entendida como a densidade de pontos necessários para representar uma curva de nível. Como as linhas de fluxo, que ligam duas curvas de nível, são geradas a partir dos pontos de cada curva de nível, é aconselhável que a mesma não possua pontos muito afastados um dos outros, o que poderia resultar em elementos que não representativos. A Figura 3.1 ilustra um caso onde as linhas de fluxo foram determinadas utilizando-se o critério de mínima distância. Note que a linha pontilhada indica o local onde deveria haver uma linha de fluxo. Dessa forma, o primeiro passo é realizar uma reamostragem das linhas que representam as curvas de nível. Como critério padrão, adotou-se que os segmentos de linha que fossem maiores do que 2 vezes a distância média dos segmentos deveriam ser subdivididos. Com isso garante-se uma certa uniformidade no espaçamento entre pontos e consequentemente entre as linhas de fluxo.

38 33 linhas de fluxo encontradas linhas de fluxo ideais Figura 3.1 Determinação de linhas de fluxo em curvas de nível com pontos irregularmente espaçados. Ainda com relação a desempenho computacional, é muito importante construir uma topologia para as curvas de nível, identificando as relações de vizinhança entre elas. Com isso, por exemplo, quando se estiver procurando uma linha de fluxo descendente que parta de uma curva de nível 500 m, não seria necessário testar todas as linhas de cota 490 m (considerando um intervalo vertical de 10 m), mas sim somente aquelas que são vizinhas à primeira. Para grandes bacias hidrográficas, esse procedimento pode resultar numa economia bastante significativa do tempo de processamento. A drenagem pode ser utilizada como restrição no momento de definição das linhas de fluxo. É bastante aconselhável que se identifique previamente que linhas, que representam a drenagem, cruzam que curvas de nível, a fim de que se evite a checagem para todas as linhas de drenagem a cada determinação de linhas de fluxo, o que, também prejudicaria o desempenho computacional. Diversos critérios podem ser utilizados no momento de determinação das linhas de fluxo: mínima distância, menor ângulo normal à curva de nível de cota inferior, menor ângulo normal à curva de nível de cota superior ou menor ângulo normal médio. Testes preliminares indicaram que o desempenho dos métodos que se baseiam no ângulo normal é muito inferior a do de mínima distância, produzindo, no entanto, resultados muito melhores (Figura 3.2). Entretanto, há casos que os métodos de mínimo ângulo normal também produzem resultados não satisfatórios. Em testes, o melhor desempenho foi conseguido adotando-se uma solução mista: para cada par de curvas de nível sucessivas, são calculadas todas as linhas de fluxo baseadas na mínima distância em ambos os sentidos (superior para inferior e vice-versa) e posteriormente são avaliadas as linhas de fluxos que se cruzam, escolhendo-se aquela que minimiza o ângulo normal médio. Este método apresenta a grande vantagem de ser independente do ponto de partida de cada curva e não exige um ordenamento de procura, ou seja, não é necessário iniciar o processo pelas curvas de menor ou maior cota.

39 34 (a) (b) Figura 3.2 Métodos de determinação de linhas de fluxo: (a) mínima distância; (b) mínimo ângulo médio normal. Algumas restrições são impostas no momento de definição das linhas de fluxo. Com isso, nem todos os pontos de uma curva de nível possuem linhas de fluxo associadas. Além da linha de fluxo não poder cruzar uma drenagem, ela também não pode cruzar as curvas de nível que a formam mais de uma vez e nem tampouco podem cruzar as outras curvas com cota igual as de suas formadoras. É evidente que não é necessário testar também o cruzamento com outras curvas de cotas diferentes. Em geral, mesmo com estas restrições, são geradas um grande número de linhas de fluxo, o que resultaria num grande número de elementos (polígonos). Originalmente, o TOPOG faz uma simplificação eliminando linhas de fluxo extras utilizando como critério um valor, fornecido pelo usuário, que define o comprimento da base do elemento (segmento do elemento referente a curva de nível de menor cota). Novamente, este procedimento não garante uma boa distribuição dos elementos, e algumas linhas de fluxo importantes poderiam ser eliminadas, principalmente em áreas de convergência (grotas) onde, em geral, a base do elemento é bastante pequena. O procedimento adotado neste trabalho, baseia-se na eliminação de linhas de fluxos quase paralelas. Dessa forma, calcula-se a diferença angular na orientação das linhas de fluxo e determina-se o par que apresente a menor diferença. Caso esta diferença seja inferior a um limiar fornecido pelo usuário elimina-se aquela que apresente o maior ângulo normal médio (mesmo critério utilizado quando duas linhas se cruzavam). Este procedimento é repetido até que nenhum par de fluxos apresente diferença angular menor que o limiar. O usuário deve ter a oportunidade de testar diferentes limiares até decidir qual deles traz melhores resultados (Figura 3.3).

40 35 90 o 15 o 10 o 5 o Figura 3.3 Simplificação das linhas de fluxo baseada na diferença angular. O próximo passo é a identificação dos elementos. O elemento típico é formado por duas linhas de fluxo e dois segmentos de curva de nível. Há também outros dois tipos especiais de elementos, mostrados na Figura 3.4: elementos de sela e elementos de máximo local.

41 36 elemento de sela elemento de máximo local elementos típicos Figura 3.4 Tipos de elementos. Para cada elemento, são calculados a declividade e o aspecto médio, que serão utilizados posteriormente pelo modelo. O cálculo desses parâmetros é feito com base em todas as linhas de fluxo inicialmente calculadas e posteriormente eliminadas no processo de simplificação, além, é claro, das linhas de fluxo que compõe o elemento. 3.2 COMPARTIMENTALIZAÇÃO DO SOLO Neste modelo, o perfil do solo é dividido em zonas de acordo com dois critérios: saturação e utilização de água pelo processo de evapotranspiração. No primeiro critério, admite-se a existência de uma linha de saturação (lençol freático) localizado a uma distância z s da superfície, separando o solo em duas zonas. A capacidade de armazenamento (volume de poros) da zona saturada, localizada na parte inferior, chegando até uma profundidade z t (profundidade de referência), é denominada S. A zona não saturada ocupa a parte superior do perfil e sua capacidade de armazenamento é denominada U. Estas zonas se comportam como reservatórios de água. A quantidade de água armazenada na zona saturada pode ser calculada como ( θ )( z z ), S = θ s r t (3.1) onde θ s é o conteúdo de água do solo saturado e θ r é a umidade residual do solo. Ambos, estoque e profundidade, estão em unidade de distância (m). Considerando que seria necessário uma quantidade ( θ s θ r ) z s para preencher toda a zona não saturada, define-se U d como o déficit de umidade nesta zona, dada por U d = ( θ θ ) z. s s s (3.2)

42 37 onde θ é a umidade da zona não saturada num instante qualquer. Com isso, o conteúdo de água estocada nesta zona torna-se U e = U U d = ( θ θ ) z. (3.3) A espessura de cada uma destas zonas é dinâmica, dependendo da profundidade do lençol freático. Quando a entrada de água a zona saturada supera a saída, o nível z s é elevado, e a zona não saturada sofre uma contração. Da mesma forma, se há maiores perdas da zona saturada, o nível z s é rebaixado e a zona não saturada sofre uma expansão. Para o caso de solos totalmente saturados, tem-se que z s = 0 e consequentemente, também U = 0. No segundo critério, o solo pode ser dividido também em 2 zonas separadas por uma linha que define a camada da qual a água é retirada pelo processo de evapotranspiração. A camada superior, denominada zona radicular, tem uma espessura de z r e será identificada pelo índice 1. A camada inferior, que chega até z t, será identificada pelo índice 2. É possível constatar que U = U 1 + U 2 r s (3.4) e S = S 1 + S 2. (3.5) No entanto, S 1, que representa a camada saturada da zona radicular, e U 2, que representa a camada não saturada da zona abaixo da zona radicular, são excludentes, ou seja, não podem ocorrer simultaneamente, uma vez que admite-se que sempre a zona saturada encontra-se abaixo da zona não saturada. Assim a capacidade de armazenamento total do solo é dada por [ S ou U ]. U + S = U S2 (3.6) Além da condição de completa saturação do solo (z s = 0), outras 3 situações podem ser observadas na dinâmica da água do solo quando compara-se z s e z r. Estas 4 situações estão representadas na Figura 3.5. Na primeira situação (Figura 3.5a), considerando que a linha de saturação está abaixo da zona radicular, S = S 2. Quando a linha de saturação coincide exatamente com a base da zona radicular (Figura 3.5b), U = U 1 e S = S 2. Caso a linha de saturação ultrapasse o limite da zona radicular (Figura 3.5c), esta será dividida em 2 partes, uma saturada (S 1 ) e outra não saturada (U = U 1 ). No último caso (Figura 3.5d), quando a linha de saturação atinge a superfície, a zona radicular também encontra-se totalmente saturada (U 1 = 0).

43 38 0 U 1 0 U 0 U z s = 0 S 1 z r U 2 z r = z s S z s z r S 1 S 2 z r S 2 z s S z t z t (a) (b) (c) (d) z t z t Figura 3.5 Representação esquemática da compartimentação do solo dada 4 situações de dinâmicas de água no solo: (a) z s > z r ; (b) z s = z r ; (c) z s < z r ; (d) z s = 0. Analisando-se particularmente a zona radicular, a equação (3.2) poderia ser rescrita para U ( θ θ ) min( z, z ) 1d s U s r (3.7) onde θ U 1 representa a umidade referente à U1 e o conteúdo de água estocada na zona radicular não saturada seria 3.3 MODELAGEM DINÂMICA DA ÁGUA = U 1 = U U 1e 1 1d. (3.8) A Figura 3.6 apresenta o esquema do modelo proposto, mostrando todos os processos dinâmicos envolvidos na modelagem hidrológica. Basicamente, pode-se identificar 3 tipos de variáveis no modelo. As variáveis de estado, representadas por retângulos, funcionam como estoques de água. As variáveis controladoras, representadas por círculos, são as variáveis que moderam fluxos, alterando sua velocidade e destino. Por fim, as variáveis forçantes, representadas por setas com letras em negrito (fluxos forçantes), são as variáveis impulsionadoras do sistema. Muitas variáveis forçantes não estão representadas nesta figura, mas participam no controle direto ou indireto dos fluxos que são o terceiro tipo de variáveis presentes no modelo, representadas por setas. A Tabela 3.1 resume as variáveis envolvidas no modelo, apresentando sua simbologia e unidade de trabalho.

44 39 P E int IAF P l z s = 0? n s es qs i-1 K ei ess qs i+1 ET in U 1 qv U/U s z s > z r? n U 2 qv U/S qv U/S ex ql i-1 S 2 S 1 ql i+1 Figura 3.6 Representação esquemática do modelo Tabela 3.1 Variáveis do modelo Variável (unidade) Símbolo Valor* Profundidade total do solo (m) z t Espessura da zona radicular (m) z r Umidade volumétrica saturada (m 3 m -3 ) θ s 0,30-0,80 Umidade volumétrica residual (m 3 m -3 ) θ r ,10 Taxa de precipitação (m h -1 ) P Índice de área foliar (m 2 m -2 ) IAF Condutividade hidráulica à superfície do solo saturado (m h -1 ) K 0 0, ,5 Coeficiente de decaimento da condutividade no solo m 0,2-20 Coeficiente de interceptação da chuva pelo dossel (m h -1 IAF -1 ) k Teor de argila no solo (%) arg Radiação líquida (W m -2 ) ψ l Déficit de pressão de vapor (mbar) D v Resistência aerodinâmica (s m -1 ) r a Coeficiente de extinção da luz κ 0,3-0,6 Fator de tortuosidade τ Coeficiente de rugosidade de Manning n Condutância máxima do dossel (m s -1 ) g d max 0,001-0,006

45 40 Potencial de água na folha para indução do fechamento estomatal (MPa) Potencial máximo de água na folha (MPa) Déficit de pressão de vapor dentro do dossel (mbar) Taxa de resposta do g d ao ψ f Taxa de resposta do g d ao D vd * valores encontrados em CSIRO (2000). ψ f min ψ f max D vd k ψ f k D vd Da precipitação P que cai sobre um elemento, parte fica retida no dossel e pode ser evaporada (E int ). A quantidade máxima de chuva que o dossel pode interceptar é proporcional ao IAF. Assim, a precipitação líquida que efetivamente chega à superfície do solo pode ser obtida por P = P l E int, (3.9) sendo E int kiaf, (3.10) onde k é o coeficiente de interceptação de chuva pelo dossel por unidade de IAF. O valor de E int depende da quantidade de energia disponível para evaporação. Caso P seja menor que E int, toda a água da chuva ficará retida no dossel e nada chegará ao solo, ou seja P = max( P E l int,0). (3.11) Caso a água que chega à superfície do solo, encontre uma condição de total saturação (z s = 0), toda a água é convertida em escoamento superficial por excesso de saturação (es). Caso contrário, a água infiltrará na primeira camada do solo dependendo da capacidade de infiltração do solo (representada pela condutividade hidráulica à superfície, K 0 ) e do déficit de umidade desta camada (U 1d ). Se a taxa de precipitação líquida (P l ) for menor que K 0 e menor que U 1d, então toda a água precipitada entra na zona U 1. Caso a taxa de precipitação exceda K 0, somente parte da água entrará em U 1 e o excedente da infiltração (ei) irá tornar-se escoamento superficial. Se a quantidade de água que entra em U 1 for superior a U 1d, então a quantidade excedente (eu) irá tornar-se também escoamento superficial. O escoamento superficial total produzido por um determinado elemento (ess) pode participar do processo de infiltração do elemento localizado imediatamente abaixo, juntando-se à precipitação líquida que cai sobre este elemento. O movimento vertical de água ao longo do perfil é governado pela lei de Darcy que depende do gradiente do potencial hidráulico e da condutividade hidráulica do solo. O fluxo é direcionado sempre para o menor potencial, sendo desta forma, admitida a existência de fluxos verticais ascendentes desde que a camada superior tenha um potencial hidráulico menor do que a camada inferior. Basicamente, podem ser observados dois tipos de troca de água entre as camadas do solo: entre camadas não

46 41 saturadas (entre U 1 e U 2 caso z r < z s, Figura 3.5a) ou entre uma camada não saturada e uma saturada (entre U 1 e S caso z s z r, Figura 3.5b e Figura 3.5c; ou entre U2 e S caso z r < z s, Figura 3.5a). De maneira geral, o fluxo vertical (qv) entre camadas pode ser definido como o volume de água que passa por unidade de área da seção transversal num determinado período de tempo e pode ser calculado por ψ qv = K. (3.12) z z onde K z é a condutividade hidráulica no ponto de contato entre as duas camadas e ψ/ z é o gradiente de potencial hidráulico entre as mesmas duas camadas. Caso o fluxo vertical de água se dê entre uma camada não saturada e uma saturada (qv U/S ), considera-se a condutância hidráulica do solo saturado à profundidade de z s. Admitindo-se que haja um decaimento exponencial de K z com relação a profundidade (Equação (2.13)), então ψ qvu / S = K0 exp( fzs ), (3.13) z onde K 0 é a condutividade hidráulica saturada à superfície. Se o fluxo vertical se dá entre camadas não saturadas (qv U/U ), K z deve ser estimado através da equação (2.8), que considera que a condutividade hidráulica seja função da textura média das camadas. Assim, o fluxo vertical pode ser calculado por 2b+ 3 ψ θ qvu / U =, (3.14) z θ sat onde θ e θ sat representam respectivamente a umidade real e a em saturação das camadas não saturadas e b é um coeficiente estimado a partir dos dados de Clapp e Hornberger (1978), levando-se em consideração a fração média de argila das camadas. Os fluxos verticais de água provocam a mudança do conteúdo de umidade do solo. A variação da umidade do solo no tempo deve considerar ainda a equação de continuidade dada por θ qv + = q 0, (3.15) t z onde θ é umidade atual do solo, t é o tempo e q 0 representa a entrada (infiltração, por exemplo) ou saída (evapotranspiração, por exemplo) de água no perfil de solo. Além do fluxo vertical, considera-se que, da zona saturada, a água pode fluir lateralmente em subsuperfície (ql) de acordo com ql = K tan( β) e 0 U (3.16) onde β é o ângulo de inclinação local, m é um coeficiente de decaimento da condutividade no solo e U representa a capacidade de armazenamento da zona não saturada dado por U = ( θ θ ) z. s r s m, (3.17)

47 42 Duas outras formas de perda d água do solo devem ser ainda consideradas: a exfiltração e a evapotranspiração. A exfiltração (ex) pode ocorrer em solos saturados quando o elemento recebe água em subsuperfície em quantidade superior ao que ele consegue transferir, também em subsuperfície, para o próximo elemento localizado abaixo no declive, ou seja, ql i-1 > ql i+1. O excedente desse balanço emerge à superfície tornando-se parte do escoamento superficial. A evapotranspiração (ET) é calculada pela soma da transpiração do dossel (E D ) e da evaporação do solo (E S ), ambas estimadas a partir da equação de Penman-Monteith. A quantidade de água evapotranspirada resultante é subtraída da zona radicular. A transpiração das plantas pode ser calculada por ϕl + ρc pdv / ra t ED =, (3.18) + γ (1 + rd / ra ) λ onde é a declividade da curva de saturação de vapor, ϕ l é a radiação líquida do dossel, ρ é a densidade do ar, c p é o calor específico do ar, D v é o déficit de pressão de vapor do ar, γ é a constante psicrométrica, r a é a resistência aerodinâmica do ar, r d é a resistência do dossel e λ é o calor latente de vaporização da água. É importante ressaltar, que logo após a ocorrência de chuva, deve-se primeiramente subtrair de ϕ l a energia gasta para evaporar a água retida no dossel. O valor de r d pode ser estimado, dependendo da disponibilidade de dados, através das equações (2.24) e (2.26) ou através de relações empíricas. A evaporação da água no solo pode ser estimada por ϕls + ρc pdv / ra t ES =, (3.19) + γ(1 + rs / ra ) λ sendo ϕ ls a radiação líquida que chega ao solo, estimada considerando-se a atenuação da radiação pelo dossel segundo a lei de Beer-Lambert, ϕ ls = ϕ IAF le κ (3.20) onde κ é o coeficiente de extinção da luz e IAF é o índice de área foliar do dossel. A resistência do solo, segundo Choudhury e Monteith (1988), pode ser calculada por τl rs =, (3.21) p D s m onde τ é um fator de tortuosidade, l é a espessura de solo seco, p s é a porosidade do solo e D m é a constante de difusão molecular do vapor d'água. Para o caso do solo estiver saturado, pode-se considerar que sua resistência é nula e portanto E S ϕ = ls + ρc p + γ, D v / r a t. λ (3.22)

48 43 O escoamento superficial total (ess), que é a soma de ei, ex e es para o intervalo de tempo considerado, representa uma lâmina d água acumulada acima da superfície que se movimenta com uma velocidade dada por 2 3 ess tan β v =. (3.23) n onde β é o ângulo de inclinação médio do elemento e n é a rugosidade da superfície representada pelo coeficiente de rugosidade de Manning. Dessa forma, o fluxo do escoamento superficial (qs) pode ser calculado por qs = va, (3.24) onde A é a área do elemento. Deve-se ainda considerar que a variação do escoamento superficial no tempo é governada pela equação de continuidade dada por ess Q + = q 0, (3.25) t x onde x é o comprimento médio do elemento, Q é o fluxo do escoamento superficial por unidade de largura do elemento e q 0 é a taxa líquida da água adicionada (precipitação ou exfiltração, por exemplo) ou perdida (infiltração, por exemplo). Dessa forma, admite-se que ess possa se acumular sobre a superfície caso não haja tempo suficiente para este deixar o elemento. Após o término do balanço de água no solo, contabiliza-se a quantidade de água armazenada na zona saturada do solo (S). Com base na equação (3.1), recalcula-se o valor de z s de modo que S zs = zt (3.26) ( θ θ ), redefinindo-se a compartimentalização do solo. s r

49 DESCRIÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO CAPÍTULO 4 APLICAÇÃO DO MODELO A bacia do rio Corumbataí, tributário do rio Piracicaba, localiza-se no Estado de São Paulo, compreendendo 7 municípios e possuindo uma área de 1700 km 2 (Figura 4.1). Bacia do Rio Piracicaba Hidrografia da bacia do rio Corumbataí Figura 4.1 Localização da área de estudo. O rio Corumbataí nasce na Serra de Santana (Serra Geral) a 750 m de altitude e após 120 km desemboca no rio Piracicaba. Sua bacia está num setor singular do território paulista, estabelecido entre as cuestas arenito-basálticas do Planalto Ocidental Paulista. Salati (1996), citado por Schuler (1998), descreve o alto curso do Corumbataí, trecho de 35 km entre a nascente e o distrito de Ferraz, como sendo de forte declive e escoamento rápido intercalado por cachoeiras e corredeiras. O rio desce 250 m neste trecho, apresentando declividade de 7 m/km. Apesar do pequeno volume de água correndo sobre fundo rochoso, há um forte processo erosivo que se expressa por vales bem encaixados. É nesta parte do rio que as águas do Corumbataí apresentam sua melhor qualidade. Segundo o diagnóstico ambiental sintético e da qualidade da água da Bacia do Corumbataí realizado pelo mesmo autor, o rio está enquadrado legalmente

50 45 como um corpo d'água do tipo II, isto é, próprio para fins domésticos após tratamento convencional. A montante de Analândia, o rio apresentou condição de classe I, isto é, excelente qualidade, e no trecho entre Rio Claro e a foz no rio Piracicaba, sua condição cai para classe IV. O clima da região é do tipo Cwa, subtropical ou mesotérmico, seco no inverno e chuvoso no verão. O período seco se estende de março a setembro, com menos de 20% das precipitações. A média anual de precipitações é de 1228mm, temperatura média anual de 19,5 o C, sendo a temperatura média do mês mais quente (janeiro) de aproximadamente 22 o C e do mês mais frio (julho) de 16 o C (Salati, 1996, citado por Schuler (1998)). Koffler (1993), citado por Schuler (1998), reuniu vários levantamentos de solos, mapeados ao nível de semi-detalhe (escala 1: ) para as quadrículas geográficas de São Carlos, Araras, Campinas e Piracicaba, gerando a partir de um trabalho de consolidação de informações, um mapa de solos exclusivo para a Bacia do Corumbataí. Foram identificadas 35 unidades de solos, pertencentes a vários grupamentos. Os grupos predominantes na bacia foram os Solos Podzólicos Vermelho Amarelos (43%), seguidos pelos Latossolos Vermelho Amarelos (22,1%), Litólicos (13,4%) e Latossolos Roxos (7%). A Figura 4.2 apresenta o mapa de solos mais genérico, baseado na Carta de Solos do Estado de São Paulo, compilado pelo projeto PIRACENA, onde são apresentadas 11 classes de solo.

51 46 Figura 4.2 Mapa de solos. Fonte: Baseado em Projeto PIRACENA (2000) Estudos da vegetação da região do Corumbataí apontam que suas formações originais de cerrados, cerradões, matas em transição para cerrados, matas de galeria e formações associadas aos banhados, têm sofrido devastação em função inicialmente da cafeicultura, depois substituída por outras atividades como a cultura de cana, a pecuária extensiva e a silvicultura. Existem ainda alguns remanescentes da cobertura vegetal natural representativos da diversidade de ecossitemas da região associados às formações de cuestas basálticas, nos fundos de vales e nas planícies fluviais com formações de banhados (Salati, 1996, citado por Schuler (1998)). Predominam como cobertura vegetal pastagens, cultivo de cana e citrus, com a presença de pequenos fragmentos de mata e campos sujos de cerrado.

52 DISPONIBILIDADE DE DADOS Grande parte dos dados relativos à área de estudo encontram-se disponíveis na internet, especialmente no portal do projeto PIRACENA ( que envolve toda a bacia do rio Piracicaba, a qual a área de estudo faz parte. Dados relativos as estações climatológicas foram obtidas no portal da ANEEL específica de assuntos hidrológicos ( Outros dados podem também ser encontrados em trabalhos e teses desenvolvidos principalmente na UNESP/Rio Claro, USP/São Carlos e ESALQ DADOS CARTOGRÁFICOS Dados cartográficos digitalizados de cartas topográficas na escala de 1:50000 foram disponibilizados pelo projeto PIRACENA na internet. Estes dados porém poderiam conter alguns erros e portanto procedeu uma verificação minuciosa antes de sua utilização. Erros de articulação de cartas foi um dos problemas observados nestes dados. Os seguintes dados foram obtidos: mapa topográfico com espaçamento vertical entre curvas de nível de 20 m; localização de centro urbanos e estradas (não atualizados), mapa de solos e mapa de uso e ocupação da terra referentes a 3 anos (1978, 1985 e 1993). Dados os dados estavam em formato DXF ou ARC/INFO. A Figura 4.3 apresenta o modelo numérico de terreno da bacia do Corumbataí.

53 m altitude 460 m Figura 4.3 Modelo Numérico de Terreno da bacia do Rio Corumbataí DADOS CLIMATOLÓGICOS/HIDROLÓGICOS Dentro da bacia do rio Corumbataí encontram-se 6 estações fluviométricas (Figura 4.4) que fazem medições desde a década de 70 de nível de água através de leitura de régua (5 estações) ou linígrafo (1 estação). Com as medidas do linígrafo (estação 4D- 023 em Analândia) é possível estimar a vazão (m 3 /s) através de uma curva-chave específica da estação: 1,54 Q = 7,65( H 0,37), para H 0,79 m (4.1) 1,19 Q = 11,0( H 0,55), para H > 0,79 m

54 49 4D-023 Figura 4.4 Estações fluviométricas da bacia do rio Corumbataí. A bacia do rio Corumbataí e entornos contam com mais de 50 estações meteorológicas (Figura 4.5) que fazem medições de pluviosidade, temperaturas mínima e máxima, entre outras medidas básicas diárias. Com esta rede, é possível estimar a distribuição espacial dos dados.

55 50 Figura 4.5 Estações meteorológicas da bacia do rio Corumbataí e entornos. Além disso, conta-se também com dois radares meteorológicos que fazem o recobrimento da bacia. Com estes radares é possível estimar a taxa de pluviosidade horário para região, além de se ter o dado distribuído espacialmente. O primeiro radar localiza-se em Bauru-SP, operando desde o começo da década de 80 (Atlas, 1987). O segundo radar meteorológico localiza-se na cidade de São José dos Campos e está em operação desde o começo deste ano. Ambos radares fornecem dados de fator de refletividade, a partir do qual é possível estimar a taxa de chuva através da equação (2.5) DADOS EDAFOLÓGICOS Na região da bacia do rio Piracicaba, dentro do Projeto PIRACENA, foram levantados mais de 80 perfis de solos, com informações de textura, densidade e porcentagem de nutrientes para cada horizonte.

56 51 Schuler (1998) realizou medidas em 4 profundidades em 5 pontos amostrais da condutividade hidráulica de solos saturados de uma subbacia do rio Corumbataí (Figura 4.6) utilizando um permeâmetro de poço de carga constante. Foram determinados também os teores de argila para as 4 profundidades segundo o método da pipeta. Dentre os 25 pontos amostrados, 20 apresentaram diminuição da conditividade hidráulica com a profundidade, sendo a maior amplitude de dados observada para LRd/Floresta. A autora observa que as medidas realizadas na areia quartzosa mostraram uma possível compactação na superfície do solo, dado o padrão da curva de condutância hidráulica. 0,0 PVa/pastagem LRd/floresta AQa/pastagem LVa/pastagem PVa/pastagem Profundidade (m) 0,2 0,4 0,6 0,8 1, Condutividade Hidráulica Saturada (cm/h) teor de argila (%) Figura 4.6 Condutividade hidráulica de solos saturados e teor de argila para 5 pontos amostrais da bacia do rio Corumbataí. Fonte: Baseado em Schuler (1998) Em cada um dos 5 pontos amostrais. Schuler (1998) coletou amostras indeformadas nas profundidades de 0,20 e 0,80 m, das quais foram obtidas as umidades volumétricas para as pressões 0, 0,06, 0,10, 0,33 e 15 atm (Figura 4.7). A primeira medida relaciona-se com a umidade de saturação do solo, a última refere-se a umidade no ponto de murchamento e as demais estão relacionadas a umidade na capacidade de campo.

57 ,20 cm 30 Umidade volumétrica (%) ,80 cm Pva/pastagem LRd/floresta Aqa/pastagem Lva/pastagem Pva/pastagem ,06 0,1 0,33 15 Pressão (atm) Figura 4.7 Umidade volumétrica obtida pelo método de Richard para as profundidades de 0,20 e 0,80 m. Fonte: Baseado em Schuler (1998) Reichardt et al. (1993), estudando a variabilidade hidráulica no tempo e espaço de solos do tipo Latossolo Vermelho Escuro (LE) para a região de Piracicaba-SP, concluíram que, devido a grande variabilidade observada, valores de conditividade hidráulica para esse tipo de solo deveriam ser usados com cautela em modelos de predição. Além disso, Koffler (1993), citado por Schuler (1998), compilou diversos levantamentos de solos realizados na região, constituindo assim, numa boa fonte de informação DADOS RELATIVOS À USO DA TERRA O mapa de uso da terra de 1978 foi obtido pela digitalização manual das cartas de uso do solo do Instituto Geográfico e Cartográfico do Estado de São Paulo, escala 1: , dentro do projeto PIRACENA. Já o mapa de uso da terra de 1993 foi elaborado a partir da classificação supervisionada de imagens Landsat-TM, também pelo projeto PIRACENA (Figura 4.8). Nota-se uma discrepância bastante evidente entre os dados dos dois levantamentos, dado a forma de obtenção dos mesmos.

58 Figura 4.8 Mapa de uso da terra para os anos de 1978 e Fonte: Baseado em Projeto PIRACENA (2000) Um mapa de uso da terra atual está em sua fase de finalização. Este mapa está sendo produzido pelo IPEF/ESALQ dentro do projeto CORUMBATAÍ (Vettorazzi, 2000, comunicação pessoal) 4.3 CALIBRAÇÃO DO MODELO E ANÁLISE DE SENSIBILIDADE Dado a diversidade de ambientes e usos dentro da área da bacia do rio Corumbataí, sugere-se que a calibração seja feita em uma de suas subbacias. A subbacia mais favoráveis é aquela na qual está a nascente do rio Corumbataí. Esta subbacia está localizada no município de Analândia e possui uma área de aproximadamente 59 km 2. Esta escolha deve-se a considerações relativas à disponibilidade de dados de precipitação e vazão com registros contínuos em períodos coincidentes. Esta é a única subbacia que permite estimar a vazão horária do rio. Através a análise de sensibilidade do modelo, é possível identificar aquelas variáveis que requerem uma maior precisão no processo de medição ou estimação. Para esta análise, pode-se adotar o método de Monte Carlo, fazendo-se os parâmetros de entrada do modelo variarem aleatoriamente dentro de certos limites. 4.4 RESULTADOS PRELIMINARES Para a implementação deste protótipo, está se usando a linguagem IDL (Interactive Data Language), devido a facilidade de programação e pelo fato deste já possuir uma série de funções pré-definidas e permitir desenvolver uma interface gráfica bastante amigável. Até o presente momento, o programa conta com módulos de importação de dados vetoriais (MNT e drenagem) provenientes do próprio TOPOG e do SPRING

59 54 (arquivos ASCII). Inicialmente, o programa importa as curvas de nível, cria uma topologia entre as curvas. Durante a importação dos dados de drenagem, é feita uma checagem de cruzamentos entre linhas a fim de identificar que drenagens interceptam que curvas de nível. As linhas de drenagem são utilizadas como restrição durante a extração das linhas de fluxo. Uma janela de visualização bastante elementar foi criada e permite mostrar os dados de MNT e drenagem, assim como as linhas de fluxo. Ferramentas de navegação e zoom também já estão disponibilizadas (Figura 4.9). Figura 4.9 Janela principal do programa. Os procedimentos para geração de linhas de fluxo ainda não estão totalmente otimizados, o que resulta numa certa demora neste processo. No entanto, todas as linhas de fluxos são armazenadas e o usuário pode testar diferentes limiares para simplificação até achar que chegou a um resultado satisfatório. A última etapa implementada foi a identificação dos elementos propriamente ditos, com o cálculo da inclinação (Figura 4.10) e aspecto (Figura 4.11) médio para cada

60 55 elemento. O próximo passo será construir a topologia desses elementos, o que permitirá implementar o modelo hidrológico propriamente dito. Figura 4.10 Inclinação média para os elementos da bacia de Corumbataí. Figura 4.11 Aspecto médio para os elementos da bacia de Corumbataí.

61 56 CONSIDERAÇÕES FINAIS Aprender a modelar, é antes de tudo, aprender a observar, a notar detalhes, a esmiuçar, a questionar. Mas também, é ter consciência da limitação. A hidrologia é, sem dúvida, uma disciplina fascinante e essencial para os dias de hoje, dada a necessidade cada vez maior de se explorar dos recursos hídricos. Hoje, essa exploração ainda vem sendo feita sem nenhum critério. A modelagem hidrológica surge como uma ferramenta capaz de antecipar acontecimentos e apontar alternativas que conduzam a manutenção da capacidade produtiva do ambiente. É dentro deste contexto que se insere este trabalho, que tem a pretensão de contribuir no aumento do conhecimento a respeito dos processos hidrológicos de bacias hidrográficas, que, em última instância, são as responsáveis pela produção de água.

62 57 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Atlas, D.; ed. Radar in meteorology: Battan memorial and 40th anniversary, Boston, Radar Met. Conf. Boston, AMS, Beven, K.J.; Kirkby, M.J. A physically based, variable contributing area model of basin hydrology. Hydrol. Sci. Bull., 24:43-69, Burrough, P.A. Dynamic modelling and geocomputation. In: Longley, P.A.; Brooks, S.M.; McDonnell, R.; Macmillan, B.; ed. Geocomputation: a primer. Chichester, John Wiley & Sons, Cap. 9, p Burrough, P.A; McDonnell. Principles of geographical information systems. New York, Oxford University Press, Calheiros, R.V.; Zawadzki, I. Statistically derived Z-R relationship for hydrology. 20th Radar Met. Conf. Boston, AMS, Campbell, G.S. A simple method for determining unsaturated conductivity from moisture retention data. Soil Sci., 117: , Choudhury, B.J.; Monteith, J.L. A four-layer model for the heat budget of homogeneous land surfaces. Q.J.R. Met. Soc., 114: , Clapp, R.B.; Hornberger, G.M. Empirical equations for some soil hydraulic properties. Water Resour. Res., 14: , Collins, S.H.; Moon, G.C. Algorithms for dense digital terrain models. Photogrammetric Engineering and Remote Sensing, 47:71-76, CSIRO. Topog online : user guide. [online]. < Dawes, W. Program structure and numerical solutions. In: Zhang, L.; Dawes, W., ed. WAVES: an integrated energy and water balance model. Canberra, CSIRO, cap. 3, p Dawes, W.R.; Short, D. The significance of topology for modeling the surface hydrology of fluvial landscapes. Water Resour. Res., 14: , Dawes, W.R.; Short, D.L. TOPOG Series topographic analysis and catchment drainage modeling package: user manual. Canberra, CSICO Engel, B.A.; Srinivasan, R.; Rewerts, C.C. A spatial decision support system for modeling and managing agricultural non-point-source pollution. In: Goodchild, M.F.; Parks, B.O.; Steyaert, L.T.; ed. Environmental modeling with GIS. New York, Oxford University Press, Cap. 20, p

63 58 Francini, M.; Wendling, J.; Obled, C.; Todini, E. Physical interpretation and sensitivity analysis of the TOPMODEL. J. Hydrology, 175: , Gash, J.H.C. An analytical model of rainfall interception by forests. Q.J.R. Met. Soc., 105:43-55, Goodchild, M.F. The state od GIS for environmental problem-solving. In: Goodchild, M.F.; Parks, B.O.; Steyaert, L.T.; ed. Environmental modeling with GIS. New York, Oxford University Press, Cap. 2, p Hewlett, J.D. Principles of forest hydrology. Athens, University of Georgia, Jarvis, P.G.; McNaughton, K.G. Stomatal control of transpiration: scaling up from leaf to region. Adv. Ecol. Res., 15:1-49, Koffler, N.F. Avaliação do uso da terra da bacia do rio Corumbataí (SP) através de técnicas de georreferenciamento. Relatório de Pesquisa, UNESP, Rio Claro, Landsberg, J.J.; Gower, S.T.; ed. Applications of physiological ecology to forest management. New York, Academic Press, Lima, W.P. Importância das Florestas para produção de água. Simpósio sobre Recuperação da Cobertura Florestal da Bacia do Rio Corumbataí, 3 Piracicaba, IPEF/ESALQ, Maidment, D.R. GIS and hydrologic modeling. In: Goodchild, M.F.; Parks, B.O.; Steyaert, L.T.; ed. Environmental modeling with GIS. New York, Oxford University Press, Cap. 14, p McCulloch, J.S.G.; Robinson, M. History of forest hydrology. Journal of Hydrology, 150: , Monteith, J.L. Evaporation and the environment. In: Fogg, G.E.; ed. The state and movement of water living organims. Sym. Soc. Exp. Biol., 19: , Moore, I.D.; Grayson, R.B. Terrain-based catchment partitioning and runoff prediction using vector elevation data. Water Resour. Res., 27: , Moore, I.D.; Grayson, R.B.; Ladson, A.R. Digital terrain modeling: a review of hydrological, geomorphological, and biological applications. Hydrological Processes, 5:3-30, Moore, I.D.; Turner, A.K.; Wilson, J.P.; Jenson, S.K.; Band, L.E. GIS and landsurface-subsurface process modeling. In: Goodchild, M.F.; Parks, B.O.; Steyaert,

64 59 L.T.; ed. Environmental modeling with GIS. New York, Oxford University Press, Cap. 19, p Onstad, C.A.; Brakensiek, D.L. Watershed simulation by stream path analogy. Water Resources Research, 4: , Palacios-Velez, O.L.; Cuevas-Renaud, B. Automated river-course, ridge and basin delineation from digital elevation data. Journal of Hydrology, 86: , Penman, H.L. Natural evaporation from open water, bare soil, and grass. Proc. R. Soc. London, A, 193: , Projeto PIRACENA. Dados da bacia do rio Piracicaba. [online]. < Reichardt, K.; Angelocci, L.R.; Bacchi, O.O.S.; Pilotto, J.E. Daily rainfall variability at local scale (1,000 ha), in Piracicaba, SP, Brazil, and its implications on soil water recharge. Sci. Agric., 52(1):43-49, Ross, P.J. Efficient numerical methods for infiltration using Richards' equation. Water Resources Research, 26: , Running, S.W.; Coughlan, J.C. A general model of forest ecosystem processes for regional applications: I hydrologic balance, canopy gas exchange and primary production processes. Ecol. Modelling, 42: , Salati, E. Diagnóstico ambiental sintético e qualidade da água como subsídio para o planejamento regional integrado da Bacia Hidrográfica do Rio Corumbataí (SP). (Tese de Doutorado) - Universidade de São Paulo, São Carlos, Schuler, A.E. Aplicação do TOPMODEL em uma bacia de mesoescala localizada na cabeceira do rio Corumbataí. (Dissertação de mestrado em Ciências da Engenharia Ambiental) - Universidade de São Paulo, São Carlos, Short, D.L.; Dawes, W.R.; White, I. Guaranteeing numerical convergence and stability of finite difference solutions of Richards equation. In: Zhang, L.; Dawes, W., ed. WAVES: an integrated energy and water balance model. Canberra, CSIRO, cap.4.9, p Steyaert, L.T. A perspective on the state of environmental simulation modeling. In: Goodchild, M.F.; Parks, B.O.; Steyaert, L.T.; ed. Environmental modeling with GIS. New York, Oxford University Press, Cap. 3, p Tucci, C.E.M. Modelos hidrológicos. Porto Alegre, Ed. Universidade UFRGS, 1998.

65 60 Vertessy, R.A.; Elsenbeer, H. Distributed modeling of storm flow generation in an Amazonian rain forest catchment: effects of model parameterization. Water Resources Research, 35(7): , Vertessy, R.A.; Hatton, T.J.; O Shaughnessy, P.J.; Jayasuriya, M.D.A. Predicting water yield from a mountain ash forest catchment using a terrain analysis based catchment model. J. Hydrology, 150: , Warrick, A.W.; Lomen, D.O.; Islas, A. An analytical solution to Richards equation for a draining soil profile. Water Resources Research, 26(2): , Whitehead, P.G.; Robinson, M. Experimental basin studies: an international and historic perspective of forest impacts.. Journal de Hydrology, 145: , 1993 Zakia, M.J.B. Identificação e caracterização da zona ripária em uma microbacia experimental: implicações no manejo de bacias hidrográficas e na recomposição de matas nativas. São Carlos, (Doutorado Escola Engenharia de São Carlos, Universidade de São Paulo) Zhang, L.; Dawes, W.R. Model Description. In:, ed. WAVES: an integrated energy and water balance model. Canberra, CSIRO, cap. 2, p