Simulação Hidrológicas em Grandes Bacias

Universidade Federal do Rio Grande do Sul

Instituto de Pesquisas Hidrulicas

SIMULAO HIDROLGICA DE GRANDES BACIAS

WALTER COLLISCHONN

Tese submetida ao Programa de Ps Graduao em Engenharia de Recursos Hdricos e Saneamento

Ambiental da Universidade Federal do Rio Grande do Sul como requisito parcial para a obteno do

ttulo de Doutor em Engenharia

Orientador: Prof. Dr. Carlos Eduardo Morelli Tucci

Banca Examinadora

Prof. Dr. Oscar de Morais Cordeiro Netto UNB

Prof. Dr. Joo Soares Viegas Filho UFPEL

Prof. Dr. Robin Thomas Clarke IPH/UFRGS

Prof. Dr. Andr Lus Lopes da Silveira IPH/UFRGS

Porto Alegre, dezembro de 2001

Este trabalho foi desenvolvido no Programa de Ps-Graduao em Engenharia de

Recursos Hdricos e Saneamento Ambiental da Universidade Federal do Rio Grande do Sul,

sob a orientao do prof. Carlos Eduardo Morelli Tucci da Universidade Federal do Rio

Grande do Sul.

iAgradecimentos

Tenho conscincia de que a existncia de um centro dedicado pesquisa, como o

Instituto de Pesquisas Hidrulicas, s possvel graas ao suporte que o governo federal

oferece, o que , de certa forma, admirvel em um pas com tantas carncias como o nosso.

Por isso, quando agradeo a minha famlia, e aos meus colegas e professores abaixo,

mantenho em minha mente os esforos feitos pelas pessoas que no tem a sorte de usufruir

diretamente de um suporte semelhante para desenvolverem suas atividades, e que, sem saber,

em muito me auxiliaram.

Atribuo grande parte do mrito da realizao deste trabalho ao ambiente favorvel que

encontrei no IPH, onde pude conviver com pessoas competentes e acessveis em todos os

setores, desde o primeiro dia. Agradeo especialmente

ao colega Omar da Silva Junior, que revisou pacientemente o texto, identificando erros econtribuindo com sugestes e com interessantes discusses;

aos companheiros do Laboratrio de Sedimentos do IPH: Franz R. Semmelmann; GustavoMerten, Bruno Rocha; Jorge Zegarra Tarqui; Carlos Rockembach, Ramon Cantalice;

Amauri Barcelos; e Jean Minella, que me ajudaram a compreender o ponto de vista da

agronomia em uma srie de questes ligadas a gua;

aos colegas Adolfo Villanueva, Eduardo Mario Mendiondo, Jorge Victor Pilar, ValmirPedrosa, Josete Ftima de S, Roberto Kirchheim, Jaildo Santos Pereira, Joana DArc

Medeiros, Laudzio da Silva Diniz, Vladimir Caramori Borges de Souza, Sidnei Gusmo

Agra, Daniel Allasia Piccilli, Rutinia Tassi, Marllus das Neves, Elisa Chaves, Alex

Gama, Marcus Cruz, Luis Brusa, e muitos outros, pelos muitos pequenos e grandes

favores que obtive de todos;

ao professor Dr. Carlos A. B. Mendes, que foi fundamental me incentivando muito noaprendizado do geoprocessamento;

ao professor Alfonso Risso, a quem recorri com freqncia como consultor degeoprocessamento e sensoriamento remoto, com quem pude trocar algumas idias sobre o

desenvolvimento do trabalho e que teve que ouvir algumas das minhas divagaes;

ao professor Dr. Robin Thomas Clarke, a quem tive a honra de auxiliar, ainda que deforma modesta, na anlise de dados da bacia do rio Paraguai, e com quem ainda espero

aprender muito;

ao meu orientador, o professor Dr. Carlos Eduardo Morelli Tucci, que me transmitiu partede seu prprio entusiasmo com a hidrologia e que soube chamar a ateno para problemas

de interesse prtico;

ii

ao professor e colega Dr. Carlos de Oliveira Galvo, pioneiro na utilizao de previsesclimticas em recursos hdricos no Brasil, e a quem considero uma espcie de guru;

professora Dra. Denise Cybis Fontana, que me auxiliou nos temas de evapotranspiraoe de obteno e classificao de imagens do sensor AVHRR do satlite NOAA;

ao Dr. Kai Gerlinger, que me colocou em contato com o modelo LARSIM e novos temasde pesquisa e me auxiliou na minha primeira aplicao de um modelo hidrolgico em uma

grande bacia;

aos professores Dr. Joel Goldenfun e Dr. Andr Silveira, que reanimaram o grupo dediscusso em hidrologia do IPH, onde tive a oportunidade de apresentar e discutir o

trabalho quando ainda estava em andamento;

aos responsveis pelo processo de liberao dos dados hidrolgicos da ANEEL, que, aotornarem mais simples o acesso aos dados hidrolgicos no pas, em muito facilitaram o

trabalho desenvolvido aqui;

ao setor de agrometeorologia da FEPAGRO (Ronaldo Matzenauer), que forneceu dadosde suas estaes climatolgicas de forma gratuita;

aos Drs. James Shuttleworth, Hoshin Gupta, Luis Bastidas, G. Kite, e Z. Yu, que,repetidas vezes me atenderam, respondendo minhas mensagens eletrnicas;

e a meus pais e meus irmos, que me estimulam e apoiam sempre.Por fim, agradeo de forma especial a minha esposa, a Vivi, que a minha maior

motivadora, e a quem eu dedico este trabalho.

iii

RESUMO

O comportamento hidrolgico de grandes bacias envolve a integrao da variabilidade

espacial e temporal de um grande nmero de processos. No passado, o desenvolvimento de

modelos matemticos precipitao vazo, para representar este comportamento de forma

simplificada, permitiu dar resposta s questes bsicas de engenharia. No entanto, estes

modelos no permitiram avaliar os efeitos de modificaes de uso do solo e a variabilidade da

resposta em grandes bacias. Este trabalho apresenta o desenvolvimento e a validao de um

modelo hidrolgico distribudo utilizado para representar os processos de transformao de

chuva em vazo em grandes bacias hidrogrficas (maiores do que 10.000 km2). Uma grade

regular de clulas de algumas dezenas ou centenas de km2 utilizada pelo modelo para

representar os processos de balano de gua no solo; evapotranspirao; escoamentos:

superficial, sub-superficial e subterrneo na clula; e o escoamento na rede de drenagem em

toda a bacia hidrogrfica. A variabilidade espacial representada pela distribuio das

caractersticas da bacia em clulas regulares ao longo de toda a bacia, e pela heterogeneidade

das caractersticas no interior de cada clula.

O modelo foi aplicado na bacia do rio Taquari Antas, no Rio Grande do Sul, na bacia

do rio Taquari, no Mato Grosso do Sul, e na bacia do rio Uruguai, entre Rio Grande do Sul e

Santa Catarina. O tamanho destas bacias variou entre, aproximadamente, 30.000 km2 e 75.000

km2. Os parmetros do modelo foram calibrados de forma manual e automtica, utilizando

uma metodologia de calibrao automtica multi-objetivo baseada em um algoritmo gentico.

O modelo foi validado pela aplicao em perodos de verificao diferentes do perodo de

calibrao, em postos fluviomtricos no considerados na calibrao e pela aplicao em

bacias prximas entre si, com caractersticas fsicas semelhantes. Os resultados so bons,

considerando a capacidade do modelo de reproduzir os hidrogramas observados, porm

indicam que novas fontes de dados, como os fluxos de evapotranspirao para diferentes

coberturas vegetais, sero necessrios para a plena utilizao do modelo na anlise de

mudanas de uso do solo.

iv

Abstract

Hydrologic behavior of large river basins involve the integration of a large number of

processes highly variable in space and time. Mathematical rainfall runoff models developed

in the past, representing this behaviour in a simplified form, allowed answering some basic

questions related to engineering. Nevertheless, these models were not helpful in the analysis

of phisiographic variability and land use change in large river basins. This text presents the

development and validation of a distributed hydrological model, used for representing the

processes involved in rainfall to runoff transformation in large river basins (larger than 104

km2). The model uses a regular grid of cells, each having tenths to hundreds of km2 , to

represent the processes of soil water storage, evapotranspiration, surface runoff, groundwater

flow and subsurface flow in each cell and of concentrated flow in the basins river network.

Spatial variability is represented by the distribution of the physical characteristics through the

cells over all the basin, and by the heterogeneity of characteristics into each cell.

The model was applied in the Taquari Antas river basin, in the State of Rio Grande

do Sul, in the Taquari river basin, in the State of Mato Grosso do Sul, and in the Uruguay

river basin, in the States of Rio Grande do Sul and Santa Catarina. The area of these basins is

between, approximately 30.000 km2 e 75.000 km2. Model parameters were calibrated using an

automatic multi-objective calibration technique based on a genetic algorithm. The model was

validated by split sample tests and by the application in similar basins without calibration .

Results can be considered good in terms of the ability of the model to reproduce observed

hydrographs, but probably new data sources, such as evapotranspiration fluxes measurements

for differing vegetation types, will be needed to use the model in reliable analysis of land use

change.

vSumrio

CAPTULO 1: INTRODUO.................................................................................................1

1.1 JUSTIFICATIVA E CARACTERIZAO DO PROBLEMA...........................1

1.2 OBJETIVOS.........................................................................................................2

1.3 ORGANIZAO DO TEXTO ............................................................................3

CAPTULO 2: PROCESSOS HIDROLGICOS E TENDNCIAS CLIMTICAS...............5

2.1 INTRODUO....................................................................................................5

2.2 O PAPEL DA VEGETAO E AS MUDANAS DE USO DO SOLO...........5

2.2.1 O comportamento hidrolgico do cerrado.....................................................9

2.3 VARIAES CLIMTICAS............................................................................11

2.3.1 Variabilidade plurianual na bacia do rio Paraguai.......................................13

2.3.2 Variabilidade plurianual na bacia do rio Paran..........................................15

2.3.3 Possveis causas da variabilidade plurianual ...............................................15

2.4 PREVISO DE TEMPO E CLIMA...................................................................16

SUMRIO DO CAPTULO ....................................................................................20

CAPTULO 3: MODELOS HIDROLGICOS DE GRANDES BACIAS .............................22

3.1 MODELOS HIDROLGICOS E A ESCALA ..................................................22

3.2 MODELOS HIDROLGICOS DISTRIBUDOS .............................................22

3.3 COMPONENTES HIDROLGICOS EM MODELOS DE CIRCULAO

GLOBAL ..........................................................................................................26

3.4 MODELOS DE GRANDES BACIAS ...............................................................27

3.4.1 Variabilidade no interior das clulas ...........................................................33

3.5 FONTES DE DADOS PARA MODELOS DE GRANDES BACIAS ..............35

3.6 CALIBRAO DE PARMETROS DE MODELOS DISTRIBUDOS.........37

3.6.1 Mltiplos objetivos e incertezas na calibrao de parmetros.....................39

3.7 APLICAO DE MODELOS HIDROLGICOS............................................42


CAPTULO 4: O MODELO HIDROLGICO........................................................................46

4.1 ESTRUTURA DO MODELO............................................................................46

4.2 MDULO DE BALANO HDRICO NA CAMADA SUPERIOR DO SOLO

...........................................................................................................................48

4.2.1 Interceptao................................................................................................48

4.2.2 A equao de balano no solo .....................................................................50

4.2.3 Escoamento superficial ................................................................................51

vi

4.2.4 Escoamento sub-superficial .........................................................................52

4.2.5 Escoamento subterrneo ..............................................................................52

4.3 EVAPOTRANSPIRAO ................................................................................53

4.3.1 Evaporao da lmina interceptada .............................................................54

4.3.2 Transpirao da vegetao...........................................................................55

4.4 ESCOAMENTO NAS CLULAS.....................................................................55

4.5 PROPAGAO NA REDE DE DRENAGEM .................................................57

4.6 PARMETROS DO MODELO.........................................................................60

4.6.1 Capacidade de armazenamento do solo (Wm) ............................................61

4.6.2 Parmetro de forma da relao entre armazenamento e saturao (b) ........63

4.6.3 Parmetros de armazenamento residual (Wzj e Wcj).................................64

4.6.4 Parmetro de drenagem sub-superficial (KINT)............................................64

4.6.5 ndice de distribuio do tamanho dos poros ().........................................654.6.6 Parmetro do fluxo ascendente....................................................................65

4.6.7 ndice de rea Foliar (IAFj) ........................................................................66

4.6.8 Parmetro de lmina de interceptao () ...................................................674.6.9 Albedo..........................................................................................................67

4.6.10 Resistncia superficial ...............................................................................68

4.6.11 Altura da cobertura vegetal........................................................................69

4.6.12 Armazenamento do solo no ponto de murcha permanente........................69

4.6.13 Armazenamento do solo limite para a mudana da resistncia superficial70

4.6.14 Tempo de retardo dos reservatrios da clula ...........................................70

4.6.15 Vazo de referncia ...................................................................................72

4.6.16 Coeficiente de rugosidade de Manning .....................................................73

4.7 PARMETROS QUE INTERFEREM NA ANLISE DE MUDANAS DE

USO DO SOLO ................................................................................................73

4.7.1 ndice de rea foliar .....................................................................................73

4.7.2 Albedo..........................................................................................................74

4.7.3 Parmetro de lmina de interceptao .........................................................75

4.7.4 Resistncia aerodinmica.............................................................................75

4.7.5 Resistncia superficial .................................................................................75

4.7.6 Capacidade de armazenamento do solo.......................................................76

4.7.7 Parmetro de forma da curva de saturao (b) ............................................77

4.8 MTODOS DE CALIBRAO AUTOMTICA DOS PARMETROS.......77

4.8.1 O algoritmo SCE-UA ..................................................................................78

vii

4.8.2 O algoritmo MOCOM-UA ..........................................................................83


CAPTULO 5: PREPARAO DE DADOS E GEOPROCESSAMENTO...........................90

5.1 DADOS DE ENTRADA DO MODELO ...........................................................90

5.2 DIREES DE FLUXO, REMOO DE DEPRESSES DO MNT E

ORDENAMENTO HIERRQUICO ...............................................................93

5.3 REA ACUMULADA E DELIMITAO DE SUB-BACIAS .......................94

5.4 AGREGAO DE INFORMAO EM VRIAS RESOLUES ...............95

5.5 INTERPOLAO DE DADOS HIDROMETEORLGICOS .........................96


CAPTULO 6: APLICAO NA BACIA DO RIO TAQUARI ANTAS, RS ....................99

6.1 CARACTERSTICAS FSICAS DA BACIA....................................................99

6.2 SIMULAO DA BACIA DO RIO TAQUARI - ANTAS ............................102

6.2.1 Discretizao..............................................................................................102

6.2.2 Dados hidrolgicos ....................................................................................103

6.2.3 Calibrao dos parmetros.........................................................................106

6.3 RESULTADOS DAS SIMULAES NA BACIA DO RIO TAQUARI -

ANTAS ...........................................................................................................108

6.3.1 Ajuste e verificao ...................................................................................108

6.3.2 Anlise de sensibilidade ............................................................................113

6.3.3 Aplicao ...................................................................................................115

6.3.4 Avaliao preliminar de efeitos de mudanas de uso do solo ...................117

SUMRIO DO CAPTULO ..................................................................................119

CAPTULO 7: APLICAO NA BACIA DO RIO TAQUARI, MS...................................120

7.1 CARACTERSTICAS FSICAS DA BACIA..................................................120

7.2 VARIABILIDADE DAS VAZES NA BACIA.............................................124

7.3 MUDANAS DE USO DO SOLO NA BACIA DO RIO TAQUARI, MS ....126

7.4 SIMULAO DA BACIA DO RIO TAQUARI, MS.....................................131

7.4.1 Discretizao..............................................................................................131


7.4.3 Calibrao dos parmetros.........................................................................134

7.5 RESULTADOS DAS SIMULAES NA BACIA DO RIO TAQUARI, MS136

7.6 ANLISE DA VARIABILIDADE DAS VAZES ........................................145


CAPTULO 8: APLICAO NA BACIA DO URUGUAI..................................................152

viii

8.1 CARACTERSTICAS FSICAS DA BACIA..................................................152

8.2 SIMULAO DA BACIA DO RIO URUGUAI ............................................156

8.2.1 Discretizao..............................................................................................156


8.2.3 Aplicao com parmetros de bacia vizinha .............................................160

8.2.4 Calibrao multi-objetivo ..........................................................................162

8.2.5 Resultados da calibrao multi-objetivo....................................................164

8.2.6 Verificao da calibrao multi-objetivo...................................................169


CAPTULO 9: CONCLUSES E RECOMENDAES .....................................................174

9.1 CONCLUSES GERAIS.................................................................................174

9.2 CALIBRAO DOS PARMETROS ...........................................................175

9.3 ANLISE DAS MUDANAS DE USO DO SOLO.......................................176

9.4 ANLISE DE VARIAES CLIMTICAS..................................................177

9.5 PREVISO DE VAZES COM BASE NA PREVISO DE PRECIPITAO

.........................................................................................................................177

9.6 RECOMENDAES.......................................................................................178

9.6.1 Mtodo do balano de energia...................................................................178

9.6.2 O mtodo da correlao de vrtices...........................................................180

9.6.3 Calibrao dos parmetros e anlise de incerteza......................................181

REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS ...................................................................................182

ANEXO A: ARMAZENAMENTO NO SOLO E ESCOAMENTO SUPERFICIAL...............1

ANEXO B: CLCULO DA EVAPOTRANSPIRAO..........................................................1

ANEXO C: FUNES OBJETIVO PARA A ESTIMATIVA DA QUALIDADE DO

AJUSTE DO MODELO.............................................................................................................1

ANEXO D: GRFICOS DA ANLISE DE SENSIBILIDADE DO MODELO AOS

PARMETROS .........................................................................................................................1

ANEXO E: RELAO DE POSTOS PLUVIOMTRICOS....................................................1

ANEXO F: VALORES DOS PARMETROS FIXOS USADOS NO MODELO ...................1

ANEXO G: INFORMAES SOBRE O PROGRAMA COMPUTACIONAL ......................1

ix

Lista de Tabelas

Tabela 4.1: Caractersticas de armazenamento de gua nos solos (em 1 m) (adaptado de Rawls

et al, 1993).

Tabela 4.2: Valores do parmetro b utilizados em modelos hidrolgicos.

Tabela 4.3: Condutividade hidrulica para os grupos de solo do SCS (Rawls et al. 1993).

Tabela 4.4: IAFj de coberturas vegetais citados na literatura.

Tabela 4.5: Valores de albedo mdio dirio (Shuttleworth, 1993).

Tabela 4.6: Valores de albedo de algumas coberturas vegetais tpicas do Brasil.

Tabela 4.7: Resistncia superficial de diversos tipos de vegetao em condies de boa

disponibilidade de gua no solo.

Tabela 4.8: Altura dos tipos de cobertura vegetal.

Tabela 5.1: Descrio das operaes da figura 5.1.

Tabela 6.1: Classes de uso do solo e cobertura vegetal na bacia do rio Taquari Antas.

Tabela 6. 2: Fontes dos dados utilizados na caracterizao fsica.

Tabela 6.3: Caracterizao dos blocos do modelo na bacia do rio Taquari Antas.

Tabela 6. 4: Fontes de dados hidrolgicos.

Tabela 6. 5: Postos fluviomtricos considerados na anlise.

Tabela 6.6: Valores calibrados dos parmetros associados aos blocos.

Tabela 6.7: Valores calibrados dos parmetros de propagao nas clulas (associados s sub-

bacias).

Tabela 6. 8: Valores das funes objetivo no perodo de calibrao (1971 a 1975).

Tabela 6. 9: Valores das funes objetivo no perodo de verificao (1976 a 1980).

Tabela 6. 10: Sensibilidade das funes objetivo aos parmetros do modelo.

Tabela 6. 11: Situaes hipotticas simuladas.

Tabela 6.12: Vazo mdia, lmina escoada e aumento do escoamento em relao a situao

hipottica 100 F (a coluna Q indica a diferena de escoamento anual emrelao a situao hipottica 100 F, em que a bacia est 100% coberta por

florestas).

Tabela 7. 1: Postos fluviomtricos com dados na bacia do rio Taquari MS.

Tabela 7. 2: Tipos de solo e rea relativa de ocorrncia na bacia do Alto Taquari.

Tabela 7.3: Tipos de solos na bacia do rio Taquari e os grupos formados para a classificao

em blocos.

xTabela 7.4: Tipos de vegetao e de uso do solo na bacia do rio Taquari e a simplificao para

a classificao em blocos.

Tabela 7.5: Blocos do modelo, resultantes da combinao de tipos de uso e tipos de solo na

bacia.

Tabela 7. 6: Postos fluviomtricos com dados na bacia do rio Taquari MS.

Tabela 7.7: Valores calibrados dos parmetros associados aos blocos nas sub-bacias 2, 3, 4, e

5.

Tabela 7.8: Valores calibrados dos parmetros associados aos blocos na sub-bacia 1.

Tabela 7. 9: Valores calibrados dos parmetros de propagao nas clulas (associados s sub-

bacias).

Tabela 7. 10: Valores das funes objetivo no perodo de calibrao (07/79 a 12/84).

Tabela 8.1: Classes de uso do solo e cobertura vegetal na bacia do rio Uruguai.

Tabela 8.2: Tipos de solos mais comuns na bacia do rio Uruguai

Tabela 8.3: Grupos de solos considerados na modelagem da bacia do rio Uruguai.

Tabela 8.4: Blocos de tipos de solos e usos do solo considerados na modelagem hidrolgica.

Tabela 8.5: Postos fluviomtricos considerados na simulao da bacia do rio Uruguai

Tabela 8.6: Valores dos parmetros do modelo hidrolgico.

Tabela 8.7: Valores de estimativas de qualidade de ajuste de hidrogramas calculado e

observado para alguns postos fluviomtricos na bacia do rio Uruguai com os

parmetros calibrados na bacia do rio Taquari Antas.

Tabela 8.8: Faixa de valores em que se permitiu a variao dos parmetros durante a

calibrao.

Tabela 8.9: Valores dos ponderadores dos postos fluviomtricos.

Tabela 8.10: Valores dos parmetros encontrados atravs da calibrao multi-objetivo.


observado para alguns postos fluviomtricos na bacia do rio Uruguai depois da

calibrao dos parmetros, no perodo de calibrao (1985 a 1995).


observado para postos fluviomtricos na bacia do rio Uruguai nos perodos de

verificao (1977 a 1985 e 1994 a 1998).

xi

Lista de Figuras

Figura 2.1: Relao entre a chuva e a recarga anual em solo nu (linha contnua) e coberto por

grama (linha pontilhada) (adaptado de Thorpe e Scott, 1999).

Figura 2.2: Srie temporal da mdia mvel da precipitao anual em Cuiab (linha grossa) e

da cota mdia anual em Ladrio (linha com quadrados).

Figura 2.3: Vazo mdia mensal do rio Paraguai em Porto Esperana.

Figura 3.1: Esquema do balano de gua no solo utilizado no modelo VIC-2L (adaptado de

Hamlet e Lettenmaier, 1999).

Figura 3.2: Representao da variabilidade espacial da capacidade de armazenamento do solo

em uma bacia ou clula (a) e a distribuio estatstica equivalente (adaptado de

Bergstrm e Graham, 1998).

Figura 3.3: Problema de otimizao multi-objetivo de duas funes da mesma varivel.

Figura 4.1: Bacia discretizada em clulas ligadas entre si por canais de drenagem.

Figura 4.2: Clula do modelo dividida em N blocos de uso, tipo e cobertura do solo (adaptado

de Liang et al, 1994).

Figura 4.3: Estrutura de clculo de uma clula com dois blocos.

Figura 4.4: Esquema do mdulo de armazenamento na camada superior do solo.

Figura 4.5: Discretizao de uma bacia em clulas e a rede de drenagem as clulas onde a

rede de drenagem inicia so clulas fonte.

Figura 4.6: Passos de reflexo e contrao de um sub-complexo.

Figura 4.7: Exemplo de aplicao do algoritmo SCE-UA: a) populao de pontos gerados

aleatoriamente; b) populao de pontos aps um passo de evoluo; c) populao

de pontos aps dois passos de evoluo; d) populao de pontos aps 8 passos de

evoluo.

Figura 4.8: Relao entre o ndice de um ponto e a probabilidade de escolha para formar um

complexo.

Figura 4.9: Ilustrao das etapas de hierarquizao e evoluo de um complexo do algoritmo

MOCOM-UA, durante a otimizao de um problema de duas funes objetivo (F1

= curvas de nvel em linha contnua; F2 = curvas de nvel em linha tracejada) e de

dois parmetros (adaptado de Yapo et al., 1998): a) pontos gerados aleatoriamente;

b) pontos classificados (valores menores para pontos mais prximos da regio de

Pareto); c) formao de um complexo; d) definio do centride dos melhores

pontos; e) passo de reflexo; f) passo de contrao.

xii

Figura 4.10: a) Regio de Pareto do problema das equaes 3.3 e 3.4; b) aproximao da

regio de Pareto, utilizando o algoritmo MOCOM-UA com ns = 5 pontos (F1 =

curvas de nvel em linha contnua; F2 = curvas de nvel em linha tracejada).

Figura 4.11: Curva de permanncia observada (linha escura) e banda de incerteza das curvas

de permanncia obtidas com o modelo IPH2 e calibrao multi-objetivo no rio

Chapec (Collischonn et al., 2001b).

Figura 5.1: Fluxograma de uma aplicao do modelo hidrolgico, com relao aos dados de

entrada e ao geoprocessamento.

Figura 5.2: As oito direes de fluxo possveis para uma clula.

Figura 5.3: Depresso ou clula com direo de fluxo indeterminada, e o processo de correo

das depresses.

Figura 5.4: Estimativa de rea acumulada segundo etapas consecutivas, de (a) at (c). A clula

marcada indica o valor sendo considerado.

Figura 5.5: Resoluo do modelo hidrolgico frente resoluo das informaes utilizadas.

Figura 5.6: a) Variabilidade de classes no interior das clulas do modelo; b) blocos

representando a variabilidade em uma clula.

Figura 5.7: Distribuio da precipitao em um dia da simulao da bacia do rio Taquari MS

os tons escuros indicam chuva de 6 mm e os tons claros indicam chuva de 40 mm,

e os pontos indicam a localizao dos postos pluviomtricos.

Figura 6.1: Localizao da bacia do rio Taquari Antas.

Figura 6.2: Relevo da bacia do rio Taquari Antas, no Rio Grande do Sul.

Figura 6.3: Relao entre a rea da bacia e a largura do rio na bacia do Taquari Antas.

Figura 6.4: Discretizao da bacia do rio Taquari Antas.

Figura 6.5: Bacia discretizada e a localizao dos postos com dados meteorolgicos.

Figura 6.6: Localizao dos postos pluviomtricos utilizados.

Figura 6. 7: Localizao dos postos fluviomtricos na bacia do rio Taquari Antas.

Figura 6. 8: Hidrogramas de vazes dirias calculado e observado no rio Taquari em Muum

(posto 11), de fevereiro a dezembro de 1973.

Figura 6. 9: Hidrogramas de vazes dirias calculado e observado no rio Taquari em Muum

(posto 11), de maro a dezembro de 1980.

Figura 6. 10: Hidrogramas de vazes dirias calculado e observado no rio Carreiro (posto 5),

de junho a dezembro de 1979.

Figura 6. 11: Hidrogramas de vazes mensais calculado e observado no rio Taquari, em

Muum (ponto 11), de 1973 a 1980.

xiii

Figura 6. 12: Curvas de permanncia de vazes dirias calculadas e observadas do rio Taquari

em Muum (ponto 11), no perodo de 1971 a 1980.

Figura 6.13: Hidrograma do rio Taquari, na confluncia com o rio Jacu, conforme a origem

do escoamento.

Figura 6.14: Porcentagem do escoamento no rio Taquari, na confluncia com o rio Jacu, de

acordo com a origem.

Figura 7. 1: Localizao da bacia do rio Taquari, no Mato Grosso do Sul.

Figura 7. 2: Relevo da bacia do Alto Taquari, no Mato Grosso do Sul.

Figura 7. 3: Uso do solo e cobertura vegetal na bacia do rio Taquari, MS (Galdino et al.,

1999).

Figura 7. 4: Porcentagem da rea da bacia Alto Taquari, MS, ocupada pelos tipos de

cobertura, conforme a classificao de Galdino et al. (1999).

Figura 7. 5: Distribuio dos tipos de solo na bacia do Alto Taquari (Galdino et al., 1999).

Figura 7. 6: Vazes dirias do rio Taquari MS em Coxim entre 1969 e 1984.

Figura 7.7: Srie temporal das cotas mnimas, e mximas anuais no rio Paraguai em Ladrio.

Figura 7.8: Evoluo da rea plantada com as principais culturas na regio da bacia do rio

Taquari, MS (fonte: Tredezini et al., 1997).

Figura 7.9: Evoluo do rebanho bovino e da rea plantada de soja na bacia do rio Taquari,

MS (fonte: Tredezini et al., 1997).

Figura 7.10: Evoluo da rea ocupada por plantaes de soja e para a criao de bovinos na

micro regio geogrfica do Alto Taquari, considerando 3 ha por cabea (fonte:

Tredezini et al., 1997).

Figura 7.11: Localizao dos postos pluviomtricos na bacia do rio Taquari - MS.

Figura 7. 12: Localizao dos postos fluviomtricos na bacia do rio Taquari, MS, dividida em

clulas e em sub-bacias.

Figura 7. 13: Hidrogramas de vazo diria calculada e observada do rio Taquari em Coxim, de

agosto de 1981 a setembro de 1982.

Figura 7. 14: Hidrogramas de vazo diria calculada e observada do rio Taquari no posto

Perto de Pedro Gomes, de agosto de 1980 a setembro de 1981.

Figura 7. 15: Hidrogramas de vazo mdia mensal calculada e observada do rio Taquari nos

postos fluviomtricos de Coxim e Perto de Pedro Gomes, de julho de 1978 a

dezembro de 1984.

Figura 7. 16: Curvas de permanncia da vazo diria calculada e observada do rio Taquari em

Coxim, de julho de 1978 a dezembro de 1984.

xiv

Figura 7. 17: Contribuio de cada uma das fontes de escoamento no hidrograma calculado

em Coxim.

Figura 7.18: Porcentagem de escoamento no rio Taquari em Coxim de acordo com a origem.

Figura 7.19: Armazenamento no solo mdio calculado na bacia do rio Taquari at Perto de

Pedro Gomes.

Figura 7.20: Armazenamento total, relativo ao incio da simulao, calculado na bacia do rio

Taquari no posto Perto de Pedro Gomes.

Figura 7.21: Mdia mvel de 30 dias da evapotranspirao diria calculada em bloco de

pastagem (linha amarela) e de cerrado (linha verde) em uma clula da bacia do rio

Taquari, MS.

Figura 7.22: Vazes mensais calculadas e observadas do rio Taquari em Coxim, no perodo de

1969 a 1984, com parmetros calibrados para 1979 a 1984.

Figura 7. 23: Vazes mensais calculadas e observadas do rio Taquari em Coxim, no perodo

de 1969 a 1984, com parmetros calibrados para 1969 a 1970.

Figura 8.1: A bacia do rio Uruguai considerada neste trabalho.

Figura 8.2: Relevo da bacia do rio Uruguai.

Figura 8.3: Uso do solo e cobertura vegetal na bacia do rio Uruguai.

Figura 8.4: Grupos de solos considerados na modelagem da bacia do rio Uruguai.

Figura 8.5: Classes combinadas de uso do solo, cobertura vegetal e tipos de solos.

Figura 8.6: Discretizao e rede de drenagem criada para a bacia do rio Uruguai.

Figura 8.7: Postos pluviomtricos na bacia do rio Uruguai.

Figura 8.8: Principais postos fluviomtricos considerados na bacia do rio Uruguai.

Figura 8.9: Hidrograma de vazes observadas e calculadas no rio Uruguai, em Passo

Caxambu, com parmetros calibrados na bacia do rio Taquari Antas.

Figura 8.10: Valores das funes objetivo F1 e F2 no primeiro passo da calibrao (quadrados

vazios) e ao final da calibrao (pontos escuros).

Figura 8.11: Hidrogramas calculado e observado no rio Uruguai (Passo Caxambu) no ano de

1994, aps a calibrao dos parmetros.

Figura 8.12: Curvas de permanncia de vazes dirias calculadas e observadas no rio Uruguai

(Passo Caxambu) entre 1985 e 1995, aps a calibrao dos parmetros.

Figura 8.13: Curvas de permanncia de vazes dirias calculadas e observadas no rio Chapec

(Barra do Chapec) entre 1985 e 1995, aps a calibrao dos parmetros (linha

vermelha = valores observados; linha preta = valores calculados aps a calibrao;

linha azul = valores calculados antes da calibrao).

xv

Figura 8.14: Relao entre rea da bacia e vazo mdia obtidas de dados observados e

calculados pelo modelo no perodo de 05/1977 a 12/1985.

Figura 8.15: Relao entre rea da bacia e vazo com 50% de probabilidade de ser excedida

(Q50), obtidas de dados observados e calculados pelo modelo no perodo de

05/1977 a 12/1985.

Figura 8.16: Relao entre rea da bacia e vazo com 90% de probabilidade de ser excedida

(Q90), obtidas de dados observados e calculados pelo modelo no perodo de

05/1977 a 12/1985.

Figura 9.1: Esquema de um sistema de medio de evapotranspirao pelo mtodo de balano

de energia.

xvi

Lista de Smbolos

Adren [km2] rea a montante da clula bj [ - ] parmetro do modelo associado ao bloco que define a forma da relao emprica

entre frao de rea saturada e armazenamento mdio de umidade no solo (ver anexo A)

B0 [m] largura do rio CB [dias] parmetro de retardo do reservatrio subterrneo CS [-] parmetro para calibrao da propagao superficial nas clulas CI [-] parmetro para calibrao da propagao sub-superficial nas clulas. C1, C2 e C3 [-] coeficientes do mtodo Muskingun Cunge para propagao da vazo em

um rio

c0 [m.s-1] celeridade cinemtica (para estimativa dos parmetros do mtodo Muskingun-Cunge)

Dsupi,j [mm.dia-1] drenagem superficial ao longo do dia no bloco j da clula i (drenagemrpida)

Dinti,j [mm.dia-1] drenagem sub-superficial ao longo do dia no bloco j da clula i(drenagem lenta)

Dbasi,j [mm.dia-1] drenagem subterrnea ao longo do dia no bloco j da clula i (drenagemmuito lenta)

Dcapi,j [mm.dia-1] fluxo do reservatrio subterrneo para a camada superficial do solo. DMcapj [mm.dia-1] mximo fluxo de retorno para o solo (parmetro do modelo) Ei,j [mm.dia-1] evapotranspirao da gua do solo ao longo do intervalo de tempo no bloco

j da clula i

EIi,j [mm.dia-1] evaporao real da lmina interceptada. EIPi,j [mm.dia-1] evaporao potencial da lmina interceptada ETi,j [mm.dia-1] a demanda de evapotranspirao do solo do bloco j da clula i

considerando toda a energia disponvel;

i [-] ndice da clula considerada IAFj [-] ndice de rea foliar do bloco j de qualquer clula (valor associado cobertura

vegetal)

j [-] ndice que indica o bloco da clula considerado K [s] parmetro de tempo do mtodo Muskingun Cunge de propagao de vazo em rios k [-] indicador do intervalo de tempo (k = intervalo atual; k-1 = intervalo anterior) Kbasj [mm.dia-1] parmetro de escoamento subterrneo (drenagem muito lenta)

xvii

Kintj [mm.dia-1] parmetro de escoamento sub-superficial (drenagem intermediria) ND [-] nmero de dias do perodo de recesso do hidrograma considerado para estimar o

parmetro CB

n [s.m-1/3] coeficiente de rugosidade de Manning nb [-] nmero de blocos em que dividida cada clula nf [-] nmero de funes objetivo consideradas na calibrao multi-objetivo ns [-] nmero de pontos (conjuntos de parmetros) na populao do algoritmo de

calibrao multi-objetivo

j,iP [mm] precipitao menos a interceptao ao longo do intervalo de tempo no bloco jda clula i

iPC [mm] lmina de chuva sobre a cobertura vegetal em qualquer bloco da clula i Qceli [m3.s-1] vazo de sada da clula Qsupi [m3.s-1] vazo de sada do reservatrio superficial da clula i Qinti [m3.s-1] vazo de sada do reservatrio sub-superficial da clula i Qbasi [m3.s-1] vazo de sada do reservatrio subterrneo da clula i 1tsQR + [m3.s-1] vazo de sada do trecho de rio no intervalo t + 1 tsQR [m3.s-1] vazo de sada do trecho de rio no intervalo t 1teQR + [m3.s-1] vazo de entrada do trecho de rio no intervalo t + 1 teQR [m3.s-1] vazo de entrada do trecho de rio no intervalo t Q0 [m3.s-1] vazo de referncia para a estimativa dos parmetros do mtodo Muskingun-

Cunge

QIR [m3.s-1] vazo de referncia para a estimativa do parmetro CB no incio de umperodo de recesso do hidrograma

QFR [m3.s-1] vazo de referncia para a estimativa do parmetro CB no final de um perodode recesso do hidrograma

QMESP [m3.s-1.km-2] vazo de referncia especfica (utilizada para estimar a vazo dereferncia do Q0)

kji,SF [mm] lmina interceptada ao final do intervalo de tempo no bloco j da clula i 1-kji,SF [mm] lmina interceptada ao incio do intervalo de tempo no bloco j da clula i SILj [mm] capacidade do reservatrio de interceptao do bloco j de qualquer clula S0 [-] declividade do trecho de rio.

xviii

TKSi [s] tempo de retardo do reservatrio superficial da clua i TKIi [s] tempo de retardo do reservatrio sub-superficial da clula i TKBi [s] tempo de retardo do reservatrio subterrneo da clula i Tindi [s] tempo de concentrao caracterstico da clula 1kisupV [m3] volume no reservatrio superficial da clula ao incio do intervalo de tempo 1kiintV [m3] volume no reservatrio sub-superficial da clula ao incio do intervalo de

tempo

1kiVbas [m3] volume no reservatrio subterrneo da clula ao incio do intevalo de tempo kisupV [m3] volume no reservatrio superficial da clula aps a entrada do escoamento

superficial

kiintV [m3] volume no reservatrio sub-superficial da clula aps a entrada doescoamento sub-superficial

kiVbas [m3] volume no reservatrio subterrneo da clula aps a entrada do escoamentosubterrneo

kj,iW [mm] armazenamento na camada superficial do solo ao final do intervalo de tempono bloco j da clula i

1kj,iW [mm] armazenamento na camada superficial do solo ao incio do intervalo de tempono bloco j da clula i

Wmj [mm] armazenamento mximo na camada superficial do solo do bloco j (parmetroassociado ao bloco);

Wcj [mm] limite de armazenamento para haver fluxo ascendente ou descendente(parmetro do modelo)

Wzj [mm] limite inferior de armazenamento no solo para haver escoamento sub-superficial (parmetro)

X [-] parmetro de espao do mtodo Muskingun Cunge de propagao de vazo em rios [mm] parmetro de lmina de interceptao (o valor adotado fixo: = 0,2 mm) t [dias] intervalo de tempo de clculo (valor fixo em 1 dia) [ - ] ndice de porosidade do solo (parmetro)

1 CAPTULO 1: INTRODUO

1.1 JUSTIFICATIVA E CARACTERIZAO DO PROBLEMA

A simulao hidrolgica pode ser utilizada para diversas aplicaes como na

estimativa de disponibilidade de recursos hdricos, previso de vazo de curto e mdio prazo,

anlise da variabilidade hidrolgica, das conseqncias de mudanas do uso do solo. Estes

estudos podem ser realizados em pequenas bacias, de apenas alguns hectares, onde os

problemas se relacionam com a agricultura e a drenagem urbana; em bacias intermedirias,

que, geralmente, envolvem reas da ordem de at 300 km2; em bacias mdias, de at 2.000

km2 e em grandes bacias, cuja rea superior a este ltimo limite, e, tipicamente, superior a

10.000 km2.

A forma de retratar os processos hidrolgicos varia com a magnitude das bacias, com

os objetivos dos estudos envolvidos, com a disponibilidade de dados e a preciso desejada.

Assim, os modelos hidrolgicos adequados para as pequenas bacias no so, em geral,

adequados para a simulao de grandes bacias.

As primeiras iniciativas no campo da simulao de grandes bacias partiram de

meteorologistas, procurando representar os processos terrestres do ciclo hidrolgico em

extenses continentais, dentro dos modelos numricos de simulao do clima. A escala

espacial necessria para a caracterizao dos processos climticos envolve dimenses da

ordem do globo terrestre. A compatibilizao da escala da representao hidrolgica e

meteorolgica passou a ser o primeiro desafio. De outro lado, as metodologias utilizadas nos

modelos globais climticos procuram representar fisicamente os processos envolvidos. Estes

modelos representam a vegetao, a evapotranspirao e as camadas superficiais do solo com

um grande nmero de parmetros. A representao da propagao horizontal do escoamento,

por outro lado, ausente ou extremamente simplificada.

No campo da hidrologia, por outro lado, a simulao de grandes bacias tm sido

realizada utilizando modelos concentrados, aplicados de forma semi-distribuda, ou de

modelos distribudos com intervalos de tempo semanal ou mensal. Nestes modelos a

propagao horizontal da vazo valorizada, mas os processos de gerao de escoamento so

simplificados, no levando em conta o papel das diferentes coberturas vegetais, por exemplo.

No intervalo definido entre estas duas abordagens existe a necessidade de desenvolver

modelos hidrolgicos adequados simulao dos processos de transformao de chuva em

vazo em grande escala. Segundo Shuttleworth (1991), estes modelos deveriam representar o

movimento da gua atravs e debaixo da superfcie terrestre, em escala e em grau de

2complexidade apropriados, e deveriam ter em comum com os modelos climticos a

representao da relao entre solo, planta e atmosfera. Alm disso, seria necessrio

desenvolver mtodos de propagao das vazes adaptados para resoluo espacial

relativamente baixa, tpica dos modelos climticos.

Outras caractersticas desejveis nos modelos de grandes bacias so: a compatibilidade

com o volume de informaes disponvel; o realismo da representao do processo fsico; a

associao entre os valores dos parmetros e as caractersticas fsicas das bacias; e a

simplicidade e praticidade na aplicao (Pimentel da Silva e Ewen, 2000)

Na ltima dcada foram desenvolvidos alguns modelos de grandes bacias, buscando

atingir os objetivos descritos acima. Entre estes pode-se destacar o modelo VIC-2L (Liang et

al., 1994; Lohmann et al., 1998a e Nijssen et al., 1997), o modelo SLURP (Kite, 1997) e o

modelo LARSIM (Bremicker, 1998), que sero descritos resumidamente no captulo 3. Estes

modelos apresentam caractersticas interessantes para a aplicao em bacias brasileiras, porm

ainda apresentam uma estrutura bastante complexa na representao dos processos

hidrolgicos, o que motiva sua adaptao e simplificao. Neste sentido que se desenvolve o

presente trabalho.

1.2 OBJETIVOS

O objetivo geral deste trabalho foi aprimorar um modelo de grandes bacias, no sentido

de suprir a ausncia de modelos adequados na escala intermediria entre os modelos de

transformao chuva vazo tradicionalmente utilizados na engenharia, adaptados para bacias

pequenas, e os mdulos de hidrologia superficial dos modelos de circulao global, adaptados

para a escala global.

Partindo da formulao de modelos encontrados na literatura, como o VIC-2L (Liang

et al., 1994; Lohmann et al., 1998a e Nijssen et al., 1997) e o LARSIM (Bremicker, 1998), o

modelo foi desenvolvido com os seguintes objetivos especficos:

simplificao do balano de gua no solo; integrao com dados e sistemas de geoprocessamento; melhoria da representao da propagao da vazo em rios; uso de tcnicas multi-objetivo para calibrao dos parmetros; aplicao e teste em diferentes bacias no Brasil.

31.3 ORGANIZAO DO TEXTO

Este trabalho apresenta:

A descrio de um modelo hidrolgico distribudo, adaptado do modelo LARSIM,previamente apresentado por Bremicker (1998), desenvolvido para a simulao de

grandes bacias, considerando a variabilidade de suas caractersticas fsicas.

A descrio dos procedimentos de preparao de dados para o modelo hidrolgico,dentro de ambientes tpicos de Sistemas de Informao Geogrfica (SIG), e a

descrio de alguns programas de processamento de dados espaciais raramente

disponveis em um SIG comercial.

A descrio de um mtodo de calibrao automtica multi-objetivo para modeloshidrolgicos.

A calibrao e a verificao do modelo hidrolgico em trs bacias brasileiras, deaproximadamente 30.000 km2 a 75.000 km2, e de caractersticas fsicas muito

distintas: a bacia do rio Uruguai, a bacia do rio Taquari Antas, no Rio Grande do

Sul, e a bacia do rio Taquari, no Mato Grosso do Sul.

A anlise preliminar de mudanas de uso do solo e da variabilidade hidrolgica delonga durao em algumas destas bacias, com base nas simulaes hidrolgicas.

O presente captulo apresenta uma breve introduo ao tema, e apresenta os objetivos

do trabalho.

No prximo captulo apresentada a evoluo do estudo da hidrologia no sentido da

macro-escala, motivada pela necessidade de representar os processos terrestres em modelos

de previso de tempo e clima e pela necessidade de analisar as conseqncias de mudanas de

uso do solo e de variaes climticas em larga escala sobre os recursos hdricos.

O captulo 3 apresenta uma reviso bibliogrfica do tema simulao hidrolgica de

grandes bacias, com nfase nas tcnicas para representar a variabilidade espacial das

caractersticas fsicas, em fontes de dados para os modelos, em tcnicas de calibrao e em

avaliaes do desempenho deste tipo de modelo.

O captulo 4 apresenta a descrio do modelo hidrolgico desenvolvido no trabalho.

Alguns mdulos do modelo e a anlise de sensibilidade do modelo aos parmetros tambm

fazem parte deste captulo, mas foram includos na forma de anexos.

O captulo 5 apresenta como realizada a preparao de dados de diversas fontes para

a aplicao do modelo em uma bacia hidrogrfica, atravs de um sistema de informaes

geogrficas e de programas de processamento de dados espaciais especialmente

desenvolvidos.

4O captulo 6 apresenta a aplicao do modelo na bacia do rio Taquari Antas, no Rio

Grande do Sul. Neste captulo tambm apresentada uma etapa da validao do modelo

atravs da verificao dos resultados em um perodo e em bacias distintas aos utilizados para

a calibrao dos parmetros. Tambm apresentada uma avaliao preliminar das mudanas

de vazo em conseqncia de mudanas de uso do solo.

O captulo 7 apresenta a aplicao do modelo na bacia do rio Taquari, um afluente do

rio Paraguai na regio do Pantanal Mato-grossense. A parte da bacia analisada limita-se

regio do planalto, isto , antes da entrada do rio Taquari no Pantanal propriamente dito.

Neste captulo tambm analisada a variabilidade das vazes do rio Taquari, observada entre

os anos 60 e 80.

O captulo 8 apresenta a aplicao do modelo na bacia do rio Uruguai, at o incio do

trecho internacional. Em mais uma etapa da validao do modelo so utilizados nesta bacia,

inicialmente, os parmetros calibrados para a bacia do rio Taquari Antas, em funo da

semelhana entre as bacias. Tambm utilizada, posteriormente, uma metodologia de

calibrao automtica multi-objetivo para a calibrao dos parmetros do modelo hidrolgico.

O captulo 9 apresenta uma anlise dos resultados obtidos e uma srie de

recomendaes que so feitas para o futuro desenvolvimento do trabalho.

Algumas partes do texto que no so fundamentais em uma primeira leitura, ou que

apresentam um grande nmero de grficos ou equaes, foram includas na forma de anexos.

5CAPTULO 2: PROCESSOS HIDROLGICOS E TENDNCIAS

CLIMTICAS

2.1 Introduo

Alguns importantes temas tm sido observados na literatura, que motivam o

desenvolvimento de modelos hidrolgicos para grandes bacias. Neste captulo so discutidos

alguns aspectos relevantes da literatura sobre mudanas de uso do solo, variabilidade

hidrolgica e previses de tempo e clima, que ajudam a compreender onde se insere o

presente trabalho e quais as potenciais aplicaes de um modelo hidrolgico de grandes

bacias.

2.2 O PAPEL DA VEGETAO E AS MUDANAS DE USO DO SOLO

A gua sempre representou um papel fundamental na evoluo da civilizao, e as

primeiras cidades surgiram nos vales dos grandes rios. H muitos milnios os habitantes dos

vales dos rio Tigre e Eufrates, Indus, Nilo e Amarelo j dependiam da agricultura e de

conhecimentos sobre a gua. Mas, apesar desta dependncia, alguns aspectos fundamentais da

hidrologia, como o prprio ciclo hidrolgico, permaneceram obscuros por um longo perodo.

Os antigos gregos acreditavam que a gua das fontes era originada por grande quantidade de

vapor que condensava em cavernas no subsolo e este mito permaneceu at o perodo do

Renascimento.

Os erros na correta interpretao do ciclo hidrolgico, desde os gregos at o

Renascimento, ocorreram, em grande parte, porque no existiam medies dos diferentes

processos, como a precipitao e o escoamento. O perodo a partir do Renascimento,

caraterizado por uma nova postura cientfica, que valorizava a experimentao, trouxe a

compreenso completa do ciclo hidrolgico (Manning, 1997).

Algumas reas da hidrologia, no entanto, permaneceram fora do alcance das medies

mais usuais. Este o caso do verdadeiro papel da vegetao no ciclo hidrolgico e da previso

das conseqncias de mudanas de uso do solo. Na ausncia de bases cientficas reais, mitos e

lendas sobre o papel da vegetao, especialmente das florestas, foram criados e ganharam

fora ao longo dos anos (McCulloch e Robinson, 1993). Apesar do grande avano da

instrumentao cientfica, nos ltimos anos, alguns destes mitos ainda no podem ser

considerados verdadeiros nem falsos.

6O primeiro mito pode ter sido criado por Cristvo Colombo, que comparou as chuvas

que ocorriam sobre as ilhas da Amrica Central com as que ocorriam sobre as ilhas dos

Aores e Canrias, concluindo que as florestas atraem chuva. Este mito foi fortalecido por

medies de precipitao em pequenas clareiras na floresta, que, por modificaes no padro

dos ventos, sempre apresentavam mais chuva do que as medies em reas fora da floresta

(McCulloch e Robinson, 1993).

Atualmente, ainda ocorre um grande esforo cientfico para esclarecer a influncia da

vegetao sobre a precipitao, e existem resultados de modelos matemticos que mostram

reduo da chuva, na regio Amaznica, em funo do desmatamento. Lean et al. (1996)

apresentam resultados de um modelo de circulao global em que a floresta amaznica foi

completamente removida e substituda por pastagens, e onde a precipitao sobre a regio se

reduziu em 8 a 20 %, dependendo dos parmetros alterados no modelo. Em contrapartida a

estes resultados de simulaes matemticas, McCulloch e Robinson (1993) afirmam que

ainda no h evidncia experimental clara de que plantando ou retirando um floresta, a

precipitao seja afetada. Portanto, existem algumas evidncias que suportam esta hiptese

mas ela ainda no pode ser considerada verdadeira de forma conclusiva.

O segundo mito, citado por McCulloch e Robinson (1993), que as florestas naturais

reduzem as cheias. O aumento ocorreria porque a capacidade de infiltrao do solo sob

florestas maior do que sob pastagens ou cultivos agrcolas, e a rugosidade das superfcies

sob a floresta retarda o fluxo e permite a infiltrao por mais tempo.

Existem diversos casos comparativos de bacias pequenas com e sem florestas, que do

suporte hiptese de aumento considervel das cheias com o desmatamento, mas a diferena

entre vazo de cheia tende a diminuir para os eventos mais extremos. Segundo Tucci e Clarke

(1997), o desmatamento tende a aumentar as cheias de pequeno e mdio perodo de retorno,

mas no afeta muito as cheias de maior magnitude.

O terceiro mito que florestas aumentam as vazes mnimas. Este aumento ocorreria

tambm pela maior capacidade de infiltrao do solos sob florestas. Tucci e Clarke (1997)

afirmam que possvel encontrar na literatura experimentos que mostram aumento ou

diminuio da vazo mnima depois do desmatamento. Os resultados so, em geral,

fortemente dependentes da forma de manejo do solo na atividade que substitui a floresta.

Quando o manejo do solo inadequado, tanto em lavouras como em pastagens, e mesmo em

reflorestamentos, a capacidade de infiltrao se reduz muito e menos gua armazenada para

escoamento subterrneo. Por outro lado, as florestas retiram umidade do solo a profundidades

muito maiores do que outros tipos de vegetao, e, por isso, podem reduzir o escoamento

durante a estiagem. Quando o manejo do solo e o regime de precipitao no geram

7diferenas significativas na capacidade de infiltrao do solo, a substituio das florestas por

outro tipo de vegetao aumenta as vazes mnimas (Bruijnzeel, 1996).

Um interessante experimento de Thorpe e Scott (1999) mostra que mesmo a

substituio de grama por solo nu pode resultar em aumento das vazes mnimas. Estes

autores analisaram vrios anos de dados de um lismetro, comparando as situaes de solo nu

e solo coberto por grama, chegando a concluso que, para uma mesma quantidade de chuva

anual, a drenagem subterrnea anual maior para o solo nu. Conforme os resultados

apresentados na figura 2.1, a drenagem subterrnea, chamada de recarga pelos autores, 130

mm superior quando o solo est nu, para a mesma quantidade de chuva. Como grande parte

da drenagem subterrnea resulta em recarga do aqufero, e considerando que as vazes

mnimas so mantidas pela descarga do aqufero para os rios, a simples introduo de

vegetao de baixo porte j resulta em reduo da vazo mnima. provvel, no entanto, que

a capacidade de infiltrao da gua no solo no experimento com o lismetro no tenha sido

afetada, por isso, o experimento no representa apropriadamente o processo de desmatamento

ou revegetao de uma bacia.

Figura 2.1: Relao entre a chuva e a recarga anual em solo nu (linha contnua) e coberto por

grama (linha pontilhada) (adaptado de Thorpe e Scott, 1999).

Diferentes dos mitos descritos acima algumas afirmaes quanto ao papel hidrolgico

da vegetao podem ser encarados como fatos. Tucci e Clarke (1997) e Bruijnzeel (1996)

8apresentam revises bibliogrficas de aspectos importantes das mudanas de uso do solo,

chegando s afirmaes descritas a seguir.

As florestas absorvem mais radiao solar do que os outros tipos de cobertura vegetal.Em conseqncia, a energia disponvel para a evapotranspirao maior em florestas.

A interceptao em florestas maior. Com isso a evaporao direta da gua interceptadatende a ser maior.

As florestas retiram do solo mais umidade do que as pastagens ou o solo nu. Experimentosem uma rea de floresta na Costa Rica durante a poca seca mostram que a umidade no

solo sob a floresta 90 mm inferior umidade no solo em uma clareira, ao final de 40

dias de estiagem, em uma camada de 70 cm de solo (Parker apud Bruijnzeel, 1996).

Experimentos na Amaznia revelam que as florestas retiram gua de profundidades

superiores a 3,6 metros, e a variao anual da umidade do solo sob florestas superior

variao observada em pastagens ou solo nu (Hodnett et al., 1996).

desmatamento de florestas naturais produz aumento da vazo mdia na bacia hidrogrfica.Isto uma conseqncia das afirmaes anteriores.

aumento do escoamento ainda maior se o desmatamento for realizado com tratores e nouso posterior do solo utilizada mecanizao. Isto ocorre porque aumenta a compactao

da camada superficial do solo e diminui a infiltrao da gua da chuva.

As condies de escoamento podem retornar s condies anteriores ao desmatamentoaps vrios anos, se houver crescimento da vegetao. Em outras palavras, o sistema

natural pode retornar ao estado inicial.

Quando o solo, aps o desmatamento, utilizado para plantao permanente (caf, ch,etc.), a modificao do escoamento menor; no entanto, quando o solo utilizado para

agricultura intensa, como culturas anuais, e a prtica agrcola utiliza mecanizao, a

alterao do escoamento tende a ser permanente. As culturas anuais, especialmente se no

for utilizada a tcnica de plantio direto, deixam o solo completamente sem vegetao

durante as etapas de preparo do solo e colheita.

Segundo Tucci e Clarke (1997) a distribuio da chuva ao longo do ano, a

profundidade do solo e a declividade do terreno tambm so aspectos fundamentais na anlise

de mudanas de uso do solo. Em regies onde as precipitaes ocorrem concentradas durante

apenas alguns meses do ano, o impacto da mudana de cobertura vegetal diferente se a

poca de chuvas coincide com a poca de maior precipitao ou no. Nas regies Sudeste e

Centro-Oeste do Brasil, por exemplo, onde as precipitaes ocorrem principalmente durante o

vero, que a poca de maior evapotranspirao, os impactos da mudana de cobertura

9vegetal tendem a ser maiores. Em regies de solos pouco profundos, a mudana de cobertura

vegetal tende a ter menos impacto sobre o escoamento, porque o armazenamento no solo

pouco influencia a gerao de escoamento. Em regies de relevo acidentado, em que o

escoamento superficial ocorre com maior facilidade, os impactos das mudanas de cobertura

vegetal tambm tendem a ser menores.

Muitas das conseqncias hidrolgicas de mudanas de uso do solo podem ser melhor

analisadas com o desenvolvimento da instrumentao. Uma tecnologia que pode significar um

grande avano a medio direta dos fluxos de calor sensvel e latente (evapotranspirao)

usando os mtodos de balano de energia, tambm chamado de mtodo de razo de Bowen, e

o mtodo de correlao de vrtices (Shuttleworth, 1993). Esta fonte de dados j vem sendo

aplicada para melhorar a parametrizao dos mdulos de hidrologia superficial dos modelos

de previso de tempo e clima (Gash et al., 1996; Sorooshian et al., 1998), e espera-se que

permitir tambm a determinao mais confivel do valor dos parmetros dos modelos

hidrolgicos, destinados a avaliar as conseqncias de mudanas de uso do solo, em

aplicaes como as apresentadas por Matheussen et al. (2000) e Wang e Takahashi (1998).

2.2.1 O comportamento hidrolgico do cerrado

Ao longo do desenvolvimento do trabalho a necessidade de um maior conhecimento

da hidrologia de regies de cerrado foi ficando clara. Este tipo de vegetao cobre ou

cobria, originalmente - uma significativa poro do territrio brasileiro, em que ocorre um

longo perodo seco durante o inverno, e apresenta profundas diferenas com as savanas

africanas, com as quais freqentemente comparado.

As informaes sobre as possveis conseqncias da substituio da vegetao do

cerrado por pastagens ou cultivos so ainda menos freqentes do que aquelas disponveis

para as florestas, talvez porque o cerrado tido simplesmente como uma floresta pouco densa.

Entretanto, uma extensa descrio da vegetao do cerrado (Eiten, 1972), analisando suas

caractersticas, distribuio geogrfica e as condies necessrias para sua existncia,

mostram que esta pode ser uma simplificao exagerada.

Algumas das caractersticas do cerrado descritas por Eiten (1972) merecem destaque

do ponto de vista da hidrologia. Estas so dadas a seguir.

cerrado composto por vegetao arbrea, arbustiva e ervas. cerrado pode ter diferentes denominaes de acordo com a densidade e a freqncia

relativa de espcies arbreas, arbustivas e ervas. Estas denominaes vo de cerrado,

10

que a forma com predominncia de rvores, at o campo limpo, em que predominam as

ervas, passando por cerrado, campo cerrado e campo sujo.

cerrado uma vegetao xeromrfica, isto , apresenta adaptaes para um ambiente seco. cerrado precisa de solos muito profundos, em que no ocorra acmulo ou saturao de

gua durante a estao mida. A vegetao do cerrado no tolera solos saturados.

lenol fretico tem que ser profundo, preferencialmente a 3 m de profundidade ou mais.Em locais em que o lenol fretico est mais prximo da superfcie o cerrado substitudo

por florestas ou campos.

Quando as duas condies acima so satisfeitas, isto , em regies de solo profundo e comlenol fretico profundo, as formas de cerrado predominantes so o cerrado e o cerrado,

que apresentam maior densidade arbrea. A medida que o solo vai se tornando mais raso,

o cerrado d lugar a formas menos densas como o campo sujo e o campo cerrado. Em

locais em que o lenol est muito prximo da superfcie o cerrado d lugar ao campo ou a

mata de galeria.

Alguns solos do cerrado so to profundos e o lenol fretico est to distante dasuperfcie que uma lmina equivalente a vrios anos de chuva pode ser acumulada no

solo. Durante a poca seca a camada de solo mais superficial (cerca de 2 m) seca

completamente, ficando abaixo do ponto de murcha.

Na poca seca, a vegetao mais baixa (capim, ervas, gramneas) seca, as folhas morrem ese desintegram. A vegetao arbrea e arbustiva parcialmente decdua, isto , algumas

espcies perdem suas folhas, outras no, e outras ainda perdem apenas parte de suas

folhas. As folhas que permanecem nas plantas seguem transpirando ao longo de toda a

estao seca.

Ao contrrio da vegetao do campo, da mata e da caatinga, no cerrado existem algumasespcies que no tem a capacidade de restringir a transpirao nas horas mais quentes do

dia, pelo fechamento rpido de estmatos.

As razes das plantas arbreas e arbustivas so, em geral, muito profundas, atingindo ascamadas de solo imediatamente acima do lenol fretico, onde existe umidade suficiente

para permitir a transpirao ao longo da poca seca.

Apesar de algumas plantas apresentarem a capacidade de seguir transpirando ao longo dapoca seca, certo que a transpirao do conjunto da vegetao menor durante esta

poca.

As nicas medies de evapotranspirao encontradas na bibliografia foram obtidas

pelo mtodo de covarincia de vrtices turbulentos (eddy covariance), em um rea de cerrado

11

prxima a Braslia (Cond, 1995). De acordo com estas medies a evapotranspirao do

cerrado (sensu strictu) de 2,9 mm por dia durante o ms de abril e de 1,9 mm por dia durante

o ms de setembro. Conforme Shuttleworth (1993) a preciso deste mtodo de medio de 10%.

O balano hdrico de bacias cobertas, pelo menos parcialmente, com cerrado, como a

do rio Taquari, no MS, mostra uma evapotranspirao anual de aproximadamente 1000 mm, e

um coeficiente de escoamento de 0,32, embora estes valores possam estar afetados pela

mudana de uso do solo verificada ao longo das dcadas de 1970 e 1980 e pela prpria

variabilidade climtica da regio. A evapotranspirao de 1000 mm por ano corresponde a

cerca de 2,7 mm por dia, em mdia, que est relativamente prximo dos 2,9 mm medidos no

Distrito Federal.

No Brasil, a histria da ocupao das reas de cerrado relativamente recente,

principalmente na regio centro-oeste. O cerrado originalmente no oferecia atrativo para a

agricultura e pecuria porque nestas regies o solo tem baixa fertilidade natural e depende de

correo com calcrio e adubao. Alm disso, grande parte da rea de cerrado estava distante

dos maiores centros consumidores ou dos portos de exportao, e estava mal provida de

sistemas de transporte. Somente com a evoluo do sistema de transportes, que permitiu ao

mesmo tempo transportar calcrio, adubo e os produtos gerados, e com a disponibilidade

maior de mquinas agrcolas, o cerrado tornou-se uma rea de interesse na agricultura.

Com base nas informaes sobre o comportamento hidrolgico do cerrado pode-se

presumir que a substituio do cerrado por uma vegetao de menor porte, como a pastagem,

deve reduzir o fluxo de evapotranspirao, em especial no perodo de estiagem, em que a

precipitao quase nula e, em especial, nas reas de solo mais profundo, onde o cerrado se

apresenta na forma mais desenvolvida, o cerrado. A diferena bsica responsvel por esta

possvel reduo a capacidade das plantas do cerrado de obter gua de camadas bem mais

profundas do solo do que as plantas da pastagem. Embora paream lgicas, estas hipteses

dependem da comprovao que poder ser feita a partir de novas medies de fluxo de

evapotranspirao, semelhantes s de Cond (1995), em cerrado e pastagens.

2.3 VARIAES CLIMTICAS

A medida que as sries de dados das variveis hidrolgicas tornam-se mais longas, nas

diferentes regies do mundo, surge a possibilidade de anlise da variabilidade plurianual

destas variveis. A variabilidade plurianual definida como a ocorrncia de perodos de

12

vrios anos seguidos mais midos ou mais secos do que a mdia de longo perodo e,

aparentemente, no fazem parte da tendncia geral das sries.

Uma antiga referncia perodos anmalos deste tipo encontrada na Bblia, no livro

de Gnesis, onde so descritos os sete anos de fartura (anos midos) e os sete anos de seca no

Egito. Em referncia a esta passagem bblica, Mandelbrodt e Wallis (1968) chamaram esta

variabilidade de efeito Jos.

No Brasil existem sries de vazes que mostram perodos mais secos do que a mdia,

com durao da ordem de dez anos ou mais. No Rio Grande do Sul, por exemplo, a dcada de

1940 lembrada pela grande cheia de 1941, mas todo o perodo posterior de chuvas anuais

inferiores a mdia, at o incio da dcada de 1950 (Tucci, 1991). Outros exemplos de

variabilidade foram observados nas bacias dos rios Paraguai e Paran (Clarke e Tucci, 1998).

Na frica foram relatados os casos do rio Congo (Laraque et al., 1997 e Laraque et al.

2001), do lago Victria (Schaake, 1994), e da regio do Sahel (Le Barb e Lebel, 1997).

Na regio do Sahel, que est localizada ao sul do deserto do Sahara, o final da dcada

de 60 marcou o incio de um longo perodo de anos mais secos do que a mdia de longo

perodo. A anlise de Le Barb e Lebel (1997) mostra que esta tendncia ocorre

principalmente porque o nmero de eventos chuvosos diminuiu durante a estao das chuvas,

e que a mudana da precipitao mdia anual corresponde a um deslocamento de 150 km das

isoietas anuais em direo ao sul. Este deslocamento, nesta regio de forte gradiente de

chuvas, resultou em redues de 60 a 220 mm no total anual, que de 500 a 900 mm.

No rio Congo longos registros de vazo mostram relativa estabilidade desde o incio

do sculo at o incio da dcada de 60. Durante a dcada de 60 a vazo mdia anual foi cerca

de 18 % superior mdia de longo perodo, e a partir do incio da dcada de 1970, voltou a

ser aproximadamente igual ao perodo anterior. A partir do incio da dcada de 1980 at 1996,

o rio Congo apresentou vazes mdias anuais cerca de 8 % inferiores mdia de longo

perodo. Os dados de precipitao anual tambm revelam perodos mais secos e mais midos

alternados, embora as diferenas sejam bem menores (Laraque et al., 1997).

Os casos do rio Congo e do rio Paraguai, que ser descrito a seguir, revelam que a

variabilidade mais facilmente observvel em dados de vazo do que em dados de

precipitao. Em parte, isso ocorre porque, num balano anual, o escoamento

aproximadamente igual diferena entre uma grandeza muito varivel (a precipitao) e uma

grandeza menos varivel (a evapotranspirao), o que acaba resultando em uma variabilidade

relativa maior na vazo. A importncia da evapotranspirao tambm sugerida porque a

maioria dos casos relatados de variabilidade plurianual das vazes ocorre em regies

13

tropicais. Em rios de regies mais frias a evapotranspirao menor, e as flutuaes na

precipitao so menos amplificadas.

2.3.1 Variabilidade plurianual na bacia do rio Paraguai

O rio Paraguai e seus afluentes formam nos estados do Mato Grosso e Mato Grosso do

Sul a maior plancie inundada do mundo, o Pantanal, que , ao mesmo tempo, refgio

ecolgico e fonte de renda da agropecuria e turismo. Nos ltimos anos verificou-se que a

regio do Pantanal fortemente sensvel a variaes climticas de aproximadamente 10 anos

de durao (Tucci e Genz, 1997). Entre os anos 1961 e 1969 a chuva mdia anual esteve um

pouco inferior mdia de longo perodo, em uma regio que vai do centro da Argentina

(Quintela et al., 1996) at, pelo menos, Cuiab. A diferena, embora pequena, resultou em

drsticas mudanas na vazo dos rios que alimentam o Pantanal, no padro espao temporal

de inundao da plancie e em mudanas na morfologia dos rios. Atualmente o Pantanal

experimenta um ciclo de cheias maiores do que a mdia, e um grande nmero de fazendas

est hoje quase que permanentemente inundada.

A figura 2.2 apresenta a precipitao total anual em um posto pluviomtrico em

Cuiab, cuja srie de dados bastante longa. Na mdia mvel de 5 anos, representada no

grfico (linha cheia), percebe se claramente a ocorrncia de um perodo de vrios anos com

precipitao abaixo da mdia de longo perodo (reta tracejada) durante a dcada de 60. Na

mesma poca, o nvel mdio do rio Paraguai em Ladrio, MS, (linha inferior na figura 2.2),

permaneceu cerca de 2 m abaixo da mdia de longo perodo. Ainda mais impressionante,

embora mais curto, o registro de vazo mdia mensal na sada do Pantanal, em Porto

Esperana, apresentado na figura 2.3.

Os afluentes do rio Paraguai tambm apresentam um perodo de vazes baixas durante

a dcada de 60. Galdino et al. (1997) verificaram que o rio Taquari, afluente da margem

esquerda do rio Praguai, apresentou um perodo de estiagem de 1960 a 1972. Uma anlise

posterior mostrou que este perodo seco comum a todos os afluentes do Paraguai e que a

precipitao anual tambm foi inferior durante a dcada de 60 em toda a bacia, sendo que a

diminuio da precipitao ocorreu tanto pela reduo do nmero de dias chuvosos como pela

reduo da intensidade dos eventos (Collischonn et al., 2001).

14

Figura 2.2: Srie temporal da mdia mvel da precipitao anual em Cuiab (linha

grossa) e da cota mdia anual em Ladrio (linha com quadrados).

Figura 2.3: Vazo mdia mensal do rio Paraguai em Porto Esperana.

A regio do Alto Paraguai caracterizada por um forte gradiente das precipitaes,

que vo de cerca de 1000 mm.ano-1 no extremo oeste a cerca de 1800 mm.ano-1 no extremo

leste. Esta diferena est separada por apenas cerca de 500 km, o que significa que o gradiente

de precipitao anual de 1,6 mm.km-1. Assim como na regio do Sahel (Le Barb e Lebel,

1997), onde o gradiente de precipitao de 1,0 mm.km-1, a diminuio da precipitao

mdia anual na regio do Alto Paraguai pode ser equivalente a um deslocamento das isoietas

em algumas centenas de km.

15

2.3.2 Variabilidade plurianual na bacia do rio Paran

O rio Paran, na hidreltrica de Itaipu, passa por um longo perodo de anos mais

midos, desde 1970. Uma anlise revela que a vazo mdia anual dos anos ps 1970 cerca

de 36% superior mdia pr 1970. O aumento se repete em grande parte dos postos

fluviomtricos da bacia, principalmente os mais prximos de Itaipu (Mller et al., 1998).

Em quase toda a bacia do Paran a precipitao mdia anual ps 1970,

consistentemente superior mdia anterior, mas a mudana de uso do solo tambm citada

como causa para o aumento de vazo (Tucci e Clarke, 1997).

2.3.3 Possveis causas da variabilidade plurianual

Existem duas explicaes principais para a mudana no regime de precipitao: a

mudana no padro de circulao da atmosfera e um possvel efeito de retroalimentao entre

a superfcie terrestre regional e a atmosfera. As duas possveis causas so discutidas a seguir.

A permanncia de anos midos ou anos secos pode estar relacionada permanncia de

outras variveis que condicionam a circulao atmosfrica, como temperaturas da superfcie

dos oceanos em algumas regies chave (Khan e Zavialov, 1998).

A estabilidade do clima da Terra est associada ao papel regulador dos oceanos, que

tem grande capacidade de armazenar energia e uma grande inrcia trmica. Por outro lado, os

pequenos desvios que ocorrem na temperatura mdia da superfcie do mar em algumas

regies, se refletem e so amplificados, resultando em grandes desvios das variveis

climticas em diversas regies do mundo. A inrcia trmica dos oceanos contribui tambm

para que estes desvios sejam persistentes, isto , durem vrios meses ou anos. Segundo Mller

et al. (1998), a seqncia de anos mais midos na bacia do Paran, que ocorreu a partir de

1970, se deve em grande parte aos eventos El Nio mais freqentes e mais intensos neste

perodo.

Eagleson (1994) sugere que a persistncia de variveis como a precipitao anual, que

a seqncia de vrios anos mais secos ou mais midos do que a mdia, conseqncia de

uma retroalimentao, ou feedback, entre as condies da superfcie e a precipitao.

Utilizando um modelo simples de acoplamento da precipitao, evaporao, armazenamento

no solo e escoamento, associado a um termo denominado razo de reciclagem da precipitao,

Entekhabi et al. (1992 apud Eagleson, 1994) produziram uma distribuio de densidade de

probabilidade de umidade do solo com formato bimodal. Este formato sugere duas situaes

de equilbrio relativo, alta umidade e baixa umidade, e uma vez que se atinja um destes

16

estados a probabilidade de permanecer neles grande, dada a seguinte relao: mais umidade

= mais evaporao = mais chuva = mais umidade. Este efeito deve ser maior sobre grandes

regies continentais, distantes da maior fonte de umidade atmosfrica que o oceano, e,

portanto, menos sujeitas a influncia da adveco.

Este tipo de causa para a variabilidade plurianual, e o papel exercido pela vegetao,

vm sendo investigados atravs do uso de modelos climticos globais (Lean et al., 1996).

2.4 PREVISO DE TEMPO E CLIMA

Ao contrrio da simulao hidrolgica, a simulao do comportamento da atmosfera

sempre exigiu a anlise em escalas globais ou continentais. Esta necessidade decorre das

caractersticas da dinmica atmosfrica, em que causas e efeitos podem estar distantes por

milhares de quilmetros. A representao de vastas regies do globo, ou todo ele, no mesmo

modelo de comportamento implica tambm em uma exigncia computacional enorme, o que

sempre foi um fator limitante para o desenvolvimento do tema. No decorrer do tempo,

entretanto, importantes desenvolvimentos dos modelos e da infra-estrutura computacional

vm sendo obtidos, e a previso de tempo e clima comea a ficar interessante do ponto de

vista da aplicao para a previso hidrolgica (Collier e Krzysztofowicz, 2000).

As previses numricas de tempo e clima apresentam, ainda, erros relativamente

grosseiros na previso da precipitao, especialmente quando analisadas de forma pontual, ou

em pequenas reas. Mas se utilizadas na escala superior resoluo espacial dos modelos de

tempo e clima, ou seja, em bacias de vrias dezenas ou centenas de quilmetros quadrados,

estas previses j esto se tornando adequadas para incrementar a qualidade das previses

hidrolgicas em diversas regies do mundo (Collier e Krzysztofowicz, 2000).

As previses de tempo so as previses do comportamento de algumas variveis da

atmosfera em um curto prazo de antecedncia. Estas previses podem ser do tipo

nowcasting, que significa previso para o instante atual, at previses de alguns dias de

antecedncia. Para fazer estas previses os meteorologistas dispes de tcnicas como o uso de

radar, imagens de satlites meteorolgicos e modelos matemticos.

O radar estima a precipitao que est ocorrendo em uma determinada regio prxima

ao emissor, com base na intensidade da reflexo das ondas eletromagnticas na massa de gua

que est precipitando.

As imagens de satlites so analisadas em intervalos de tempo sucessivos e permitem

analisar a tendncia do movimento de nuvens, especialmente no caso de sistemas frontais de

grande escala, o que permite prever para onde esto se deslocando as nuvens e a chuva.

17

As previses de clima so as previses do comportamento de algumas variveis da

atmosfera em um longo prazo de antecedncia, que pode chegar a uma estao ou mais (6

meses). Estas previses vm recebendo um impulso muito forte pela descoberta de conexes

geofsicas entre valores de variveis climticas distantes no espao e no tempo. O efeito El

Nio um exemplo destas conexes geofsicas, pois quando se observam temperaturas da

superfcie do mar (TSM) relativamente altas no Oceano Pacfico, junto costa do Peru,

ocorrem precipitaes acima da mdia em regies como o sul do Brasil e o Uruguai.

Os modelos de previso de tempo e clima podem ser divididos em estatsticos ou

empricos e determinsticos. Os modelos determinsticos procuram descrever o

comportamento da atmosfera em todo o globo (modelos globais) ou em uma regio (modelos

regionais), atravs da soluo numrica das equaes de movimento e termodinmicas

submetidas s condies iniciais, que se supe conhecidas, e s condies de contorno

(especialmente a radiao solar). Os modelos estatsticos desprezam a descrio exata dos

processos internos na atmosfera e relacionam diretamente as variveis que se deseja prever

(por exemplo a chuva) com variveis que podem ser medidas (por exemplo a temperatura da

superfcie do mar).

Os modelos de circulao global, representam o comportamento da atmosfera em todo

o globo e so utilizados para analisar as mudanas climticas causadas pelas interferncias

antrpicas, como o desmatamento ou o aumento da concentrao de gases de efeito estufa na

atmosfera. Neste caso as diferenas de comportamento ocorrem pela mudana do balano de

energia calculadas pelo modelo. Estes modelos podem, tambm, ser utilizados para a previso

de variveis meteorolgicas com alguns meses de antecedncia. Neste caso a ao antrpica

no considerada e a previso fortemente dependente das condies iniciais fornecidas ao

modelo e da temperatura da superfcie do mar nos oceanos.

Em alguns casos, a temperatura da superfcie do mar tambm pode ser prevista por um

modelo de circulao ocenica, e os modelos de circulao atmosfrica e ocenica podem,

inclusive, operar de forma acoplada. Em geral, no entanto, os modelos de previso de clima

no so acoplados aos modelos de circulao ocenica. Em geral, os modelos de circulao

global so alimentados por temperaturas de superfcie do mar estimadas a partir da anomalia

medida no instante de tempo inicial (diferena em relao mdia) e da variabilidade

climtica.

At recentemente, a qualidade das previses climticas de modelos determinsticos

ainda no motivou a sua utilizao mais ampla para a previso de precipitao sazonal. Isto

ocorre em parte porque a resoluo espacial destes modelos , ainda, muito grosseira (em

torno de 100 a 200 km), o que no permite a representao de processos locais e orogrficos.

18

Muitas vezes a previso sazonal realizada de forma mais simples e direta, atravs de

um modelo emprico. Os modelos empricos relacionam a precipitao em uma regio, ou a

vazo de um rio, TSM em locais chave, chuva ocorrida na estao anterior (pr estao) e

velocidade do vento (Galvo, 1999). Nos ltimos anos surgiram muitos trabalhos relatando

os impactos do fenmeno ENSO (El Nio Oscilao Sul) sobre a precipitao e a vazo de

rios na Amrica do Sul (Amarasekera et al., 1997; Souza et al., 2000; Diaz et al., 1998;

Grimm et al., 1998a; Grimm et al., 1998b; Grimm et al., 2000; Mechoso and Perez Iribarren,

1992; Restrepo and Kjerfve, 2000; Ropelewski and Halpert, 1996; Ropelewski and Halpert,

1987). Estes trabalhos mostram que possvel prever parte da variabilidade hidrolgica de

algumas bacias com base nos indicadores do fenmeno ENSO, que so a temperatura do

oceano e a presso atmosfrica em algumas regies do Pacfico.

Os modelos determinsticos de previso de tempo utilizam a mesma metodologia

utilizada pelos modelos de previso de clima, mas so, em geral, mais detalhados. Em geral

utilizada a tcnica de modelos aninhados, isto , um modelo de abrangncia regional com

resoluo relativamente fina utilizado para a previso de tempo sobre uma regio limitada,

enquanto um modelo de resoluo menor utilizado para representar a circulao global. No

contato entre os modelos, o modelo global fornece as condies de contorno externas ao

modelo regional.

A resoluo espacial dos modelos regionais da ordem de alguns km at algumas

dezenas de km. No Centro de Previso de Tempo e Clima (CPTEC) do Instituto Nacional de

Pesquisas Espaciais (INPE) o modelo global tem uma resoluo de, aproximadamente, 200

km (uma verso de 100 km est sendo testada) e o modelo regional, que cobre apenas a

Amrica do Sul, tm uma resoluo de 40 km. Na Europa esto sendo testados modelos

regionais de resoluo espacial de 7 km (Damrath et al., 2000).

Os modelos determinsticos de previso de tempo so largamente utilizados em

diversos pases. Praticamente todas as previses de tempo veiculadas pela imprensa esto

baseadas em resultados destes modelos. Do ponto de vista da hidrologia, a utilizao das

previses destes modelos ainda incipiente, especialmente porque a precipitao a varivel

mais difcil de prever (Collier e Krzysztofowicz, 2000). No entanto, experincias recentes

demonstram que a previso quantitativa de chuva de modelos de previso de tempo com alta

resoluo espacial pode ser operacionalmente vivel para a previso hidrolgica. Neste

sentido, alguns artigos recentes sobre a previso quantitativa de precipitao nos Estados

Unidos (Yu et al., 1999), na Gr Bretanha (Golding, 2000), na Nova Zelndia (Ibbitt et al.

2000) e na Alemanha (Damrath et al., 2000) permitem afirmar que os modelos determinsticos

de previso de tempo, com resoluo espacial da ordem de menos de uma dezena de km,

19

podem fornecer previses teis para a operao de sistemas de reservatrios e para o alerta de

cheias em tempo real. Os resultados de precipitao prevista pelos modelos determinsticos

podem ser utilizados diretamente, ou depois de corrigidos com modelos estatsticos (Antolik,

2000).

O desempenho deste tipo de modelo na previso da chuva varia conforme o tipo de

precipitao predominante em uma regio em uma determinada poca do ano. De maneira

geral, as precipitaes de origem frontal so mais bem previstas do que as de origem

convectiva. Isto ocorre porque os processos que desencadeiam a chuva convectiva ocorrem

em uma escala espacial de ordem semelhante resoluo dos modelos de previso. Por isso,

em regies tropicais, onde a maior parte da chuva ocorre por processos convectivos, a

qualidade das previses inferior, como foi demonstrado em experimentos em Porto Rico

(Carter et al., 2000). Este problema dever ser reduzido medida que aumentar a resoluo

espacial dos modelos.

No contexto brasileiro, foram publicadas apenas algumas comparaes de previses de

precipitao com dados de precipitao observados. Arajo Filho e Moura (2000) apresentam

uma anlise do desempenho do modelo ETA do CPTEC, cuja resoluo espacial de 40 km,

para prever a precipitao, em termos quantitativos e com antecedncia de 24 horas, ao longo

do ms de junho de 2000, na bacia do rio Capibaribe, no Estado do Pernambuco. Este ms foi

extremamente chuvoso na regio, e os resultados mostram que o modelo ETA subestima a

precipitao. Estes autores consideraram que ainda no aconselhvel o uso das previses

deste modelo para a previso hidrolgica.

A utilizao da previso sazonal em recursos hdricos ainda no est consolidada.

Entre as razes est a diferena entre escalas espacial e temporal entre os processos que

controlam o clima no horizonte sazonal e os processos hidrolgicos relevantes no manejo de

recursos hdricos (Galvo, 1999). As previses de tempo e clima ainda so fornecidas em uma

escala espacial que no corresponde escala espacial tradicionalmente considerada na

hidrologia.

Galvo (1999) utilizou previses de precipitao com horizonte sazonal para a

previso hidrolgica em algumas bacias no Nordeste do Brasil. Foram utilizadas previses de

um modelos emprico ou estatstico e de um modelo de circula

Simulação Hidrológicas em Grandes Bacias

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