RBRH - Revista Brasileira de Recursos Hídricos Volume 2 n ......83 RBRH - Revista Brasileira de...

81

RBRH - Revista Brasileira de Recursos Hídricos Volume 2 n.1 Jan/Jun 1997, 81-100

ESCALAS HIDROLÓGICAS. II:DIVERSIDADE DE PROCESSOS NA BACIA VERTENTE

Eduardo M. Mendiondo, Carlos E. M. TucciInstituto de Pesquisas Hidráulicas, Universidade Federal do Rio Grande do Sul

Cx.P. 15029, CEP 91501-970, Porto Alegre, RS

RESUMO

Neste segundo artigo apresenta-se abacia vertente como ponto de partida daaval iação das escalas dos processoshidrológicos. As vertentes hidrográficas sãoáreas representat ivas, buscando oentendimento dos processos para as micro emacroescalas observacionais, isto é, osecossistemas mais próximos das formulaçõesrealizadas nas escalas locais e globais,respectivamente. A dinâmica das vertentesapresenta uma diversidade de processosligada a uma natureza multivariada dosfenômenos físicos, químicos, biológicos eantrópicos. A geração do escoamento éexaminada, desde a hipótese de Horton eHewlett, até as concepções de caminhospreferenciais. Estes elementos são discutidosatravés de dados de campo do Arroio Turcato,Rio Potiribu, RS.

HIPÓTESES BÁSICAS DO FLUXO NASVERTENTES

A bacia hidrográfica é um sistema querecebe precipitação e gera saídas comoevapotranspiração, perdas profundas eescoamento. Neste estudo é analisado comoos fluxos interagem para criar a transiçãoentre os dois meios que dominam o processode geração do escoamento nas baciaselementares: a atmosfera e a superfícieterrestre. Essa transição somente pode serentendida quando a “diversidade” deprocessos for identi f icada nas escalasrespectivas.

O ciclo hidrológico é constituído daspequenas e grandes singularidades queocorrem nos sub-processos que o compõem.

Assim, ao agregar meios diferentes,atmosfera, solo, rio, numa “transição dedomínios” deve-se obter também a “transiçãode escalas” a medida que esses domíniosenvolvem diferentes dimensões. As vertenteshidrográficas são as áreas elementares ondeas escalas locais e globais do c ic lohidrológico, nos domínios “atmosfera-superfície terrestre”, produzem uma maiorinterrelação, integrando microefeitos.

A análise de tormentas ocorridas nasvertentes (bacias de ordem zero no sistemade Strahler), permite distinguir as divisõesprincipais dos escoamentos que ocorrem nabacia, já que em bacias maiores o efeito doescoamento nos r ios pode mascarar oresultado observado nos hidrogramas. Nestasáreas, de acordo com Dunne (1978), aprecipitação pode chegar ao rio através decaminhos bastante diferenciados: ( i)precipitação direta sobre o rio; (ii) escoamentosuperficial; (iii) escoamento subsuperficialpróximo à superfície; e (iv) escoamentosubterrâneo profundo como pode servisualizado na Figura 1.

Figura 1. Visão macroscópica e concentradados caminhos preferenciais na geração deescoamento numa vertente (Dunne, 1978).

82

Análise de Freqüência Conjugada

O escoamento superficial chega maisrápido aos rios e é de magnitude muitosuperior aos demais e tem dominado oconhecimento hidrológico (Ward,1984).Devido a isto, as principais concepçõesteóricas que estudaram o mecanismo degeração de escoamento nas áreaselementares receberam atenção em trêsépocas diferentes neste último século: Hortonna década dos anos trinta; Hewlett emmeados dos sessenta e; as hipóteses atuaisformuladas a partir do início dos anos oitenta.

Hipóteses de Horton

O escoamento superf icial comoexcedente de um mecanismo de Infiltração(ESI), foi introduzido por Horton em 1933 deforma bastante simples:

“...a superfície do solo divide a chuvanuma parte que rapidamente éconvertida em escoamento superficialaté chegar aos cursos d’água naturais,a outra parte é introduzida no solo eassim, d forma gradual, escoa atravésda matriz do solo até o canal ou perde-se por evapotranspiração para aatmosfera...”.

Este enunciado era baseado em trêsconsiderações (Ward, 1984):

• a capacidade de inf i l t ração, f , édef inida como a taxa máxima deabsorção da água superficial. Essamagnitude começa com um valormáximo no início da chuva e logodiminui, conforme a compactação dasuperfície pela ação das gotas, opreenchimento coloidal dosinterstícios do solo e a saturação deágua nas camadas superiores.Portanto, foi suposto que f podia serfacilmente medida no campo, e queconhecendo o seu valor e aintensidade de precipitação, i , aprecipi tação excedente apósinf i l t ração seria obt ida de forma

simples e, assim, uma estimativa doescoamento superficial;

• o solo atua como um plano de“separação hidrológica” entre osvolumes que geram “escoamentorápido” e “escoamento lento”;

• é formada uma “lâmina de água” queacumula-se sobre a superfície e escoasobre o plano hipotético.

Estes postulados empíricos tem sidorevistos e as principais crít icas são asseguintes. Primeiro, a dificuldade encontradaem extrapolar satisfatoriamente as mediçõesde infiltrômetros para áreas maiores às dosensaios (Binley et al, 1991). Essa medidadificilmente permite estimar a lâmina deescoamento observado (Qo) pela equação:

Qo = ( i – f ).t = P.c (1)

onde i = é a intensidade da chuva; f a taxa deinfiltração; t a duração, P a precipitação e c ocoeficiente de escoamento. Segundo, oconceito de “superfície de separação”, escapaà realidade já que na superfície existe uma“transição” entre a massa do solo e aatmosfera, tal que a porosidade e acondutividade hidráulica, de forma geral,tendem a aumentar nas camadas maispróximas à superfície e só nos casos deextrema compactação a superfície do soloaproxima-se a esse conceito Hortoniano(Ward, 1984). Finalmente, com relação à“lâmina de água” superficial, Chorley (1978)observou que Horton t inha dedicadoconsiderável atenção à hidráulica da mesma,talvez para explicar por que, na maioria dasvezes, não era percebida no campo!

Na abordagem Hortoniana, destacam-se a noção de “sistema”, delimitando osprocessos externos como a precipitação, aevaporação e o escoamento. Por outro lado, éintroduzida a noção de “fluxos” ou “taxas”, deentrada (precipitação) como de perdaHortoniana (infiltração). Essas noções simplesformam a fundamentação sólida no estudodos ambientes naturais (Odum, 1982) e,portanto, foi o grande passo conseguido pela

83


Hidrologia Básica na visão sistêmica doproblema.

Hipóteses de Hewlett

Uma hipótese alternativa surgiu nadécada dos 60 porque o serviço florestalamericano observou que o escoamentoHortoniano não acontecia tal como foipostulado acima. As observações de Hewlett eHibbert em 1963 e 1967, e posteriormenteWeyman (1970), mostraram que até naschuvas intensas, toda a precipitação naspartes altas da bacia se infiltrava dentro dosolo, aumentando o teor de umidade local etransmitindo a saturação para as áreas dejusante. Nestas últimas, como resultado deuma ação combinada da infiltração e do fluxosub-superficial, é formada uma camadasaturada a pouca profundidade e próxima aoscursos naturais e nos vales com pequenadeclividade. Nestas áreas saturadas, acapacidade de infiltração era muito baixa, edesta forma toda a precipitação incidenteconvertia-se em precipitação efetiva. Assim,foi denominado o “escoamento observadosobre uma superfície de saturação”, Qo(s), emcontraste com o escoamento Hortoniano, Qo.As suposições intrínsecas de Hewlett foram:

• as áreas saturadas atuam como únicasfontes de “escoamento rápido”, e asáreas podem absorver a precipitação econvertê-la em escoamentosubterrâneo, mais lento;

• essas áreas de geração deescoamento em superfície saturadasão “contíguas” aos rio naturais;

• as áreas saturadas são alimentadaspela chuva incidente e pelo fluxo sub-superficial das áreas a montante.

Betson (1964), Dunne (1978) e Burt(1988) ressaltam que essas áreas fontes deescoamento rápido eram de tamanho variávele muito dinâmicas para cada evento e estadode umidade antecedente. Uma geraçãosignificativa de escoamento superficial éproduzido quando é atingido um estado

próximo da saturação, sem que a intensidadede precipitação seja maior que a capacidadede infiltração (postulado Hortoniano). Oaumento do potencial de pressão com aprofundidade nos lugares com pequenadeclividade facilita a rápida saturação nascamadas superficiais. Isto ocorre quandopequenas quantidades de água sãoagregadas ao perfil durante a infiltração ou noescoamento sub-superf icial a poucaprofundidade.

DIVERSIDADE DE PROCESSOS NASVERTENTES

Na Tabela 1 foram reunidos osprocessos e as citações sobre as hipótesesdos principais f luxos nas vertenteshidrológicas. A seguir são discutidos essesaspectos e os resultados obtidos.

Escoamentos internos

Trabalhos posteriores aos de Hewlett,aprofundaram-se na localização das áreassaturadas e nos mecanismos “internos” dasvertentes. Assim, foram monitoradas baciascujos resultados demonstraram de forma claraque as áreas saturadas poderiam ocorrer emlugares afastados dos cursos naturais. Essasáreas distantes, tem conexões efetivas compartes baixas dos vales e contribuem com“escoamento rápido” para os canais atravésde caminhos preferenciais e fluxos internos dosolo. Um esquema geral desses f luxos(Atkinson, 1978) apresenta de forma resumidaos fluxos respectivos (Figura 2).

Os caminhos preferenciais sub-superficiais e superficiais estão intimamentel igados uns aos outros. Betson (1964)menciona que naquelas bacias que sofriamuma grande interferência humana, comvegetação bastante esparsa, com umacompactação superf icial severa, oescoamento Hortoniano era mais provável deacontecer. Mas, menciona que a procura deáreas fontes de escoamento rápido foramligadas com a evidência de convergência do

84


Tabela 1. Diversidade dos processos de escoamentonuma bacia vertente.

Figura 2. Visão distribuída da geração deescoamento na vertente (Atkinson, 1978).

Processos Linha de Pesquisa

Escoamento Superficial excedente da infiltração (ESI)

Escoamentos Internos ( E i ):

i) Efeito Pistão

ii) Escoamento de Retorno

iii) Fluxo de macroporos

iii-1) longitudinais (‘piping’)

iii-1-1) gradientes do potencial (‘seepage piping’)

iii-1-2) por interconexão (‘by-pass piping’)

iii-2) condutos verticais

iv) intumescência da camada saturada

Escoamento Superficial por Saturação do solo (ESS)

Escoamento pela Integração de Processos (EIP)

Horton (1933)

Hewlet e Hibbert (1967)

Ward (1984)

Dunne (1878), Ward (1984)

Beven e Germann (1982)

Jones (1971)

Jones (1986)

Dunne e Black (1970)

Germann (1986)

Sklash e Farlvoden (1979)

Dunne (1978, 1983)

Kirkby (1988), Grayson et al (1992), Wheateret al (1983)

85


fluxo. Kirkby e Chorley (1967) sugeriram trêstipos de convergência que levam para umescoamento superficial de saturação: (i) asconcavidades da declividade em planta; (ii) asconcavidades encontradas no perfil, e; (iii)naquelas áreas com diminuição dos horizontessuperficiais.

Um quarto tipo acontece quando aágua percolada verticalmente encontra valoresde condutividade hidráulica menores a medidaque varia com a profundidade, o que permite aformação de uma camada de saturação(“perched water”). Normalmente, o gradientehidráulico no sentido de jusante remove estaacumulação de água (Freeze, 1972) através doescoamento sub-superficial antes que estacamada alcance a superfície. Mas, nas áreasplanas ou nos planos inclinados sujeitos achuvas de grande intensidade, o escoamentode saturação tende a aparecer devido aoaumento desta camada.

Os escoamentos internos na escala devertente são (Tabela 1) os macroporoslongitudinais interligados ou “piping”, osmacroporos verticais, o “efeito pistão”, oescoamento de retorno e a intumescência dacamada saturada.

Macroporos longitudinais interligadosou “Piping” – Numa extensão dos conceitosde Hewlett, Jones (1971) demonstrou queexistem conexões hidrológicas dentro do soloe que resultam numa rápida transmissão deágua entre áreas separadas e a rede decanais. Assim, revalorizou-se o critério deHursh que em 1944 propôs sua teoriabaseada nos condutos sub-superficiais quasecilíndricos. Neles o fluxo alcança o regimeturbulento. Na maioria das vezes são criadospela fauna e flora, que ao formar cavidades nosolo, deixam caminhos preferenciais efavorecem a passagem da água (Figura 3.a).

Os macroporos interl igados sãoformados pela ação erosiva dos escoamentossub-superficiais que arrastam o material finoda matriz porosa. Na bacia experimentalPlynlimon, do Institute of Hydrology daInglaterra, quase a metade do escoamentoque chega até os canais naturais passa

através de um sistema de “piping”. Osdiâmetros reportados por Ward (1984) sãosuperiores a 10 cm e uma distância média de600 metros. Bonell et al. (1984) mostraramque para um solo argiloso em Luxemburgo, oefeito de macroporos interligados era tãorápido que não podia ser diferenciado doescoamento superficial. Os diâmetros de“piping” encontrados nas sub-bacias do ArroioTurcato, RS, Brasil, desenvolvidos em solosde terra roxa estruturada, variam entre 2 e 12cm, e o escoamento pode permanecer váriosdias após a ocorrência de chuvas naturais. Asvazões observadas na saída de uma rede de“piping” no período de março a agosto de1996 variam de 5,5 a 12,4 litros por minuto(Figura 3.a).

Existe a crença de que o escoamentointerno movimenta-se lentamente paraproduzir volumes de água e somente oescoamento superficial seria o principalcomponente do hidrograma da bacia. Existetambém o amplo apoio da comunidadehidrológica sobre a verticalidade da infiltração,desde a superfície até o nível freático. Hewlette Troendle (1975) melhoraram o entendimentoreferente à natureza anisotrópica do solo epostulam que o caminho vertical é um dostantos prováveis. O fluxo sub-superficialresponde também às mudanças nosgradientes hidráulicos e a maioria das vezespode escoar paralelo à superfície,dependendo dos conteúdos de umidade,condutividades e gradientes topográficos.

Fluxo através de macroporos – Quandoum poro converte-se num macroporo? Numaescala microscópica, num determinado vaziodo solo, o armazenamento e o fluxo d’águadependem do tamanho e da natureza irregulardo vazio. Pode-se dizer que as taxas de fluxosão controladas pelos vazios menores. Assim,espera-se uma complexa relação entre ageometria do vazio e as características dosolo numa escala macroscópica, permitindovários métodos de classif icação daporosidade.

Um método de estimar a porosidade éinterpretar a curva de retenção de umidade

86


em termos de poros, quando uma medida doporo efet ivo é função do potencial decapilaridade através da equação de Laplace(Bear, 1972):

r = 2.σ/ψc (2)

sendo r o raio do poro capilar, ψc a sucção eσ a tensão superficial, atuando do menisco docapilar. Isto envolve uma analogia entrea s caracter ís t icas macroscópicas daretenção no solo e os conceitosmicroscópicos em tubos capilares. Destamaneira, não é possível estabelecer umadefinição única do macroporo. A escolha dotamanho efet ivo é subjet iva: maisre lac ionada às característ icas doexperimento do que aos processos reais

(Beven e Germann, 1982).

A porosidade também é classificadade acordo com a condutividade hidráulica dosolo. Assim, frações volumétricas do solosão relacionadas aos incrementos dacondutividade hidráulica. Esta abordagemfica restrita aos casos onde os gradienteshidráulicos são definidos de forma correta.Isto nem sempre é o exemplo encontradoem solos com macroporos indiv iduaisquando eles se apresentam mais longos quelargos (Bear, 1972). Com base nestascondições, não é apropriado o conceitotradicional de meio poroso, com um únicogradiente de pressão que pode serespecificado para um ‘volume representativoelementar ’ do t ipo macroscópico. Omov imento de água a t ravés dos

Figura 3. a. “Piping” ativo na bacia do Arroio Turcatoe b. Terra roxa estruturada com macroporos, baciado Arroio Donato, Rio Potiribú, RS, novembro de1994.

87


macroporos é muito mais rápido que achegada ao equilíbrio do potencial de pressãona matriz do perfil. Ocorrendo isso, sãodiferentes os gradientes de potenciaisassociados aos dois sistemas. Talcomportamento descontínuo cresce a medidaque aumenta o tamanho e a conexão dosmacroporos, como também são menores osefeitos da tensão capi lar dentro dosmacroporos (Durner, 1994; Tomasella et al.,1994).

O principal efeito dos macroporos, éque importantes volumes de água tomam umcaminho preferencial com relação ao sistemarestante, produzindo um tempo de respostabem menor que através da matriz do solo,interconectando rapidamente as camadas dosolo afetadas (Figura 3,b). Assim, pelaimportância do mecanismo Beven e Germann(1982) tentam esclarecer que ao usar apalavra ‘macroporo’ se referem à estruturasque permitem um tipo de fluxo dentro de umtubo e não permanente, qualquer que seja oseu tamanho. Eles definiram vários tipos: (i)os poros formados pela fauna; (ii) os porosformados pelas raízes das plantas; (i i i)fissuras e rachaduras; e (iv) condutos naturaisdentro do solo (piping). O terceiro grupo, estácomposto freqüentemente pelo dessecamentodos solos argilosos e devido às técnicas decultivo convencional, como o sub-solamento.O ‘piping’, é um tipo especial de macroporos,cujo desenvolvimento é dado no sentido dadeclividade da vertente.

Kneale (1986) estudou a infiltração emamostras de 9 cm da camada superficial desolos franco argi losos com evidentesrachaduras. Para intensidades de chuvaacima de infiltração média de 2,2 mm.h-1 umapassagem rápida ligando diferentes camadasdo perfil (“by-pass”) era evidente através dasrachaduras. Mas a absorção através da suasaberturas aumentava, quando havia umcrescimento na intensidade, de tal maneiraque a relação entre entrada e saída era de55 % para uma intensidade de 22 mm.h-1.Com esses valores, no verão, em Oxford,Inglaterra, o fluxo através de macroporos fica

entre 10 e 20 % da precipitação. Foi estimadaa condutividade hidráulica da matriz do soloque chega a 1,4 mm.h-1, enquanto que para aestrutura toda (com rachaduras), aumentavapara 1800 mm.h-1, fisicamente impossívelnuma estrutura uniforme do solo.

Os valores encontrados na vertente doAnfiteatro, Rio Potiribú, RS, evidenciam oefeito dos macroporos em alguns pontos ondeforam estimadas as condutividades hidráulicassaturadas, Ks. Os acréscimos em Ks devido amacroporos foram de 371 % e 94 %(Mendiondo, 1995) para pontos situados a 80e 180 m da foz da vertente, respectivamente.Estes resultados são afetados pelo uso dosolo agrícola e pela aparição de longosperíodos sem chuva, o que permite o trabalhoexpansivo da fração de argilas do horizonte“Bt”. (Mendiondo et al, 1995; Castro et al,1995). Isto cria mudanças temporais nahidráulica de um solo como a terra roxaestruturada, de acordo com ao regime sazonale os usos agrícolas.

Escoamento de retorno e “efeitopistão” – A drenagem do meio não-saturadoé suficiente para explicar a recessão doshidrogramas nas vertentes (Ward, 1984). Mas,não existindo um sistema sub-superficial demacroporos, como o fluxo através do soloseria capaz de chegar rapidamente até oscanais naturais e formar o hidrograma, sendoa taxa máxima de movimento do solo, acondutividade hidráulica saturada Ks, daordem de poucos metros por dia? Hewlettabordou esse problema com base em doismecanismos: (i) parte do volume infiltrado logoemerge na superfície em alguns pontos ajusante; (ii) cada incremento da precipitaçãoimplica num deslocamento dos volumes deágua retidos no solo, denominados de “águasvelhas”, forçando-as a sair no extremo inferiorda vertente.

Conceituam-se dois novos processos:o “escoamento de retorno” e o “fluxo detranslação”. Este último é a analogia com o“efeito de um pistão de água”(Chevallier, 1990), mas os volumes de entradae de saída só se aproximam quando o

88


conteúdo de umidade no solo é máximo.Portanto, este mecanismo é mais evidentedepois de várias chuvas antecedentes. Combaixa umidade, seu efeito diminui o queproporciona um comportamento altamentenão-linear. Esses processos explicavam partedo que acontecia na superfície do terreno eeram mais evidentes uma vez finalizado oescoamento rápido. A cunha de área saturadanão é uma “fonte” de geração, e sim um“meio através do qual a drenagem lenta daumidade do solo passa e alcança o canal. Issorepresenta um indicador de “transiçãoescalar”. Em adição ao efeito imediato, oescoamento interno pode ocorrer com umhidrograma que se manifesta várias horas ouaté dias depois de acontecida a chuva. Emalguns casos, eles podem ter um volume igualou maior que o escoamento superficial, comvazões máximas significativas. Burt (1988)apresenta as componentes superficiais e sub-superficiais de um hidrograma com dois picos(Figura 4). O escoamento interno contribui emduas etapas: resposta rápida durante a chuvano primeiro pico; o segundo pico éinteiramente devido ao escoamento sub-superficial

Intumescência da camada saturada –Após o trabalho de Hewlett, fica claro que arelação entre as componentes dos fluxos nosmeio saturado e não-saturado depende dovalor da declividade. Mais inclinado está osolo, maior é a contribuição do fluxo não-saturado para sustentar o escoamento desaída.

Sklash e Farvolden (1979), com baseem pequenas bacias canadenses, e mediçõesatravés de traçadores e níveis piezométricos,explicaram a ativa resposta subterrânea nastormentas. A rapidez com que o f luxosubterrâneo chegava até os cursos naturaisfoi resolvida com base na grande e rápidaformação do potencial subterrâneo perto doscanais, o que refletia num aumento do nívelf reát ico de forma local izada: a“intumescência”. Vários autores confirmaramque nas áreas baixas o gradiente hidráulicopode aumentar significativamente como

resultado de modestas entradas de água deprecipitação. Já que os vales naturaisapresentam um perfil côncavo, esse tipo deresposta é favorecida pela topografia local.Assim, nas bacias mais permeáveis, oescoamento subterrâneo pode ser o maiorcomponente do hidrograma. A concavidadenatural das vertentes favorece a formação daintumescência.

Na Figura 5 observa-se os perfis deumidade numa vertente de cabeceira doArroio Turcato, RS, onde o nível subterrâneoproduz intumescência e fluxo de retorno(Mendiondo, 1995). Os teores médios deumidade e os gradientes mudam conforme olugar na vertente. Os gradientes de umidadesão 28,4 % e 6,1 % por metro deprofundidade, nas partes baixas e altas,respectivamente. Perto da foz, a taxa demudança espacial dos gradientes de umidade(isto é, ∂ 2Φ / ∂x ∂z, sendo Φ o potencial deumidade, e x e z as coordenadas horizontal evertical) é de 0,88 % e 0,13 % para pontoscom decl ividade média e alta,respectivamente. O substrato rochosocondiciona a freática perto de sua foz,influenciando a mata ciliar (Mendiondo, 1996).A forma convergente em planta e asdecl ividades acentuadas, favorecem aaparição de caminhos preferenciais amontante e fluxo de retorno e intumescência ajusante.

Excesso de escoamento superficialdevido à saturação – É praticamenteimpossível separar a geração do escoamentosuperficial do sub-superficial devido ascondições de saturação do solo. Oescoamento excedente devido à saturação(ESS) é uma mistura de fluxo de retorno,“efeito pistão” e escoamento produzido pelachuva que não infiltra no terreno saturado.Quando a saturação superficial ocorre emgrande parte da bacia, o ESS domina aresposta do escoamento com descarga depico maior e tempos menores que oescoamento sub-superficial (Dunne, 1978).Com solos permeáveis, a zona de saturaçãoestá muito restrita e assim os coeficientes de

89


Figura 4. Efeito do fluxo sub-superficial nohidrograma (Burt, 1988).

Figura 5. Dinâmica sub-supercial de uma vertentecom áreas saturadas na Bacia do Arroio Donato, RS(Dezembro de 1994).

90


escoamento são muito baixos (Dunneapresenta uma grande variação do coeficientede escoamento conforme o tipo de solo eclima). Nas áreas úmidas com solos de baixacondutividade hidráulica, as áreas saturadassão maiores e uma percentagem maior dachuva é convertida em ‘escoamento rápido’.

Burt (1988) mostra que a freqüência ea magnitude do escoamento das chuvas écontrolado pela extensão das áreas saturadas,variáveis no tempo e espaço, dando lugar aosModelos de Áreas Variáveis (MAV). A não-uniformidade espacial na produção doescoamento é relacionada com a capacidadede infiltração, f, e com as distribuições daumidade do solo. A localização destas ÁreasFontes Var iáveis é determinada pelatopografia (Beven e Kirkby,1979), já que suaexistência depende do movimento da umidadedo solo no sentido da declividade. A topografia(Figura 6), secundária se comparada com oclima e o solo, exerce um padrão espacialimportante nos processos de geração nasbacias de clima úmido.

Já nas bacias dos climas áridos, émais provável ter escoamento quando asuperfície apresenta característ icasimpermeáveis. As áreas potenciais desaturação são quase f ixas porque ascontribuições ao armazenamento de umidadetem pequeno efeito na extensão da saturaçãosuperficial. Isso leva a um Modelo de ÁreaParcial, MAP mais apropriado (Yair e Lavee,1985). A característica destas áreas seremrelativamente fixas é o que as diferencia dascondições antecedentes de climas úmidos,nas quais uma pequena quantidade deinfiltração pode expandir a área fonte doescoamento. Betson (1964) define a área fixaque contribui na geração do escoamentosuperficial, como a razão entre o “pico dadescarga do canal” e a “intensidade máximada chuva”. Ele encontra que para as baciasamericanas a área contr ibuinte é umapequena fração da bacia total. Essa área temsido associada a uma área que é saturadadiretamente tanto via fluxo de retorno comocom o aumento da precipitação.

COMBINAÇÃO DOS MECANISMOS DEGERAÇÃO

Os elementos anteriores permitiram aDunne (1983) esboçar os controlesdominantes na geração do escoamento: climae solos, sendo a topografia um controle naescala de vertente (Figura 6). As “setas” dafigura indicam as variações possíveis, tanto dosolo e topografia, como do cl ima. Osmecanismos podem interagir entre elessegundo condições ambientais, limitados porprocessos na atmosfera e na superfícieterrestre.

Kirkby (1978) relacionando Ks eintensidades de chuva, determinou “domínios”para processos de geração, apresentandoexemplos intermediários de solos comperturbação antrópica. O referido autorapresentou o comportamento dos doismecanismos através da relação entre ovolume de chuva que infiltra antes de começaro escoamento (perdas iniciais) e as taxas queincidem na geração de escoamento (aintensidade da chuva e a condutividadehidráulica do meio poroso). Os solos com Ksbaixo são dominados por um escoamento ESI,e aqueles com Ks maior por um ESS.

Em solos que apresentam diferentescamadas, Ks pode diminuir com aprofundidade, sendo o armazenamentolimitado. Dessa maneira, se a intensidade dechuva é bem menor que a capacidade deinfiltração, o escoamento superficial ocorrequando as camadas superiores se saturam.

Zaslavsky e Sinai (1981) analisaram arelação entre as camadas do solo e a geraçãosub-superficial, demonstrando que a medidaque aumenta a relação entre Ks das camadassuperiores e inferiores, a direção do fluxoaproxima-se da declividade da superfície. Estaverificação leva a classificar as condiçõespotenciais mais prováveis na geração doescoamento (Tabela 2). Assim, os tipos degeração do escoamento deram lugar avariantes nas formulações conceituais nabacia vertente (Figura 7), o que representa aevolução histórica e conceitual na HidrologiaBásica.

91


Pode-se ver que os primeirosmecanismos respondem a uma visãoHortoniana da produção de escoamento,onde toda a bacia (Horton-original) ou partedela (Hor ton-modi f icada por Betson)cont r ibu i com escoamento superf icial .Nenhuma das duas considera as camadassaturadas do solo. Num outro extremo, osmecanismos de Hewlett e Hibbert em 1967 eWeyman (1970), qualificam a produção deescoamento através da passagem da águade chuva através do solo da vertente,

minimizando a ocorrência do escoamentosuperficial. A diferença entre o mecanismode Hewlett e de Weyman (1970), é que noprimeiro a dinâmica da saturação do solo éfunção da dinâmica do nível freático. Nosegundo, isto depende da anisotropia queapresentam as camadas superficiais dosolo. Isto permite a aparição temporária decamadas saturadas (“perched water”)segundo a posição relativa da frente deumidade, da declividade da vertente e daespessura das camadas do solo.

Figura 6. Processos de escoamento econdicionantes principais (Dunne, 1983).

Tabela 2. Tipos de escoamento função do clima e dosolo (Burt, 1988).

S O L O C L I M AÁrido Úmido

Permeável

Impermeável

Sem escoamento, quando os restoscoluviais diminuem a capacidade deinfiltração ou em chuvas excepcionais

Saturação só dos horizontessuperficiais. A presença de micro-canais indicam “ESI”.

“ESS”, exceto quando solosprofundos limitam com o canal.Nesse caso o escoamento sub-superficial é dominante

“ESI” é mais provável, mas para asbaixas intensidades pode ocorrer um“ESS ” . O escoamento sub-superf icial limita-se a “piping” emacroporos.

92


Um tipo intermediário, o mecanismo deDunne, é uma composição entre os doisgrandes grupos mencionados. Ele tem avantagem de combinar os processos quedominam a geração do escoamento, tanto nasuperfície como no sub-solo. Devido a isto, oseu uso é mais adotado em problemaspráticos, já que apresenta uma certaflexibil idade para condições diferentes.Entretanto, este e os mecanismos anterioressão retratados a nível “macro” da vertente, eportanto servem para resolver a continuidadedo fenômeno e equilíbrio de forças numa visãoconcentrada. As heterogeneidades locais queinfluem nas hierarquias de subprocessospodem ser abordadas através dafuncionalidade, via caminhos preferenciaisd’água no meio superficial e sub-superficial,com visão distribuída do sistema.

CAMINHOS PREFERENCIAIS D’ÁGUA

Os caminhos preferenciais refletem odesenvolvimento dos estados internos do

sistema e sua variabilidade espaço-tempo(Quinn et al, 1991) e são um meio eficientepara reduzir a dimensão do problema(Chappell e Ternan, 1991; McCullogh eRobinson, 1993).

O Caminho Preferencial da ÁguaSuperf icial , CPAS (Figura 8.a) é aconfiguração física da passagem doescoamento superf icial , com suasconvergências e divergências em planta,influindo na microtopografia (Govers, 1987). OCPAS permite visualizar a ação das chuvas eestimar a hierarquização do fluxo a nívelmacroscópico no campo.

As áreas fontes dos CPAS evidenciam-se pelo escoamento laminar, devido adiminuição na capacidade de infiltração,crescimento diferenciado da vegetação edensidades distintas do solo. Isto dá lugar aoPadrão de Escoamento Difuso, PED quando amicrotopografia não provoca um único canal.

Usualmente o CPAS ocorre como umpadrão de superposição contínuo de micro-canais onde é difícil caracterizar largura,comprimento e profundidade. A profundidade

Figura 7. Mecanismos de geração de escoamento anível concentrado (Beven, 1986).

93


aparente dos CPAS nas vertentes agrícolasforma-se pelo arranjo espacial dos restos dacolheita e os obstáculos da microtopografia,formando “pseudo-canais” com taludesformados por matéria orgânica e solo.

Quando existe aumento do potencialde saturação nas cabeceiras, pode-se formarredes de “p ip ing” numa pr imei ra fase(Dunne, 1978; Ward, 1984). Se a convergênciade fluxo é forte, e existe uma descontinuidadena estrutura do solo, a erosão regressiva criaa erosão de ravinamento (Burt, 1988), paralogo formar uma “voçoroca” (Figura 8.b). NaFigura 9, no primeiro eixo vertical aparece aárea transversal do CPAS (l inhas comquadrados) para cada ponto localizado dentrodo CPAS. A cota de cada ponto érepresentada pelos triângulos, medidos nasegunda ordenada da Figura 9. Nas abcissas,

aparecem as distâncias a partir da foz davertente. As letras “T” e “P” indicam as seçõestransversais triangulares e parabólicas emcada seção medida. A jusante do CPAS existeuma maior heterogeneidade na seçãotransversal, mas as declividades são maiores(36 %) com relação às áreas com PED amontante (17 %), difíceis de quantificar pelamicrotopografia e restos agrícolas.

No trecho intermediário do CPAS,existem valores de área próximos a 500 cm2,com transições de seções paraból icasseguidas de triangulares. O aparecimentodeste padrão deve-se ao rompimento deterraços agrícolas quando o CPAS segue orelevo natural.

Na Figura 10 aparece a distribuiçãoespacial de CPAS identificados de junho adezembro de 1994 nas 29 cabeceiras da bacia

Figura 8. (a) Vista desde montante de um caminhopreferencial na vertente do Anfiteatro, RS (b) Padrãode voçoroca na bacia do Donato, RS (dezembro de1994).

94


do Arroio Turcato. Identifica-se o aparecimentonão uniforme de fluxos de macroporos, “piping”e “voçorocas” ao longo da bacia.

Na Tabela 3 aparecem alguns caminhospreferenciais levantados na vertente doAnfiteatro, cabeceira do Arroio Turcato. Sãonotórias as múltiplas características dos CPAS,que implicam numa dificuldade na modelação

matemática quando interessa introduzir umaabordagem distribuída dos planos vertentes.Nos trabalhos de campo, estes detalhesapontados por Atkinson (1978), Chevallier(1990) e Generaux et al (1993), são vitais parauma f iel representat ividade daheterogeneidade espacial das bacias naescala de vertente.

Figura 9. Características do CPAS-1 na vertente doAnfiteatro (Dezembro de 1994).

Tabela 3. CPAS da vertente do Anfiteatro, RS (Junhode 1994).

DF* : Distância entre a foz da vertente e o ponto mais a jusante do CPAS.L ** : “P”, “S”, “T” = comprimentos do CPAS: do principal, do segmento sem área fonte, do segmento que atravessa terraços.Bxh***: “B”= largura do microcanal principal, “h” = altura do microcanal + altura aparente, “b” e “y” = largura e altura aparente média de micro-canais.

CPAS Forma em DF*, L**, Declividades Bxh ***, Característicasplanta (m) (m) ( % ) (cm)

Canal Fonte12345678

união “Y”união “Y”união “Y”circularsegmentosegmentosegmentoárea fonte

22,065,015,0

144,0177,088,0

200,0166,0

28,0 (P)17,5 (P)35,0 (P)3,0 (P)5,0 (S)

16,0 (S)58,0 (T)13,0 (S)

36,114,39,4

16,620,012,515,538,4

17,315,09,0

20,1---

25,0

40 x 430 x 320 x 250 x 320 x 2

b=2 x y=530 x 420 x 3

DeposiçãoPED + microcanaisSinais de ExfiltraçãoÁrea fonte. PEDPEDMicrocanais + deposiçãoCorte de TerraçosPED, Segmento, Voçoroca

95


O aparecimento de CPAS nasvertentes com uso agrícola é influenciado porcontroles estruturais, hidráulicos e antrópicos.Os primeiros se devem à geomorfologia davertente e ao desenvolvimento vertical dosolo. Enquanto que os condicionanteshidrául icos dependem de Ks e da suaanisotrópica vertical. Os fatores antrópicos sãofunção dos preparos agrícolas.

Através de análise multi-dimensional edistribuída no espaço, Mendiondo et al (1994)apresentam como estes três fatores diminuema diversidade do universo multivariado navertente do Anfiteatro. No entanto, é apontadoum quarto fator, o contexto espacial. Omesmo pode ser observado, por exemplo,pela forma em planta dos terraços agrícolas.Também, a anisotropia encontrada nas

Figura 10. Caminhos preferenciais na bacia do ArroioTurcato (novembro de 1994).

96


direções predominantes (da declividade gerale no sentido transversal) que se relacionamcom os f luxos através de CPAS e oarmazenamento total da vertente.

As bacias podem ser vistas como umaseqüência de armazenamentos de umidade,alguns deles trabalhando em série e outrostrabalhando em paralelo (Kirkby, 1988). Porexemplo, o fluxo de um ponto na bacia, devepassar por armazenamentos de detençãosuperficial, infiltração, percolação vertical nãosaturada, escoamento saturado e escoamentode canais. Para qualquer seqüência dearmazenamentos em série, o comportamentoé explicado por aqueles componentes quepossuam os maiores tempos de residência efiltrem assim as entradas, para fornecer opadrão não-linear das respostas. Para asimulação, encontrar os armazenamentosmais lentos do sistema é suficiente parasatisfazer o desempenho do modelo, válidopara micro, meso e macro escala hidrológica.

Por exemplo, para uma bacia menor émais eficiente construir um modelo queconsidere a infiltração, a percolação e oescoamento saturado. Se essa área élocalizada numa bacia maior, é preferívelsimplificar a resposta hidrológica do planovertente e só considerar fluxo não-saturadocombinado com a propagação em canais.Assim, é justificado usar a hidrologia devertentes de uma maneira simples dentro demodelos de grandes áreas de captação.

Por outro lado, estes comentários deKirkby respeitam a natureza de domíniosdiferenciados “preferencial/não-preferencial”através da visão concentrada da vertente. Noentanto, cl ima e solos condicionam asvariabi l idades naturais. Já no enfoquedistribuído, a principal informação extraídapassa a ser a topografia (Govers, 1987;Grayson et al, 1993). Os resultados dependemda discretização espacial, que é sensível àpresença de caminhos preferenciais. Quinn etal. (1991), aplicando um modelo numérico doterreno na vertente africana de Booro-Borotou,mostram uma estratégia tendo em conta apartição do fluxo superficial proporcional àsdeclividades da vizinhança do pixel. No

entanto, sal ientam que os caminhospreferenciais e gradientes hidráulicos podemestimar-se melhor a partir das zonas maisativas, como os fundos dos vales.

O mapeamento destas macro-evidências nas cabeceiras condicionam adiscretização da bacia completa. O problemafundamental é que este t ipo decomportamento não pode ser generalizadosem antes verificar como ele ocorre no campo(ver Figura 11).

A formação de ravinas e voçorocas édependente tanto da descontinuidadelitológica como do aporte de água a montante(Govers, 1987). Desta maneira, não podeatribuir-se um único valor de erodibilidade aum ponto da vertente, o que é prática comumem trabalhos usando Sistemas deInformações Geográficas e sensores remotos(Grayson et al, 1993). Por isso, áreas muitopequenas como as cabeceiras precisam demetodologias que avaliem a heterogeneidadea nível de sub-pixel. A técnica “fuzzy”(Campana et al, 1995), é uma opção já quedetermina a variância dos padrões e alvosdentro de cada célula de resolução, comaplicações em vertentes urbanas também.

Finalmente, o problema crítico decombinar processos das vertentes e noscanais é que “não existe um método único”para determinar a posição exata dascabeceiras dos canais e os caminhospreferenciais que nelas convergem. Existemdiferentes cri tér ios usados nos mapastopográficos, além do que, as bacias deordem zero são poucas vezes identificáveissem observação local (Kirkby, 1988;Burt,1988). A verificação por terra é umalimitante quando se usa o sensoriamentoremoto nas regiões com mata ciliar.

CONCLUSÕES

A diversidade de processos de geraçãode escoamento na bacia vertente condiciona atransferência de informação das escalas dociclo hidrológico entre atmosfera, superfícieterrestre e meio fluvial. As hipóteses que

97


conceituaram o escoamento neste século, namicro e na meso-escala, são hoje novamenteconsideradas para integrar de processos naescala vertente.

A parte quantitativa da simulaçãohidrológica implica no reconhecimento dosprocessos ESI, ESS e CPAS, cujas evidênciassão encontradas unicamente em campo. Asretóricas de Klemes (1986) e a necessidadede teoria de escala hidrológica (Beven, 1987)apontam a revalorização desta busca.Assim, a integração de processos na vertentedeve ser capaz de responder novas questõesquanto à simulação em bacias de diferentestamanhos e de ecossistemas variados paraatender problemas práticos de ação antrópicae de problemas de engenharia.

AGRADECIMENTOS

CAPES financiou a pesquisa através de bolsade mestrado. O Setor de Hidrometria, NilzaCastro e Fernando Genz, IPH-UFRGS,ofereceram inestimável apoio nos

levantamentos de campo. O Prof. PierreChevallier, ORSTOM-Montpellier, contribuiunas discussões de processos em vertentes.Os proprietários rurais do município dePejuçara, RS, permitiram gentilmente oslevantamentos apresentados. Dois revisoresanônimos contribuiram na redação destetrabalho.

REFERÊNCIAS

ATKINSON,C. (1978). Techniques for MeasuringSubsurface Flow in Hillslopes In: Kirkby,M.(Ed.), Hillslope Hydrology, New York: JohnWiley & Sons, p. 73-120

BEAR, J. (1972). Dynamics of Fluids in PorousMedia. New York: Elsevier, 784 p.

BETSON,R. (1964). What is Watershed Runoff ?,Journal of Geophysical Research, Washington,V.69. n.8, p.1541-1552.

BEVEN, K. (1986). Runoff Production and FloodFrequency in Catchments of Order n: anAl ternat ive Approach. In: V.Gupta,I.Rodriguez-Iturbe, E.Wood (ed.) Scale

Figura 11. Vertente cabeceira na bacia do ArroioTurcato, RS, coberta de mata nativa (Junho de 1994).

98


Problems in Hydrology. Dorbretch: Reidel,p.107-132.

BEVEN,K. (1987). Towards a New Paradigm inHydrology. In: Rome International Symposium,1987. Water for the Future: Hydrology inPerspective, Proceedings, Wallingford, IAHSPubl. n. 164, p.393-403.

BEVEN,K., KIRKBY,M. (1979) . A Physically-BasedVariable Contributing Area Model of BasinHydrology, Hydrological Science Bulletin,Oxford, v.24, p.43-69.

BEVEN,K., GERMANN,P. (1982). Macropores andWater Flow in Soi ls, Water ResourcesResearch, Washington, Vol.18, No.5, p.1311-1325, May

BINLEY,I., BEVEN,K., CALVER,A., WATTS, L.(1991). Changing Responses in Hydrology:Assessing the Uncertainty in Physically BasedModel Predict ions. Water ResourcesResearch, Washington, V.27, N.6, p.1253-1261, Jun.

BONELL,M.; HENDRIKS,M., IMESON,A,HAZELHOFF, L. (1984). The Generation ofStorm Runoff in a Forested Clayey DrainageBasin in Luxembourg, Journal of Hydrology,Amsterdam, V.71, p.53-77.

BURT;T. (1988). Storm Runoff Generation in SmallCatchments in Relation to the Flood Responseof Large Basins, In: Beven,K.,Carling,P. (Ed.),Floods: Hydrological, Sedimentological andGeomorphological Implications, New York:John Wiley & Sons, p.11-35.

CAMPANA, N, MENDIONDO, E M., TUCCI, C.(1995). A Multi-Source Approach to HydrologicParameter Estimation in Urban Basins. WaterScience & Technology,v.32, n.1, p.233-240.

CASTRO, N.M. (1996) Ruissellement et erosion surdes bassins versants de grandes cultures duplateau basaltique du sud du Bresil (RioGrande do Sul). Th. Doutor. Univ. LuisPasteur, Strasbourg, 224p.

CASTRO, N., MENDIONDO, E ., CHEVALLIER.(1995). Análise das Estimativas na Micro-Escala Hidrológica do Basal toSulriograndense. In: SIMPÓSIO BRASILEIRO DE

RECURSOS HÍDRICOS, 11, Recife, 1995. Anais,4v., 2v.,(Ed), p.191-196

CHAPPELL,N.,TERNAN,L. (1991). Flow PathDimensionality and Hydrological Modelling, in:Beven e Moore (Ed.), Terrain Analysis andDistributed Modelling in Hydrology, Chichester:John Wiley & Sons, p.121-140.

CHEVALLIER,P. (1990). Complexité hydrologiquedu petit bassin versant. Exemple en savane

humide Booro-Borotou (Côte d’Ivoire), Éditionsde l’Orstom, Paris.

CHORLEY, R. (1978). The Hillslope HydrologicalCycle. In: M. kirkby (ed.) Hillslope Hydrology,New York: John Wiley & Sons, Cap.1, p.1-42.

DUNNE,T. (1978). Field Studies of Hillslope FlowProcesses In: Kirkby,M.(Ed.), Hil lslopeHydrology, New York: John Wiley & Sons,p.227-293

DUNNE,T. (1983). Relation of Field Studies andModeling in the Prediction of Storm Runoff,Journal of Hydrology, Amsterdam, V.65, p.25-48.

DUNNE,T., BLACK,R. (1970). Part ial AreaContributions to Storm Runoff in a Small NewEngland Watershed, Water ResourcesResearch,, V.6,N.5, p.1297-1310, May.

DURNER,W. (1994). Hydraulic ConductivityEstimation for Soils with Heterogeneous PoreStructure, Water Res Research, Washington,V.30, N.2, p.211-223

FREEZE,R. (1972) The Role of Subsurface Flow inthe Generation of Surface Runoff. 2. UpstreamSource Areas, Water Res Research, V.8, N.5,p.1272-1283.

GENERAUX,D.; HEMMOND,H., MULHOLLAND,P.(1993). Spatial and Temporal Variability inStreamflow Generation on the West Fork ofWalker Branch Watershed, Journal ofHydrology, Amsterdam, V.150, p.137-166.

GERMANN, P. (1986). Rapid Drainage Responseto Precipitation. Hydrological Processes, v.1,p.3-14.

GOVERS, G. (1987) Spat ial and TemporalVariability in Rill Development Processes at theHuldenberg Experimental Site. Catena Suppl.,Braunschweig, N.8, p.17-34

GRAYSON,R.; MOORE,I., McMAHON,T. (1992).Physically Based Hydrologic Modelling: II. Isthe Concept Realistic ?, Water ResourcesResearch, Washington, ol.26, No.10, p.2659-2666

GRAYSON, R; BLÖSCHL,G; BARLING,R.;MOORE,I. (1993). Process, Scale andConstraints to Hydrological Modelling in GIS,In: Vienna International Conference, 1993.HydroGIS 93: Application of GeographicInformation Systems in Hydrology an WaterResources: proceedings, IAHS Publ, No. 211,p.83- 92.

HEWLETT,J. , HIBBERT,A. (1967). FactorsAffecting the Response of Small Watersheds toPrecipi tat ion in Humid Areas, In:Sopper,W.,Lul l ,H.(Ed.), Internat ional

99


Symposium on Forest Hydrology, Proceedings,New York: Pergamon, p.275-290.

HEWLETT,J., TROENDLE,C. (1975). Non-Point andDiffused Water Sources: A Variable SourceArea Problem, In: Symposium on WatershedManagement, New York:Am.Soc.Civ.Eng.,Proceedings, p.65-83.

HORTON, R. (1933). The Role of Infiltration in theHydrological Cycle. Trans. Am. Geophys.Union, v.14, p.446-460.

JONES,A. (1971) Soil Piping and Stream ChannelInitiation, Water Resources Research, Vol. 7,No.3, p.602-610.

JONES, A. (1986). Some Limitations of the a/sIndex for Predicting Basin-Wide Patterns ofSoil Water Drainage, Z. Geomor. Suppl. Band60, p. 7-20.

KIRKBY, M. (1978). Implications for SedimentTransport . In: M Kirkby (ed) Hil ls lopeHydrology, New York: John Wiley & Sons,Cap.9, p.325-363.

KIRKBY,M. (1988). Hillslope Runoff Processes andModels, Journal of Hydrology, Amsterdam,V.100, p.315-339.

KIRKBY,M., CHORLEY,R. (1967) Throughflow,Overland Flow and Erosion, Bullet inInternat ional os Associat ion ScienceHydrology, Wallingford, v. 12, p.5-21.

KLEMES,V. (1986). Dilettantism in Hydrology:Tradition or Destiny?, Water ResourcesResearch, Washington, V.22, N.9, p.177-188,Sept.

KNEALE,W. (1986). The Hydrology of a Sloping,Strutured Clay Soil at Wytham, NearOxford,England, Amsterdam, Journal of Hydrology,V.85, p.1-14.

McCULLOGH,J.,ROBINSON,M. (1993). Hystory ofForest Hydrology, Journal of Hydrology,Amsterdam, V.150, p.180-216.

MENDIONDO, E. (1995). Integração das EscalasHidrológicas nas Sub-Bacias Embutidas do RioPotiribú, RS. Diss. Mestr. Pós-Grad. RecursosHídricos e Saneamento Ambiental, UFRGS.Porto Alegre: IPH, 248 f + anexos.

MENDIONDO, E. (1996). Riparian ForestEnvironment and Nutrient Cycling Affected byHydrological Regimes in the Brazilian BasalticPlateau Headwaters. In: IV SIMPÓSIO

I N T E R N A C I O N A L S O B R E E C O S S I S T E M A S

FLORESTAIS, FOREST’96, Belo Horizonte, 1996,Anais, p.54-55

MENDIONDO, E., CLARKE, R., TUCCI, C. (1994).Análise de Fatores Naturais e Antrópicos nosEcossistemas de Transição através de Análise

Multidimensional. In: D. Marques (org). ISEMINÁRIO DE QUALIDADE DE ÁGUAS NOMERCOSUL, Anais, Porto Alegre, 1994,p.295-305 (ABRH Publ. n.2).

MENDIONDO, E M., TUCCI, C., CASTRO, N M.(1995). Mudanças na Parametrização de umaParcela Sujeita a Lavouras na Bacia do RioPotiribú, RS. In: R.Clarke, F.Chaundhry,M.Baptista (ed.) SIMPÓSIO BRASILEIRO DERECURSOS HÍDRICOS, 11, Recife, 1995,Hidrologia, v.1, p.141-146.

ODUM, E. (1982). Systems Ecology. New York:Wiley, 644 p.

QUINN,P., BEVEN,K., CHEVALLIER,P.,PLANCHON,O. (1991) The Prediction ofHi l ls lope Flow Paths for Distr ibutedHydrological Modelling Using Digital TerrainModels, In: Beven e Moore (Ed.), TerrainAnaiysis and Distr ibuted Model l ing inHydrology, Chichester: John Wiley & Sons,p.63-84

SKLASH,M.,FARVOLDEN,R. (1979). The Role ofGroundwater in Storm Runoff, Journal ofHydrology, Amsterdam, V.43, p.45-65.

TOMASELLA,J.; HODNETT,M., OYAMA,M. (1994).Measurements and Modelling Soil HydraulicProperties of Oxisols in Central Amazonia, In:Simpósio “ABRACOS” sobre Cl ima eDesmatamento, 19-21 Set., Brasília (no prelo).

YAIR,A.,LAVEE,H. (1985). Runoff Generation inArid and Semi-arid Zonez, in: Anderson,M. eBurt,T.(Ed.), Hydrological Forecasting, NewYork: John Wiley & Sons, p.183-220.

WARD,R. (1984). On the Response to Precipitationof Headwater Streams in Humid Areas, Journalof Hydrology, Amsterdam, V.74, p.171-189.

WEYMAN,D. (1970). Throughflow on Hillslopes andIts Relation to the Stream Hydrograph, Bull.ofInternat ional Associat ion of Scient i f icHydrology, Wallingford, XV,2, p.25-33.

WHEATER,H.; TUCK, S.; FERRIER, R.; JENKINS,A.; KLEISSEN, F.; WALKER, T., BECK, M.(1993). Hydrological Flow Paths at the AlltA’Mharcaidh Catchment: An Analysis of Plotand Catchment Scale Observat ions,Hydrological Processes, Amsterdam, V.7,p.359-371.

ZASLAVSKY, D., SINAI, G. (1981). SurfaceHydrology. J.Hydraul. Div., Proc. Am. Soc. Civ.Eng., Washington, v.107, HY1, p.1-93,Jan.

100


Hydrological Scales. II: Diversity ofProcesses in Hillslopes

ABSTRACT

In this second paper, hillslope is viewedas the ‘starting step’ in the evaluation of scalesof the hydrologic processes. Hillslopes areoutlined as representative areas in order tounderstand the processes in the micro andmacro scales. Thus, they are ecosystems withlocal- and global-scale formulae, respectively.Their dynamics present a strong diversity ofprocesses which are linked to the multivariatenature of physical, chemical, biological as wellas anthropic mechanisms. The sources of flowprocesses in hi l ls lopes are describedbeginning with Horton hypothesis until the newconception of preferential paths. Theseelements are discussed using field data of theTurcato Basin, Poritibu River, RS.

RBRH - Revista Brasileira de Recursos Hídricos Volume 2 n ......83 RBRH - Revista Brasileira de...

Documents

Transcript of RBRH - Revista Brasileira de Recursos Hídricos Volume 2 n ......83 RBRH - Revista Brasileira de...