5.1 Introdução 5 PRECIPITAÇÃO A precipitação constitui-se no principal componente de entrada do ciclo hidrológico. É através da precipitação que se dá a entrada de água na bacia hidrográfica e seu comportamento no espaço e no tempo é um dos principais responsáveis pelas respostas hidrológicas da bacia hidrográfica. Portanto, as taxas de escoamento superficial e infiltração de água no solo, estão intimamente relacionadas às características da precipitação. A precipitação é vital para a sobrevivência na Terra. A agricultura e o abastecimento de água são as atividades de maior susceptibilidade às oscilações comportamentais do regime das chuvas e à ocorrência de fenômenos climáticos associados à precipitação, como granizo, neve, geada e secas prolongadas. Existem também situações nas quais a precipitação pode se tornar perigosa, produzindo perdas, inclusive de vidas humanas, e ambientais, destacando-se a erosão, o transporte de sedimentos e inundações. A minimização dos efeitos negativos da precipitação começa com uma boa interação entre as atividades humanas e a natureza, com destaque para o uso adequado do solo, com o objetivo final de melhor aproveitar o recurso água. Este capítulo tem por finalidade fornecer subsídios técnicos para um bom entendimento das características das precipitações, associadas, na maioria das vezes, às chuvas nas condições tropicais e subtropicais. Alguns aspectos gerais sobre a atmosfera da Terra, fenômenos responsáveis pelo regime pluvial das regiões e formação e tipo das precipitações serão apresentadas e discutidas. Uma abordagem sobre chuvas intensas também será apresentada, assim como técnicas para espacialização e mapeamento da chuva. 5.2 Noções gerais sobre a atmosfera terrestre A atmosfera terrestre constitui-se de uma camada gasosa que envolve o planeta, formada por uma mistura de gases cuja composição varia em função do tempo, posição geográfica, altitude e estação do ano. Todas as reações físico-químicas e termodinâmicas que tornam possível a vida na Terra ocorrem ao longo das diferentes camadas da atmosfera. Sua constituição basicamente é a seguinte:
a) ar seco (constituição fixa, em %): - Nitrogênio (N 2 ): 78,084% - Oxigênio (O 2 ): 20,948% - Argônio (Ar): 0,934% - Neônio (Ne): 1,8x10-3 % - Hélio (He): 5,2x10-4 % - Metano (CH 4 ): 2x10-4 - Criptônio (Ko): 1,14x10-4 % - Hidrogênio (H 2 ): 5x10-5 % - Xenônio (Xe): 8,7x10-6 % b) gás carbônico (CO 2 ): 0,033% c) vapor d água (H 2 O): 0 7% d) Ozônio (O 3 ): 0 0,01% e) Dióxido de Enxofre (SO 2 ): 0 10-4 % f) Dióxido de Nitrogênio (NO 2 ): 0 10-6 % g) Aerossóis: partículas sólidas em suspensão de origem orgânica e inorgânica. O vapor d água presente na atmosfera, por conseqüência da evaporação da superfície e transpiração das plantas, está constantemente presente em quantidades que variam de quase zero nas regiões desérticas e polares até 7% em florestas tropicais e equatoriais e algumas regiões litorâneas. A concentração de vapor d água varia no tempo e no espaço, sendo importante caracterizá-lo ao longo do ano para uma mesma região.mesmo em áreas consideradas úmidas a concentração de vapor d água pode ficar baixa em determinadas estações do ano, como algumas regiões do Brasil durante o inverno. A atmosfera é estratificada em camadas, sendo dividida em alta e baixa atmosfera. A primeira possui influência apenas indireta na formação da precipitação e consequentemente, no ciclo hidrológico e é formada pela mesosfera e termosfera, respectivamente. A baixa atmosfera, portanto, é a que interessa para a hidrologia, e é dividida em 3 camadas: - Troposfera: apresenta espessura variável (18 km na região equatorial e 9 km nos pólos) sendo o principal meio de transporte de massa e energia, responsável direta pelo ciclo hidrológico. Portanto, a hidrometeorologia concentra seus estudos nesta camada da atmosfera. A presença de ozônio (O 3 ) na troposfera significa poluição atmosférica, sendo provocada principalmente pela combustão de veículos. - Tropopausa: fina camada que separa a estratosfera da troposfera.
- Estratosfera: possui espessura variável com pequena variação vertical de temperatura. É na estratosfera que se encontra a camada de ozônio (O 3 ) que protege a Terra de raios ultravioletas. Deve-se salientar que há um gradiente decrescente de temperatura com a altitude, produzindo, em média, redução de 1 o C a cada 180 m de altitude, na troposfera. Nas partes mais elevadas da troposfera, a temperatura pode atingir 50º C. Além da temperatura, há redução da pressão atmosférica com a altitude, devido à redução da concentração da camada de gases à medida que se afasta da Terra, verificando-se por conseqüência, menor concentração de oxigênio, gerando uma situação de ar rarefeito, típico das regiões de altas cadeias de montanhas. 5.2.1 Circulação geral da atmosfera É basicamente na troposfera que ocorrem os fenômenos meteorológicos de maior interesse para a hidrologia. Nela existe uma circulação contínua de massas de ar, tanto no sentido horizontal (ventos) como no vertical (correntes de ar). A circulação das massas de ar obedece à existência de gradientes de pressão, podendo-se identificar, de forma geral, as seguintes zonas: a) Faixa equatorial de baixas pressões: formação da zona de convergência intertropical, com ventos fracos e chuvas intensas (ar quente e úmido); b) Faixa subtropical de altas pressões: latitudes aproximadas de 30º N/S, com ventos alísios em direção ao Equador; c) Faixa polar de baixas pressões: latitudes aproximadas de 60º N/S, recebendo ventos de origem polar (frentes frias intensas); d) Calotas polares de altas pressões A Figura 5.1 ilustra as zonas terrestres com o comportamento da pressão e direção predominante de ventos. Os gradientes de pressão ocorrem devido a um aquecimento desigual da atmosfera terrestre e variando ao longo do ano para uma mesma região.
Figura 5.1 Representação das zonas terrestres com indicação da direção predominante dos ventos e comportamento da pressão atmosférica. Nas regiões de latitudes médias (30º N/S) há convergência de ventos, com os de origem polar, formando as zonas de convergência extratropicais (hemisférios Norte e Sul), com encontro do ar quente com o ar frio, formando as chamadas frentes, com o primeiro sendo deslocado para cima do segundo, por se mais leve, formando um forte gradiente de temperatura entre as massas. Neste caso, eventos meteorológicos importantes são formados, caracterizando de forma marcante, o comportamento do ciclo hidrológico nas mesmas, com chuvas de longa duração e média a baixa intensidade. No território brasileiro é possível identificar 5 tipos básicos de massas de ar. A caracterização de uma massa de ar é baseada em códigos compostos por duas letras, sendo a primeira minúscula e a segunda maiúscula. A letra minúscula está associada à origem da massa, ou seja, se é marítima ou continental. A segunda letra refere-se à característica da massa, sendo tropical, polar ou equatorial, cada uma com uma característica termodinâmica específica. Assim, tem-se as seguintes massas atuantes no Brasil: Marítima Equatorial (me): refere-se a uma massa de ar com origem no Oceano Atlântico equatorial, caracterizada por alta concentração de umidade e calor. Esta massa circula do mar para o continente em latitudes próximas ao Equador, por meio da circulação de ventos alísios, levando importante concentração de vapor d água para esta região;
Continental Equatorial (ce): esta massa de ar tem origem na região Equatorial, notadamente, na região Amazônica, sendo responsável pela condução de grande quantidade de vapor d água, especialmente durante o verão, para grande parte do Brasil (Sul, Sudeste e Centro-Oeste). É responsável por volumes importantes de chuva durante o verão nestas regiões. Marítima Tropical (mt): a mt tem origem no Oceano Atlântico tropical e desloca-se em direção ao continente levando umidade para a região litorânea. Contudo, ao se deslocar para o interior do país esta massa perda umidade, vindo a se caracterizar como uma massa seca e quente. Predomina nas regiões Sudeste, Centro-Oeste e em parte do Sul do Brasil durante o inverno, notadamente entre julho e setembro, gerando um período seco prolongado nestas regiões. Marítima Polar (mp): a mp tem origem no extremo sul da América do Sul e consiste de uma massa de ar fria e normalmente seca, que acompanha as frentes frias especialmente durante o inverno. É responsável pelas baixas temperaturas no Sudeste e Sul do Brasil durante o inverno, resultando em geadas e precipitação de neve em algumas regiões. Dependendo de sua intensidade pode atingir até a região Amazônica, gerando o fenômeno da friagem nesta região. Continental Tropical (ct): esta massa é semelhante à mt, porém, sua atuação no Brasil é geograficamente limitada, atuando na região de fronteira com o Paraguai, não tendo a mesma importância das anteriores. 5.2.2 Fenômenos atmosféricos que governam o regime de chuvas no Brasil Existem vários fenômenos atmosféricos que explicam o comportamento do regime pluvial no Brasil. Determinados fenômenos são específicos para cada uma das regiões, sendo que alguns são comuns entre as mesmas. Desta forma, apresenta-se na seqüência os fenômenos que controlam o regime de chuvas em cada uma das regiões do Brasil. a) Região Sul A região Sul do Brasil está totalmente inserida na Zona Extratropical do hemisfério sul, portanto consiste de uma região que recebe com alta freqüência e intensidade (em relação às outras regiões brasileiras) principalmente sistemas ciclônicos, com destaque para as frentes frias, as quais atuam ao longo de todo o ano. Nesta região não há um período seco característico. Além das frentes frias, há também a presença de eventos convectivos durante o verão, com presença importante de umidade oriunda da região Amazônica e do
próprio Oceano Atlântico. Há ainda a formação de ciclones extratropicais, os quais são formados pelo acúmulo de umidade, normalmente oceânica, em áreas de baixa pressão atmosférica. Este fenômeno tem sido responsável por grandes quantidades de chuva na região Sul, provocando deslizamentos e inundações de grande magnitude. Indiretamente outros fenômenos podem atuar nesta região, tais como Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS) e o Anti-Ciclone do Atlântico Sul (ACAS), porém, sem a mesma importância que para outras regiões do país. b) Região Sudeste Os fenômenos atmosféricos que atuam na região Sudeste são praticamente os mesmos que atuam na região Sul, porém, com intensidades e freqüências menores. As frentes frias também são responsáveis por parcela significativa da precipitação, sendo possível detectar sua presença ao longo de todo o ano, especialmente nas áreas mais ao sul da região. Os eventos convectivos também são muito importantes durante o verão, formando-se as linhas de instabilidade com umidade oriunda da região Amazônica e do Oceano Atlântico. No entanto, durante o verão, a ZCAS consiste de um fenômeno que tem atuação direta sobre o regime pluvial, especialmente em latitudes inferiores a 20º. As ZCAS são formadas pela convergência entre ventos na região Amazônica (de NW e de NE), proporcionando a formação de um canal de umidade entre esta região a região Sudeste, sendo responsável por grandes volumes de chuva entre dezembro e fevereiro. Em circunstâncias especiais, há atuação concomitante das ZCAS e frentes frias, produzindo chuvas de grande magnitude e vários dias chuvosos durante o verão. Na região Sudeste é importante destacar ainda a influência do ACAS, o qual atua durante o período de outono/inverno, consistindo de um fenômeno que impede a aproximação de frentes frias bem como organização de nuvens, sendo o responsável pelo período seco característico da região. c) Região Centro-Oeste Nesta região, os fenômenos mais atuantes são os eventos convectivos, ZCAS, ACAS e frentes frias. Por se tratar de uma região muito grande em termos territoriais, a atuação dos fenômenos é diferenciada. Na porção sul da região, as frentes frias são mais atuantes enquanto que nas demais áreas, os eventos convectivos e ZCAS são mais importantes. Além disto, nesta região, a atuação do ACAS é bastante intensificada, produzindo um período seco mais prolongado que o Sudeste, com áreas em latitudes inferiores 15º apresentando índices muito baixos de umidade relativa durante o período de inverno. Contudo, estas áreas são muito influenciadas por umidade oriunda da região
Amazônica no verão, produzindo totais precipitados anualmente consideravelmente elevados. d) Região Norte A região Norte do Brasil apresenta os maiores totais precipitados do país, os quais podem atingir, em algumas áreas, valores superiores a 4.000 mm. É totalmente influenciada pela Floresta Amazônica, a qual produz grandes volumes de vapor d água devido à evapotranspiração da floresta e parcela importante deste processo precipita na própria região, na forma de eventos convectivos. Além desta influência direta, há ainda fluxos de umidade de origem oceânica, que combinados com a umidade de origem amazônica, bem como convergência de ventos alísios, formam um importante canal de umidade conhecido como Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), sendo responsável por grande quantidade de precipitação na região. e) Região Nordeste A região Nordeste é caracterizada por zonas distintas no tocante à precipitação. A faixa litorânea apresenta totais anuais superiores a 1200 mm, sendo influenciada por umidade oceânica bem como pela ZCIT. No interior da região, estes totais não ultrapassam 800 mm e existem áreas extensas com totais inferiores a 400 mm, caracterizando o clima como semi-árido. Nesta região, a ZCIT pode produzir algum fenômeno de precipitação, embora de forma pouco freqüente e o principal fenômeno que governa seu regime pluvial consiste de uma Célula de Hadley, que basicamente, diz respeito a um centro de alta pressão atmosférica, evitando a penetração de massas de ar. Além deste aspecto, existe também o efeito orográfico da Serra da Borborema que impede que massas úmidas sejam propagadas em direção ao interior da região, impedindo o contato com umidade oriunda da costa nordestina. O sul da região, quando frentes frias mais intensas adentram no território brasileiro, pode receber influência deste fenômeno, porém numa baixa freqüência de ocorrência. Na Figura 5.2 apresenta-se o mapa de precipitação média anual do Brasil, onde observa-se grande variabilidade espacial da mesma, sendo um reflexo dos fenômenos destacados acima.
Figura 5.2 Mapa de precipitação média anual para o Brasil. 5.2.3 Conceito de umidade atmosférica É importante destacar algumas definições meteorológicas para o melhor entendimento dos fenômenos associados à precipitação: a) Umidade atmosférica: representa a concentração de vapor d água na atmosfera, que embora em pequenas quantidades quando comparado a outros gases é de suma importância para formação das precipitações. A quantidade máxima de vapor d água que o ar pode conter varia diretamente com a temperatura, sendo denominada de pressão de saturação do vapor. b) Umidade relativa: expressa a quantidade atual de vapor d água em relação à quantidade máxima que o ar atmosférico pode conter neste instante. et URt (%) = 100 (1) est Em que UR t, e t e es t são, respectivamente, a umidade relativa, as quantidades atual e de saturação do vapor d água da atmosfera no instante t. O parâmetro e t é determinado por: e t = p pa (2)
Em que p e pa são, respectivamente, a pressão atmosférica e a pressão do ar seco. c) Ponto de orvalho: é a temperatura na qual o ar úmido, mantendo a mesma pressão, sofre saturação (deslocamento de A para C, na Figura 5.3, com resfriamento da atmosfera); d) Ponto de condensação: é a temperatura que adquire o ar úmido quando, evoluindo adiabaticamente (sem troca de calor), atinge um nível em que e t = es t (deslocamento de B para D), ocorrendo a precipitação; A Figura 5.3 representa uma curva de saturação destacando-se os pontos descritos acima e seu comportamento padrão. Figura 5.3 Curva de saturação representando alguns pontos de interesse do processo de precipitação. O ponto B representa uma situação atmosférica de supersaturação, que naturalmente tende a deslocá-lo até a curva de saturação, em busca de uma situação de equilíbrio. O trajeto B-D representa a ocorrência de chuva normalmente num dia quente e úmido, pois o sistema busca desafogar esta condição de supersaturação provocada por gradiente de pressão atmosférica. O ponto A representa uma situação do ar atmosférico não saturado, ou seja, as condições atmosféricas não são favoráveis à precipitação. A partir deste ponto duas situações podem ocorrer para que haja precipitação: um resfriamento do
sistema ou aumento da pressão de vapor. Ambos promoverão precipitação, sendo o primeiro característico de formação de orvalho e o segundo por aumento da concentração de vapor d`água, oriundo, por exemplo, de uma frente fria. A umidade atmosférica apresenta o seguinte comportamento regional: - Tende a decrescer com o aumento de latitude, porém, como a UR é uma função inversa da temperatura, esta tende a aumentar; - Máxima sobre os oceanos, decrescendo à medida que avança para o interior dos continentes; - Decresce com a elevação e é maior sobre áreas vegetadas do que sobre solo descoberto; Ocorre também uma variação temporal da seguinte forma: - É máxima no verão e mínima no inverno 1. - Variação diária: mínima ao nascer do sol e máxima por volta de 2 horas, ocorrendo o inverso com a UR. 5.2.4 Processos de transporte de energia Todos os processos climáticos são regidos por fluxos de energia. A radiação é a principal delas, pois é a energia solar que ativa o ciclo hidrológico. A radiação se apresenta nas formas: - Solar: de ondas curtas e alta intensidade energética; - Terrestre: alto comprimento de onda e baixa intensidade energética; Além da radiação, a condução e a convecção são as outras formas de transmissão de calor presentes, uma vez que o ar próximo da superfície terrestre se aquece, transmitindo o fluxo de energia. As principais características da condução e convecção são: - Condução: fluxo de energia através da matéria, por atividade molecular interna (sem movimento de massa); vapor d água e CO 2 são os principais absorventes de energia e a transmitem por contato; - Convecção: devido ao aquecimento do ar, este apresenta redução na sua densidade. O ar nas proximidades da superfície terrestre tende a tornar-se mais leve, porém, devido às irregularidades da superfície, este aquecimento ocorre de forma desigual, resultando no aparecimento de forças ascendentes que elevam o ar mais quente. Na ascensão, o ar expande e resfria; quando sua densidade se iguala à do ambiente, cessa-se o processo de ascensão. 1 Para tipos climáticos Cwa, Cwb e Aw pela classificação de Köppen, característicos de grande parte do Brasil.
O gradiente de temperatura na troposfera é de 6,5 o C km -1. Na estratosfera, as condições são aproximadamente isotérmicas. O gradiente vertical de temperatura influi nas condições de estabilidade atmosférica, da seguinte forma: - Gradiente de temperatura da transformação adiabática seca: a taxa de decréscimo da temperatura de uma partícula de ar não saturado que se eleva adiabaticamente é de 1 o C a cada 100 m de altitude. - Gradiente de temperatura da transformação adiabática saturada: o ar saturado com vapor d água se condensa, liberando calor latente de vaporização, fazendo com que a taxa de resfriamento seja reduzida (0,54 o C/100 m) nas camadas inferiores da atmosfera, tendendo ao valor da adiabática seca em grandes altitudes, devido à diminuição do vapor d água. Para que o processo seja adiabático é necessário que o produto da condensação permaneça no sistema ao longo da ascensão, ou seja, que não ocorra precipitação (não há troca de energia com o meio externo). 5.3 Aspectos característicos da precipitação 5.3.1 Tipos de precipitação Precipitação é toda forma de umidade oriunda da atmosfera que se deposita sobre a superfície terrestre. Destacam-se as seguintes formas: a) Chuva: é a principal forma de precipitação, especialmente em regiões tropicais e subtropicais. A precipitação atinge a superfície na forma líquida e todos os processos gerados por esta situação correspondem a um dos principais ramos aplicados da hidrologia. b) Granizo: situação em que a precipitação ocorre na forma de partículas irregulares de gelo, com tamanho mínimo de 5 mm. O granizo é formado pelo congelamento instatâneo de gotículas, produzido por forte ascenção atmosférica do vapor d água; c) Neve: é uma forma de precipitação na qual há formação de flocos de gelo com formatos normalmente hexagonais, em nuvens muito frias (abaixo de 0 o C). d) Orvalho: esta é uma forma de precipitação na qual a água contida na forma de vapor na atmosfera sofre condensação e precipita nas diferentes superfícies. Isto ocorre porque corpos sólidos perdem calor mais rápido para a atmosfera, sofrendo resfriamento em relação ao ar atmosférico. O ar úmido, ao atingir estas superfícies frias, também sofre resfriamento, o qual se for suficiente para atingir a
curva de saturação, proporciona o processo de condensação (ponto A em direção ao C na Figura 5.3). e) Geada: a formação de geada é semelhante ao do orvalho. No entanto, neste caso, o ponto de orvalho na curva de saturação é abaixo de zero, havendo um processo de sublimação, com a água precipitando-se diretamente na forma sólida (gelo). Na Tabela 5.1 destacam-se algumas características físicas dos principais tipos de precipitação em regiões tropicais. Tabela 5.1 Características físicas de alguns tipos de precipitação. Tipo de precipitação Intensidade (mm/h) Diâmetro médio das gotas (mm) Velocidade de queda para os diâmetros médios (m/s) Nevoeiro 0,25 0,2 -- Chuva leve 1 a 5 0,45 2,0 Chuva forte 15 a 20 1,5 5,5 Tempestade 100 3,0 8,0 5.3.2 Formação das chuvas A umidade atmosférica é o elemento básico e embora seja necessário, não é suficiente para formação da chuva, havendo necessidade da existência de outros requisitos, tais como: mecanismos de resfriamento do ar, presença de núcleos higroscópicos para que haja condensação do vapor e um mecanismo de crescimento das gotas. Os principais núcleos de condensação são partículas de sal (oriundas dos oceanos), pólen, argila, cristais de gelo e partículas provenientes de processos industriais, como ácido nítrico e ácido sulfúrico, as quais, quando em concentrações elevadas, promovem formação de precipitações ácidas, comuns em algumas regiões industriais. O ar úmido das camadas inferiores aquecido por condução, sofre ascensão adiabática até atingir a condição de saturação (nível de condensação), por resfriamento. A partir deste nível, em condições atmosféricas favoráveis e com existência de núcleos higroscópicos, o vapor d`água sofre condensação, formando minúsculas gotas em torno desses núcleos, que são mantidas em suspensão até que, por um processo de crescimento, adquira tamanho suficiente para vencer as forças de ascensão que exercem resistência às gotas, e então precipitar. Os principais processos de crescimento das gotas são:
Coalescência: o aumento se deve ao contato com outras gotas através da colisão (turbulência do ar, forças elétricas e movimento Browniano). Na queda, gotas maiores alcançam as menores, incorporando-as e por ação da resistência do ar, são partidas, liberando outras gotas menores e assim por diante (Figura 5.4). Difusão: o ar, após atingir o nível de condensação, continua evoluindo e difundindo o vapor supersaturado e sua conseqüente condensação em torno das gotículas, as quais aumentam seu tamanho. Figura 5.4 Representação do processo de coalescência (Adaptado de Lutgens & Tarbuck, 1989). As gotículas que constituem as nuvens possuem tamanhos que variam de 0,01 a 0,03 mm de diâmetro. As gotas de chuva propriamente ditas apresentam diâmetros bem superiores, variando de 0,5 a 2,0 mm, podendo atingir valores de até 5 mm. Isto propicia volumes 10 6 vezes maiores.
No caso de nuvens frias, que produzem precipitação na forma de neve, a teoria de formação das nuvens foi elaborada pelo pesquisador norueguês Thorn Bergeron e pode ser resumida da seguinte forma: gotículas de água suspensas no ar podem se encontrar em estado líquido, mesmo a temperaturas menores que 0 o C. Ao entrarem em contato com partículas sólidas, conhecidas como núcleos de congelamento, similares a cristais de gelo, as gotículas se solidificam. O fator termodinâmico principal que explica o fenômeno é de que a pressão de vapor nos cristais de gelo (núcleos de congelamento) é inferior à de minúsculas gotas frias, com temperatura menor que 0 o C, pelo fato dos cristais de gelo serem formados por ligações mais fortes (< entropia) que na forma líquida, ocorrendo migração intensa de gotículas para os cristais, que crescem à medida que incorporam mais moléculas de água. Assim, podem atingir tamanhos grandes para precipitarem, ocorrendo aumento dos cristais à medida que descem no interior das nuvens. Por fim, o movimento do ar rompe os cristais, produzindo além de novos núcleos de congelamento, flocos de neve. É importante mencionar que a existência destes núcleos de congelamento na atmosfera é restrita a algumas regiões do Planeta, sendo, genericamente, para latitudes acima de 30º N/S e ou altitudes superiores a 3000 m. 5.3.3 Tipos de chuvas O esfriamento adiabático é a principal causa da condensação e o responsável pela maioria das precipitações. Assim sendo, o movimento vertical (correntes) das massas de ar é um requisito importante e em função das condições que o produz e do meio físico, as precipitações se classificam em Ciclônicas, Orográficas e Convectivas. 5.3.3.1 Precipitações Ciclônicas São associadas a movimentos de massas de ar de regiões de alta pressão para regiões de baixa pressão atmosférica. Classificam-se em: a) Não Frontal: convergência horizontal de massas de ar quente e úmidas para regiões com baixa pressão, promovendo, na seqüência, elevação e resfriamento. Esquematicamente, na Figura 5.5 tem-se:
Figura 5.5 Formação de chuva ciclônica do tipo não frontal produzida por uma frente quente. b) Frontal: resulta da ascensão do ar quente sobre o ar frio na zona de contato entre duas massas de características diferentes, situação comum nas zonas de convergência extratropical, com encontro do ar frio polar com o ar quente. São freqüentes em latitudes maiores que 20º. Esquematicamente, na Figura 5.6, tem-se: Figura 5.6 Formação de chuva ciclônica do tipo frontal produzia por uma frente fria. Uma característica fundamental das precipitações frontais é que estas são de longa duração e intensidade de baixa a moderada, cobrindo grandes áreas, sendo fundamental no contexto de recarga de aqüíferos. No entanto, podem gerar inundações importantes em grandes bacias. Na região Sudeste do Brasil, durante o verão, ocorrem chuvas provenientes
de sistemas frontais, oriundos do sul do continente os quais, combinados a sistemas convectivos típicos e comuns no verão, há grande concentração de chuvas. 5.3.3.2 Precipitações Orográficas Resultam da ascensão mecânica de massas de ar úmidas sobre barreiras naturais, tais como montanhas. Normalmente, apresentam alta intensidade. No Brasil, as principais precipitações orográficas ocorrem na região do Vale do Paraíba, litoral sul de São Paulo e na região Nordeste, cujos obstáculos são, respectivamente, as Serras da Mantiqueira, do Mar e da Borborema, que geram barreiras de difícil transposição às massas de ar úmido e quente formadas sobre o Oceano Atlântico. Na Figura 5.7 tem-se um esquema típico da ocorrência de chuvas orográficas. Figura 5.7 Esquema geral da ocorrência de uma chuva orográfica. 5.3.3.3 Precipitações Convectivas São típicas de regiões tropicais e equatoriais, no entanto, são comuns também em regiões de clima temperado no verão. Sua explicação básica consiste no aquecimento diferenciado da superfície terrestre, provocando aquecimento desigual das camadas atmosféricas, produzindo estratificação térmica da atmosfera, que fica instável. Qualquer perturbação romperá este equilíbrio, provocando a ascensão brusca e violenta do ar quente, capaz de atingir grandes altitudes. Numa 1 a etapa ocorre formação de nuvens do tipo Cumulus e numa 2 a etapa, Cumulonimbus, as quais apresentam, além de chuva
propriamente dita, descargas atmosféricas. São precipitações de alta intensidade, curta duração e concentradas em pequenas áreas, sendo importantes para a hidrologia urbana e de pequenas bacias hidrográficas. Também consiste no principal tipo de precipitação de interesse para estudos de conservação do solo, pois possui elevada energia cinética e consequentemente, elevado potencial erosivo. Na Figura 5.8 apresenta-se um esquema da ocorrência de chuvas convectivas, adaptado de Brooks et al. (1997). Figura 5.8 Esquema geral da ocorrência de uma chuva convectiva. 5.3.4 Monitoramento da precipitação 5.3.4.1 Monitoramento por Estações Meteorológicas A medida das precipitações é um processo relativamente simples, consistindo no recolhimento da quantidade de água precipitada, podendo ser feita por aparelhos totalizadores (pluviômetros) ou registradores contínuos (pluviógrafos). De um modo geral, os pluviômetros de postos meteorológicos oficiais são lidos em intervalos de 24 horas, quase sempre às 9:00 horas da manhã, indicados para quantificar chuvas diárias. Os pluviógrafos fornecem um gráfico, conhecido como pluviograma, onde são registradas continuamente as alturas de chuva em função do tempo. O pluviômetro constituise de um cilindro cuja área de captação deve ser conhecida, sendo o mais utilizado o Ville de Paris. Devem ser instalados a uma altura de 1,5 m da superfície do solo, com uma
distância mínima de construções e outros objetos de grande porte, considerando uma distância horizontal superior a duas vezes a altura do objeto. Na Figura 5.8 está mostrado o pluviógrafo utilizado na Estação Meteorológica localizada no Campus da UFLA, pertencente ao 5 o Distrito de Meteorologia, sediado em Belo Horizonte (Foto de José Maria Lima). Na seqüência, exemplo de um pluviograma, sendo possível observar o comportamento temporal da precipitação. Nota-se que o aparelho possui capacidade máxima de registro de 9 mm e toda vez que se atinge este nível, um sistema do tipo monjolo drena um pequeno copo, zerando a precipitação. Se a chuva continuar haverá novo enchimento do copo e posterior eliminação e assim sucessivamente. Pode-se observar também que quanto mais intensa for a precipitação, mais rápido será o registro e, portanto, os picos estarão mais próximos e verticais. Chuvas menos intensas promovem enchimento lento do copo, com deslocamento mais inclinado do indicador. A leitura mínima que se pode obter via pluviograma é 0,20 mm em 5 minutos. Figura 5.8 Fotos mostrando detalhes de um pluviógrafo (a) e um pluviograma (b). Existem estações meteorológicas automáticas que fornecem o total precipitado num determinado intervalo de tempo, que pode variar desde 1 segundo a até horas, de acordo
com o interesse. Numa situação desta, pode-se também obter um detalhamento maior do comportamento da chuva ao longo do tempo, inclusive com maior precisão do que o pluviograma haja visto que o equipamento fornece informações digitais em intervalos de tempo menores que o pluviógrafo tradicional. O valor mínimo de leitura é de 0,25 mm e os dados são armazenados numa memória do tipo data logger que podem ser descarregas por meio de um microcomputador ou transmitidas via telemetria e manuseadas através de planilha eletrônica. Na Figura 5.10 tem-se exemplos de estações meteorológicas automáticas, que fornecem vários elementos climáticos importantes para a hidrologia. Figura 5.10 Exemplos de estações meteorológicas automáticas. A densidade da rede pluviométrica é caracterizada em função das condições climáticas da região e do objetivo da observação. Para pesquisas, exige-se densidade maior. A seguir, tem-se uma orientação sobre a área de cobertura de uma estação meteorológica. Regiões Áridas: 1 para 300000 km 2 Regiões Tropicais e Temperadas: 1 para 50000 km 2 Regiões Frias (polares): 1 para 100000 km 2
5.3.4.2 Monitoramento por Radar Meteorológico Aspectos Gerais A palavra RADAR é da expressão inglesa RAdio Detection And Ranging, que diz respeito à técnica de aplicação de ondas eletromagnéticas para detectar a presença e as características de um objeto. O desenvolvimento dessa técnica teve, como principal motivação, a II Guerra Mundial. Tem sido motivo de contínuo desenvolvimento. Os principais componentes de um sistema de radar são: a) Antena: a mais aplicada é do tipo parabólica, fixada a um pedestal, onde existe um sistema mecânico responsável por sua movimentação. A posição da antena, dada por sensores localizados no pedestal, determina a direção de propagação do sinal transmitido e recebido pelo sistema. A referência de posicionamento da antena no plano horizontal é o norte geográfico (0 = Norte, 90 = Leste, 180 = Sul e 270 = Oeste) e, na vertical, a referência é o plano tangente à normal da superfície terrestre (0 ) até ao zênite (90 ). Com essas referências, obtêm-se os ângulos de azimute e elevação, respectivamente. A forma da superfície côncava é parabólica e, no foco da mesma, localiza-se o alimentador (Figura 5.11), que é responsável pela interface entre a linha de transmissão (guias de onda) com a superfície parabólica refletora. Pela propriedade física de uma superfície refletora parabólica, um sinal originado no foco irá propagar numa direção paralela ao eixo da parábola e os sinais que atingirem a mesma, provenientes de uma direção paralela ao eixo da superfície, serão concentrados no alimentador. Essa capacidade de concentração da energia é denominada ganho, sendo expresso em db (decibéis).
Figura 5.11 Sentido de propagação dos sinais em uma antena parabólica usada em radares meteorológicos. b) Radome: A grande superfície da antena oferece uma alta resistência ao vento. Visando proteger o mecanismo de movimentação da antena assim como sua rotação uniforme, utiliza-se um domo esférico de fibra de vidro para isolar a antena das intempéries do tempo, principalmente do vento e é praticamente transparente à energia eletromagnética. Na Figura 5.12a apresenta-se um radome de radar meteorológico. c) Transmissor: O transmissor convencional de um radar utiliza um dispositivo denominado magnetron para converter pulsos elétricos de corrente contínua de alta voltagem e uma determinada duração em pulsos de energia eletromagnética com a mesma duração de uma determinada freqüência, geralmente na faixa de microondas, de acordo com a banda de operação. Na Figura 5.12b apresenta-se um transmissor usado em radar meteorológico.
Figura 5.12 Instalação do radome (a) e transmissor de um radar meteorológico (b). d) Receptor: Radares convencionais utilizam um receptor de rádio clássico, do tipo superheteródino, de alta sensibilidade, sintonizado na mesma freqüência de transmissão. O receptor do radar está localizado junto ao transmissor e está conectado na linha de transmissão através de uma chave TR. A função da chave TR é isolar o receptor da magnetron no momento em que um pulso é gerado. Isso evita que o receptor seja danificado pela alta potência da energia eletromagnética contida no pulso. Quando não existem pulsos sendo gerados (intervalo entre pulsos), o receptor está ligado à linha de transmissão e, conseqüentemente, na antena. e) Visualização das informações: o método mais simples para visualizar o sinal recebido pelo sistema de radar é através de um osciloscópio. O início da varredura do osciloscópio é sincronizado com o sinal do oscilador principal (PRF), ou seja, a varredura é iniciada ao mesmo tempo em que um pulso no radar é gerado. Um outro sistema de visualização é composto de um tubo de raios catódicos (CRT) em forma de círculo. O centro do tubo representa a localização do radar. A varredura é sincronizada com a PRF, iniciando-se no centro e terminando na extremidade do CRT e, ao mesmo tempo, a direção da varredura é sincronizada com o azimute da antena, em tempo real. O armazenamento das informações por meio desse sistema é possível através de técnica fotográfica com um alto tempo de exposição, de forma a permitir que a antena complete uma volta em torno do seu eixo.
b) Princípios de funcionamento de um radar O princípio de funcionamento do radar meteorológico é análogo ao sistema de navegação de um morcego. O morcego emite sons de alta freqüência que ao serem interceptados por obstáculos retornam ao seu ouvido. Quanto mais rápido o som retornar, mais perto estará o obstáculo e quanto mais distante este estiver, mais demorado será o retorno. Desta forma, o morcego é capaz de avaliar a distância ao obstáculo e se desviar do mesmo antes da colisão. No radar meteorológico são empregadas, ao invés de som, ondas eletromagnéticas de alta energia para alcançar grandes distâncias. As ondas eletromagnéticas ao passarem por uma nuvem, causam em cada gota, uma ressonância na freqüência da onda incidente, de modo a produzir ondas eletromagnéticas, irradiando em todas as direções. Parte desta energia, gerada pelo volume total de gotas iluminado pelo feixe de onda do radar, volta ao prato do radar e sabendo-se o momento em que o feixe de onda foi emitido e quanto tempo depois o sinal retornou, determina-se a distância do alvo ao radar. A intensidade do sinal de retorno está ligada ao tamanho e distribuição das gotas no volume iluminado pelo radar. Além disso, sabe-se qual a elevação da antena e o azimute correspondente. Deste modo, pode-se determinar, com precisão, a região do espaço onde está chovendo. Para uma mesma elevação e azimute são transmitidos cerca de 200 pulsos de alta energia e, assim sendo, a mesma região do espaço é amostrada 200 vezes. Em seguida é feita uma média do sinal de retorno. Este processo é bastante rápido já que as ondas eletromagnéticas viajam na velocidade da luz (300.000 km/s). A duração de cada pulso determina a resolução dos dados do radar. O valor médio desta resolução, para diferentes radares, é da ordem de 500 metros. O radar não mede diretamente chuva. O radar recebe um determinado nível de retorno dos alvos de chuva denominado refletividade, que possui relação física com o espectro de gotas observado. Assim, pode-se determinar a partir deste espectro, uma relação entre a refletividade do radar e a taxa de precipitação correspondente. Para a maioria dos radares meteorológicos o limite inferior da taxa de precipitação é de 1 mm/h, a uma distância de 190 km. Uma característica importante dos radares meteorológicos modernos é o software para tratamento do grande volume de dados de refletividade gerados. Esse software gera, em tempo real, o mapa de chuva a um nível de altura constante. Os dados de chuva na área do radar são interpolados num nível de altura constante entre 1,5 e 18,0 km de altura, numa área de 360 x 360 km, com uma resolução de 2 x 2 km. Esta resolução espacial equivale a
32400 postos pluviométricos numa área de 152.000 km 2, aproximadamente. De posse da velocidade e da direção de deslocamento da chuva é possível extrapolar os campos de precipitação, no tempo e no espaço e, desta forma, obter a previsão antecipada de até 3 horas, numa determinada área, situação importante em se tratando de alerta para órgãos especiais, como a defesa civil do município, minimizando catástrofes e perdas de vida humana e material. Existe a possibilidade de ocorrência de alguns eventos meteorológicos que, juntamente com os efeitos dos fenômenos de refração, podem resultar na produção, pelo radar, de informações distorcidas. Como exemplos desses fenômenos, podem-se citar: a) formação de precipitações a baixas altitudes (nevoeiros acentuados, algumas nuvens menos elevadas), as quais podem, eventualmente, não ser detectadas pelo feixe do radar; b) presença de ventos laterais, fazendo com que uma chuva observada pelo radar venha a acontecer em um local diferente do indicado pelo aparelho; c) Ecos de Terreno: varreduras com a antena do radar em baixa elevação são susceptíveis a bloqueios e interferências no sinal de microondas, em regiões próximas à localização do radar, devido a obstáculos naturais e artificiais, ocasionada pela dispersão de sinais de microondas emitidos pela antena de formato parabólico, chamados de lóbulos secundários. Essas interferências, que ocasionam ecos falsos, variam de acordo com a localização do equipamento e possuem posição e intensidade de reflexão com pouca variação. d) Propagação anômala: a propagação de microondas está sujeita às condições atmosféricas, que em determinadas situações, causam o curvamento do feixe de microondas emitido pela antena do radar, ocasionando reflexão do solo em distâncias que variam até próximo ao alcance máximo de varredura. Monitoramento da chuva Na Figura 5.13 tem-se uma fotografia do radar meteorológico de São Paulo e na seqüência, mapas de uma chuva monitorada pelo mesmo em evento do dia 01/02/2003, às 20h37min (Figuras 5.14 e 5.15). Na Figura 5.16 está apresentado um mapa produzido pelo radar meteorológico de Maceió, AL.
Figura 5.13 Radar meteorológico de São Paulo. Figura 5.14 Área coberta pelo radar, com destaque para uma chuva sobre a cidade de São Paulo (Fonte: www.saisp.br).
Figura 5.15 Mapa de precipitação ampliado sobre a região metropolitana de São Paulo (Fonte: www.saisp.br). Figura 5.16 Imagem gerada pelo radar, no dia 21/02/06, na escala de 30 km na cidade de Maceió, AL (Fonte: SIRMAL Sistema de Radar Meteorológico de Alagoas).
5.3.5 Grandezas características da chuva a) Altura pluviométrica (h): representa a altura da lâmina de água precipitada, caso a mesma fosse recolhida numa superfície horizontal, sendo expressa, geralmente, em mm ou cm e polegadas nos países de língua inglesa. Pode-se referir a um chuva isolada ou o total ocorrido num dado intervalo de tempo. b) Tempo de duração (t): é o período de tempo contado desde o início até o final da precipitação (horas ou minutos). c) Intensidade de precipitação (I): é uma grandeza intensiva e instantânea, representando a variação da lâmina precipitada num intervalo infinitesimal de tempo ( I = dh dt ). Em termos práticos trabalha-se com a intensidade média de precipitação, relativa a um intervalo discreto de tempo ( t ), o qual está associado a um problema de natureza prática. d) Freqüência: é o número de ocorrências de uma determinada precipitação no decorrer de um período de tempo especificado, definida no capítulo Hidrologia Estatística. A grandeza, associada à freqüência, normalmente aplicada, é o tempo de retorno. Exemplo de Aplicação 5.1 Do pluviograma da Figura 5.8b, pede-se extrair as seguintes informações: a) Total precipitado entre o início e final da chuva; b) Duração da chuva; c) Intensidade média da chuva; d) Intensidade máxima associada aos tempos de 10, 30, 60, 120 e 240 minutos, bem como o intervalo em que cada uma ocorre. Solução: a) Total precipitado entre 09:00 e 05:30 do dia seguinte: 108 mm; b) Duração: 20 horas c) Intensidade Média: 5,4 mm/h d) Uma análise mais detalhada possibilita identificar as intensidades médias máximas para diferentes intervalos de tempo. Em termos práticos, toma-se o pluviograma, verificando-se os picos de chuva no mesmo. Quanto mais próximos, maiores as intensidades. Portanto, para resolver a letra d do exercício, pode-se dirigir os esforços para
o intervalo de tempo entre as 17:00 e 21:00, onde, com certeza estarão as maiores intensidades para até 4 horas de duração da chuva. t (min) Altura máxima de chuva Imédia máxima Intervalo de Ocorrência (mm) (mm/h) 10 8,0 48 19:30 19:40 30 10,3 20,6 19:20 19:50 60 16,6 16,6 18:00-19:00 120 31,2 15,6 18:00 20:00 240 41,2 10,3 17:00 20:00 É interessante mencionar que quanto menor o intervalo de tempo, maior a intensidade, contudo, menor a lâmina precipitada. A aplicação principal deste estudo está associada, especialmente, no estudo de chuvas intensas e potencial erosivo da chuva. 5.3.6 Preenchimento de Falhas É comum a existência de falhas ou interrupções nos registros das estações climatológicas, sendo atribuídas a problemas técnicos ou ausência do observador. Para se obter séries sem falhas, que é um requisito indispensável para estudos hidrológicos diversos. Para o caso da precipitação, a técnica adotada é conhecida como Preenchimento de Falhas. No entanto, é recomendável que as metodologias apresentadas a seguir sejam aplicadas para preencher falhas em séries históricas quinzenais, mensais ou anuais. Para precipitações diárias, especialmente as máximas diárias, não se recomenda utilização destas técnicas devido à elevada variabilidade espacial e temporal da chuva, influenciada por condições locais específicas, principalmente efeitos orográficos. 5.3.6.1 Métodos Aplicados ao Preenchimento de Falhas a) Regressão Linear: consiste em utilizar regressão linear simples ou múltipla tendo-se outros postos vizinhos para obtenção de correlação com o posto de interesse. Na regressão linear simples as precipitações do posto com falhas são correlacionadas com a de um posto vizinho, sem falhas, da seguinte forma: Y = a + b X (3) Em que Y são os dados da estação que se deseja preencher a falha e X, os da estação vizinha.
No caso de regressão múltipla as informações pluviométricas do posto Y são correlacionadas com as correspondentes observações de vários postos vizinhos, da seguinte forma: Y = a0 + a1 X1 + a2 X2 +... + an Xn (4) Em que n é o número de postos considerados; a 1, a 2,..., a n são coeficientes a serem estimados pela regressão; X 1, X 2,..., X n são as observações registradas nos postos vizinhos. Este polinômio pode também ser de 2º ou 3º graus. Outra alternativa pode ser uma relação do tipo potencial: Y = a a1 a2 a3 an o X1 X2 X3... Xn (5) b) Média aritmética de estações vizinhas: consiste de uma média dos dados oriundos das estações vizinhas. Este critério é válido somente para regiões consideradas hidrologicamente homogêneas e sua aplicação a regiões montanhosas não é recomendada devido à elevada variabilidade espacial. n Pi i 1 Px = = (6) n Este método pode ser empregado desde que as precipitações anuais normais das estações envolvidas não difiram em mais de 10%. Precipitação anual normal é um valor médio de um período mínimo de 30 anos. c) Método do vetor de ponderação regional: consiste em um método simplificado utilizado para preenchimento de falhas de dados mensais ou anuais. Para um grupo de postos, são selecionados pelo menos três que possuam, no mínimo, dez anos de informações. Para um posto X, que apresenta falhas, as mesmas são preenchidas da seguinte forma: N n x P = i P x (7) n i= 1 Ni Em que P x é a precipitação a ser estimada para o posto X; P i são precipitações correspondentes ao mês ou ano que se deseja preencher, observadas nas estações vizinhas; N i são as respectivas precipitações médias nas estações vizinhas e N x é a
precipitação média mensal ou anual do posto X e n corresponde ao número de postos vizinhos. d) Método da ponderação regional com base em regressões lineares: é uma combinação da ponderação regional e da regressão linear. Consiste em estabelecer regressões lineares entre o posto com dados a serem preenchidos (Y) e cada um dos postos vizinhos, X 1, X 2,..., X n. De cada regressão linear, obtém-se o coeficiente de correlação (r), e estabelecem-se fatores de peso para cada posto. Wxj ryxj ryx1 + ryx2 +... + ryxn = (8) Sendo W xj o fator de peso entre os postos Y e X j ; r yxj o coeficiente de correlação entre os postos Y e Xj e n, número total de postos vizinhos considerados e correlacionados a Y. Assim, o valor a preencher no posto Y é obtido por: Y = X1 Wx1 + X2 Wx2 +... + Xn Wxn (9) Exemplo de Aplicação 5.2 Na tabela abaixo apresentam-se os totais anuais precipitados em duas localidades na Bacia Hidrográfica do Alto Rio Grande, Carvalhos e Aiuruoca. Efetuar o preenchimento de todos os valores não disponíveis no período mediante regressão linear. Aplicando-se regressão linear aos dados tem-se: Y Carv = 466,68 +0,7378X Aiur r 2 =0,70 Y aiu =558,53 +0,6242 X Carv r 2 =0,70
Ano Total anual Ano Total anual Carvalhos Aiuruoca Carvalhos Aiuruoca 1969 1617 1574 1985 1735 2098 1970 1149 1222 1986 1704 1971 1403 1987 1994 1851 1972 1644 1988 1621 1778 1973 1232 1989 1667 1697 1974 1570 1405 1990 1386 1368 1975 1361 1182 1991 1800 1804 1976 1848 1992 1715 1882 1977 1259 1993 1295 1408 1978 1758 1625 1994 1719 1979 1697 1480 1995 1468 1980 1831 1998 1996 1337 1923 1981 1892 1742 1997 972 1632 1982 2070 2203 1998 1034 1983 3190 1999 1410 1303 1984 1208 1037 Assim, a partir da aplicação das equações tem-se: Ano Total anual Ano Total anual Carvalhos Aiuruoca Carvalhos Aiuruoca 1969 1617 1574 1985 1735 2098 1970 1149 1222 1986 1704 1622 1971 1502 1403 1987 1994 1851 1972 1680 1644 1988 1621 1778 1973 1376 1232 1989 1667 1697 1974 1570 1405 1990 1386 1368 1975 1361 1182 1991 1800 1804 1976 1848 1712 1992 1715 1882 1977 1259 1345 1993 1295 1408 1978 1758 1625 1994 1735 1719 1979 1697 1480 1995 1550 1468 1980 1831 1998 1996 1337 1923 1981 1892 1742 1997 972 1632 1982 2070 2203 1998 1034 1204 1983 2820 3190 1999 1410 1303 1984 1208 1037
5.3.7 Verificação da homogeneidade dos dados: curva dupla acumulada ou dupla massa Consiste em se construir um gráfico em coordenadas cartesianas ortogonais, no qual em um dos eixos são colocados os totais anuais acumulados de um determinado posto e, no outro, a média acumulada dos totais anuais de todos os postos da região, considerada homogênea sob o ponto de vista meteorológico. O objetivo é verificar se os valores do posto em questão foram bem medidos, uma vez que erros podem ocorrer devido à alteração do local de instalação do aparelho. Outra aplicação consiste do estudo da homogeneidade hidrológica de diferentes regiões. Para isto, os dados da estação que se deseja verificar devem constituir uma reta em relação aos valores médios das outras estações. Se houver alteração da reta, significa que os dados não foram corretamente medidos ou são hidrologicamente diferentes. Matematicamente, podem-se avaliar as observações atuais da seguinte forma: Pa Ma Po Mo = (10) Em que P a é o valor da observação atual, produzida por uma mudança de local, exposição ou erro de leitura; P o é o valor atual a ser corrigido; M a é o coeficiente angular da reta no período anterior e M o é o coeficiente angular da reta no período de observação atual. A Figura 5.17 representa uma curva dupla acumulada. Figura 5.17 Representação de uma curva de dupla massa.