Universidade Federal de Santa Catarina Centro Tecnolgico Departamento de Engenharia Sanitria e Ambiental Apostila para Curso de Capacitao em Saneamento Ambiental HIDROLOGIA URBANA Masato Kobiyama (UFSC) Nadia Hidemi Yano Lopes (UFSC) Roberto Valmir da Silva (UFSC) Florianpolis, 2007 1INTRODUO ....................................................................................................4 1.1HIDROLOGIA..............................................................................................4 1.2HIDROLOGIA URBANA.............................................................................5 1.3URBANIZAO E REA URBANA..........................................................6 1.4CICLO HIDROLGIO..................................................................................6 2BACIAS HIDROGRFICAS................................................................................8 2.1COMPONENTES GEOMORFOLGICOS DA BACIa ................................8 2.2HIERARQUIA FLUVIAL...........................................................................10 2.3LEIS DE HORTON CARACTERIZAO DA REDE FLUVIAL...........10 2.3.1Lei de nmero de canais (1a Lei de Horton)..........................................10 2.3.2Lei de comprimento de canais (2a Lei de Horton) .................................11 2.3.3Lei de declividade de canais (3a Lei de Horton)....................................12 2.3.4Lei de reas de bacias (4a Lei de Horton Schumm) ............................12 2.4ANLISE AREAL DAS BACIAS ..............................................................13 2.4.1rea da bacia .......................................................................................13 2.4.2Comprimento da bacia .........................................................................13 2.4.3Forma da bacia.....................................................................................13 2.4.4Densidade fluvial .................................................................................14 2.5ANLISE DE RELEVO..............................................................................15 2.5.1Declividade..........................................................................................15 2.5.2Curva hipsomtrica (Curva de rea-elevao).......................................15 3EFEITOS HIDROLGICOS DA URBANIZAO...........................................16 3.1GERAL .......................................................................................................16 3.2INUNDAO.............................................................................................17 3.3EROSO.....................................................................................................18 4PRECIPITAO................................................................................................19 4.1FORMAO DA PRECIPITAO...........................................................19 4.2INTENSIDADE, DURAO, FREQUNCIA E DISTRIBUIO DA PRECIPITAO....................................................................................................20 4.2.1Freqncia de totais precipitados..........................................................20 4.3METODOLOGIA PARA OBTENO DAS EQUAES DE CHUVAS INTENSAS .............................................................................................................22 5INFILTRAO..................................................................................................25 5.1CONCEITO.................................................................................................25 5.2FATORES INFLUENCIADORES ..............................................................25 5.3MEDIO..................................................................................................26 5.4EXPRESSO MATEMTICA...................................................................27 5.5Mtodo emprico do SCS.............................................................................28 6ARMAZENAMENTO DE GUA NO SOLO.....................................................30 6.1CONCEITO.................................................................................................30 6.2ARMAZENAMENTO NO PLANO DIRETOR...........................................31 7PRECIPITAO DE PROJETO.........................................................................32 7.1HIETOGRAMA..........................................................................................32 7.1.1Conceito...............................................................................................33 7.2ESTIMATIVA DA VARIABILIDADE TEMPORAL DA PRECIPITAO33 7.2.1Mtodo Chicago...................................................................................33 7.2.2Mtodo dos Blocos alternados..............................................................34 8PROCESSO CHUVA-VAZO...........................................................................35 8.1TEMPO DE CONCENTRAO ................................................................35 8.2MTODO RACIONAL...............................................................................38 8.3HIDROGRAMA UNITRIO......................................................................39 8.3.1Hidrograma unitrio sinttico...............................................................40 8.3.2Hidrograma unitrio triangular SCS .....................................................42 8.4HIDROGRAMA DE PROJETO..................................................................43 9CONSIDERAES FINAIS...............................................................................45 10REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS .............................................................45 1 INTRODUO 1.1 HIDROLOGIA Ahidrologiaacincia(logia)dagua(hidro).SegundoUNESCO(1964), Hydrologyisthesciencewhichdealswiththewatersoftheearth,theiroccurrence, circulationanddistributionontheplanet,theirphysicalandchemicalpropertiesand theirinteractionswiththephysicalandbiologicalenvironment,includingtheir responses to human activity. Hydrology is a field which covers the entire history of the cycle of water on the earth. Ento, internacionalmente a hidrologia definida como a cinciaquelidacomaguadaterra,suaocorrncia,circulaoedistribuiono planeta, suas propriedades fsicas e qumicas e sua interao com o ambiente fsico e biolgico,incluindosuasrespostasparaaatividadehumana.Ahidrologiaocampo que cobre a inteira histria do ciclo da gua na terra. Ahidrologiatratadosprocessosfsicosrelacionadosguaqueocorremno meionatural.Oserhumano,porsuavez,criatecnologiasdemodoaadequarsua ocupaonoambiente,porissoaquantificaodadisponibilidadehdricautilizada para o planejamento e o gerenciamento dos recursoshdricos, como por exemplo no abastecimento de gua, na agricultura como irrigao e dessedentao de animais, na aqicultura, na navegao, na gerao de energia eltrica, na recreao e lazer, e na preservao da fauna e flora. O planejamento dos recursos hdricos uma atividade que visa adequar o uso, controleeproteodaguasdemandassociaise/ougovernamentais,fornecendo subsdiosparaogerenciamentodosrecursoshdricos(LANNA,2004).Afunoda hidrologiadesteprocessoauxiliarnaobtenodeinformaesbsicase fundamentaiscomonacoletaeanlisededadoshidrolgicos.AFigura1.1mostra essa funo no contexto do gerenciamento dos recursos hdricos. Figura 1.1 - Hidrologia no contexto do gerenciamento dos recursos hdricos. (Modificao de Kuiper (1971)). Assim,nota-sequeahidrologiaumacinciafundamentalnaengenhariade recursoshdricos.Aquienfatiza-seaspalavrasdeLanna(2004)asfunesda engenhariaderecursoshdricossoasadequaesespaciaisetemporais, qualitativasequantitativasdospadresdedisponibilidadeaospadresdas necessidades hdricas. 1.2 HIDROLOGIA URBANA NoBrasil,amaioriadapopulao,aproximadamente80%,viveemreas urbanasgerandoconflitoseproblemasnoambienteurbanoacarretandona degradao ambiental dos mananciais e conseqente aumento do risco das reas de abastecimentocompoluioorgnicaequmica,contaminaodosriosporesgotos domsticos, industrial e pluvial, enchente urbana gerada pela alterao do uso do solo esuaocupaoinadequadaepelogerenciamentoinadequadodadrenagemurbana devido a falta de coleta e disposio do lixo urbano (TUCCI et al., 2000). Considerando essa definio, deve-se pensar a definio da hidrologia urbana. Ahidrologiaurbanapodeserdefinidacomoahidrologiaquetratadesomenteos fenmenos encontrados na rea urbana. Ou pode ser a hidrologia que trata dos efeitos hidrolgicosdaurbanizao.Oupodesera hidrologiaque forneceosubsdioparaa realizaododesenvolvimentosustentvelnosprocessosdeurbanizao.Ento,a hidrologiaurbanadeveservirparaagestodeguasurbanas,consequentemente para o Plano Diretor de Drenagem Urbana (PDDU). Segundo Tucci e Orsini (2005), as metasdoPDDUso:(1)planejaradistribuiesespacialetemporaldagua;(2) controlaraocupaodereasdeperigodeinundao;e(3)estabeleceruma convivncia harmnica com as enchentes na rea de pequeno perigo. 1.3 URBANIZAO E REA URBANA SegundoInstitutodeEconomia(2007)querealizouoProjetoRurbano,reas urbanassodefinidascomoreasefetivamenteurbanizadasdentrodoslimitesdo permetro urbano dos municpios. Ento so as reas com construes, arruamentos e intensaocupaourbana;asreasafetadasportransformaesdecorrentesdo desenvolvimento urbano, tais como reas de lazer, aterros, etc; as reas reservadas expanso urbana e adjacentes s reas anteriores.Nosistemaurbano,aaohumanapredominante,provocandomudanas intensaserpidas.Muitasvezes,aurbanizaodestriparcialmenteoutotalmente ecossistemasimportantes,causandoimpactosnegativossobreafloraefauna,bem comoprejuzossatividadeshumanascomdanosscio-econmicos.Assim,o sistemaurbanotemcaractersticasdiferentesdosecossistemasnaturais(MOTA, 1999). Kobiyama(2000)definiuaurbanizaocomooconjuntodetrsaes:(1) retirada da vegetao e do solo, (2) revestimento do terreno com concreto e asfalto, e (3) rejeio de gua (escoar a gua da chuva o mais rpido possvel). Na hidrologia, o graudeurbanizaoavaliadocomataxadereasimpermeabilizadas.Ento, parece que, hidrologicamente, a urbanizao possui efeitos negativos. Comessarazo,Kobiyama(2000)propsaruralizaocomoprocesso contrriourbanizao,eadefiniucomoconvivnciacomplantas,terraeguade chuva ou conjunto das aes de recuperao da vegetao, a terra e a gua com seus aproveitamentoseconvivnciaemharmoniacomelas.Essaruralizaopodeser considerada como nova fase para o desenvolvimento urbano. Naprtica,aesdaruralizaoso,porexemplo,arborizaourbana, aproveitamento de gua da chuva no meio urbano, entre outros. Realizando diversos estudosdecasoemFlorianpolis,KobiyamaeHansen(1998) mostraramviabilidade econmicadosistemadeaproveitamentodeguadachuvaeseuefeitohidrolgico positivo(reduodepicodehidrograma).Estesautoresmencionaramqueo importantepapeldestesistema,almdocontroledeenchente,acontribuio educao ambiental da populao sobre os recursos hdricos. Talvez, este papel deva ser o mais importante. 1.4 CICLO HIDROLGIO Ociclohidrolgico(objetoprincipaldahidrologiaetambmdahidrologia urbana)oprocessonaturaldeevapotranspirao,condensao,precipitao, deteno,escoamentosuperficial,interceptao,infiltrao,percolaonosolo, escoamentodeguasubterrnea,escoamentosfluviaiseinteraesentreesses componentes.Ametadahidrologiaquantificarosvolumesarmazenadosnos componentesterrestreseasquantidadestransportadasdeguasentreeles.Os componentes do ciclo hidrolgico se chamam os processos hidrolgicos. ConformeTucci(2004),osprocessoshidrolgicosfazempartedeum fenmenoglobaldecirculaofechadadaguaentreasuperfcieterrestreea atmosfera, impulsionado principalmente pela energia solar associada gravidade e rotaodaTerra.Almdisso,ociclohidrolgiconoumfenmenoisolado,ele resultadeumainteraoentreprocessoshidrolgicos,geomorfolgicosebiolgicos, tendocomoagentesdinmicosaguaeoclima,cadaprocessointerfereesofrea interfernciadosdemais.Alitosferaagesobreabiosferacomofornecedorde alimentosmineraiseorgnicos,servindodesubstratoparatodososseresvivos (KOBIYAMA et al., 1998). Ociclohidrolgicopodeserdescritobastantedetalhadamente,especialmente para hidrologia em encosta. Entretanto, em grosso modo, ele pode ser compreendido em quatro etapas (Figura 1.2): a)precipitao:guaprovenientedaatmosfera,queatingesuperfcie terrestre.Existemdiversasformasdeprecipitaocomoneblina,chuva,granizo, saraiva, orvalho, geada e neve; b)escoamentosubterrneo:Ainfiltraoapassagemdeguadasuperfcie para o interior do solo. A gua abaixo da superfcie percola por efeito da gravidade ou de capilaridade, passando a formar a gua subterrnea; c) escoamento superficial: o conjunto das guas que se desloca na superfcie da terra. O estudo do escoamento superficial engloba, portanto, desde a simples gota dechuvaquetombasobreosolo,saturadoouimpermevel,eescorre superficialmente, at o grande curso de gua que desemboca no mar; d)evapotranspirao:aevaporaooconjuntodosfenmenosfsicosque transformam em vapor a gua precipitada sobre a superfcie do solo, das guas e das plantas.Atranspirao oprocessodeevaporaodecorrentedeaes fisiolgicas dosvegetais eanimais.Comoesses fenmenosocorremsimultaneamenteedifcil trat-los separadamente, mais conveniente tratar o conjunto desse processos fsicos efisiolgicos,ouseja,aevapotranspirao.FoiThronthwaitequeiniciouutilizareste termo tcnico na dcada de 40 do sculo XX (PEREIRA et al., 1997). Para gestor de recursoshdricos,aevapotranspiraofenmenonegativodevidoaofatoondeela reduzadisponibilidadehdricadabacia.Entretanto,elafornecevaporatmosfera, mitigando o microclima e tambm possibitando a formao de nuvense precipitao. Portanto, um fenmeno indispensvel no ciclo hidrolgico. Figura 1.2 Ciclo hidrolgico 2 BACIAS HIDROGRFICAS BaciaHidrogrficadefinidacomoumaregiosobreaterra,naqualo escoamentosuperficialemqualquerpontoconvergeparaumnicopontofixo, chamadoexutrio.DeacordocomBrasil(1987),amicrobaciahidrogrficaconstitui uma unidade ideal para o planejamento integrado do manejo dos recursos naturais no meio ambiente para executar aes voltadas para a pratica de manejo e conservao dos recursos naturais renovveis, evitando sua degradao e objetivando um aumento sustentado da produo e produtividade. Existe a utilizao confusa dos termos bacias emicrobacias.Emboradiversosautorestentaramdiferenciarestesdoistermos tcnicos, ainda hoje no h senso comum para isto. O solo, a gua e os nutrientes so coordenados dentro da bacia, tais matrias circulamnabacia,comumadinmicagovernadapelocomportamentodagua.Por isso, a bacia a unidade tima para estudo e planejamento de recursos naturais. Do pontodevistadogerenciamento,abaciaincluicorposdeguadetodosostipos (arroios,rios,banhados,lagos,etc.),almdosolo,subsolo,rocha,atmosfera, fauna, flora, espao construdo e sociedade. A combinao destes fatores constitui o conceito de manejo integrado de bacia hidrogrfica. 2.1 COMPONENTES GEOMORFOLGICOS DA BACIA A bacia hidrogrfica principalmente formada por dois componentes: encosta e rede fluvial. A configurao da encosta pode ser identificada pela considerao de sua forma de perfil ou plana com respeito ao plano vertical e, portanto em plano horizontal paralelo para os contornos. Estas duas formas fornecem uma imagem tridimensional e indicamasformasdedeclividadedaencostaqueresultamdacombinaode Precipitao Evapotranspirao Escoamento Superficial Escoamento Subterrneo unidadesplanas,cncavaseconvexas.Osmapasdecontornofornecemumafonte convenientedeinformaodoformatodadeclividade,maspoucospropsitosgerais de mapas de contornos so suficientemente acurados para a utilidade na pesquisa da geomorfologia (SELBY, 1993). Seguindoomesmoautor,oconhecimentodoperfilforneceinformaesda relaoentreaformadadeclividadedaencostacom:processos,caractersticasdo soloedarocha,talcomoagradedeintemperismo,estabilizaodeencosta, hidrologia e cobertura vegetal. Aencostapodeserclassificadaemretilnea,quandooperfildavertente apresentaosngulosaproximadamenteconstantes;convexa,quandooperfilde vertentenoapresentadiminuiodosngulosemdireoajusanteecncava, quando o perfil de vertente no apresenta aumento dos ngulos em direo a jusante (CHRISTOFOLETTI,1980).Essaclassificaovaleparaossentidosverticale horizontal, assim, foi realizado por Ruhe (1975) um cruzamento entre as classificaes e os sentidos como se verifica na Figura 2.1. Figura2.1-Geometriaedeclividadeemencostas.Asetapontilhadaindicaa tendnciadefluxodecanalinicialeasetacheiarepresentaatendnciadefluxono canal concentrado. Fonte: Ruhe (1975) modificado por Checchia (2005). Os rios so classificados em trs tipos: (1) perenes: rios que drenam gua no decorrer do ano todo; (2) intermitentes: rios que funcionam durante a estao chuvosa parte do ano, mas tornam-se secos em estaes de pouca chuva; e (3) efmeros: rios que existem durante e imediatamente aps uma chuva. 2.2 HIERARQUIA FLUVIAL Ahierarquiafluvialconsistenoprocessodeseestabeleceraclassificaode determinado curso de gua (ou da rea drenada que lhe pertence) no conjunto total da bacia na qual se encontra. Horton (1945) desenvolveu um mtodo de hierarquizao dos corpos de gua. Strahler(1952)modificouomtododeHorton(1945),retirandoasubjetividadedo mesmo.Alemdestes,existemmaismtodosparahierarquizararedefluvial,por exemploScheidegger(1965)eShreve(1966).Estesltimosdoismtodossomais racionais e matemticos. Entretanto, devido a fcil execuo e a maior popularizao, o mtodo de Strahler (1952) considerado melhor mtodo. OmtododeStrahlerconsisteemclassificarosmenorescanais,sem tributrios, de 1a ordem. Assim sendo, todos os nascentes do rio so de 1a ordem. Os canais de 2a ordem surgem da confluncia de dois canais de 1a ordem, e s recebem afluentes de1a ordem. Os canais de 3a ordem surgem da confluncia de dois canais de2aordem,podemreceberafluentesde2aede1aordens.Oscanaisde4aordem surgemdaconflunciadedoiscanaisde3aordem,podendorecebertributriosdas ordens inferiores, e assim sucessivamente. Esta classificao estendendo-se desde a nascente at a confluncia. EstendendoaclassificaodehierarquizaodeStrahler(1952),Tsukamoto (1973)introduziuonovoconceitoordemzero.Estelocaldeordemzeroonde ocorreerososuperficialesubsuperficial,consequentementesendoafontede sedimentoembaciahidrogrfica.Osaspectoshidrogeomorfolgicosemordemzero foram discutidos com medio em campo, por Tsukamoto e Minematsu (1987). 2.3 LEIS DE HORTON CARACTERIZAO DA REDE FLUVIAL Horton(1945)demonstrouasrelaesempricasdatotalidadede caractersticasda rede dedrenagemdeumabacia,estabelecendoquatro taxas,que tendemaserconstantesemumabacia.Nota-sequeasLeisdeHortonsovlidas mesmo que o mtodo de Strahler seja utilizado. 2.3.1 Lei de nmero de canais (1a Lei de Horton) Nesta lei, a taxa de bifurcao definida com a seguinte equao: 1 +=NNRb( = 1, 2, , - 1)(2.1) ondeNonmerodesegmentosdadeterminadaordem,sendoamxima ordem.Emumadeterminadabacia,ovalordestataxaconstante.Leopoldetal. (1992)eSmart(1972)apresentaramqueovalordataxadebifurcaovaria normalmenteentre2e 4eentre3e5,respectivamente.SegundoBorsatoeMartoni (2004), o seu valor varia pouco de regio para regio, no entanto valores altos podem ser encontrados em regies de vales rochosos escarpados. Como N = 1, a equao (2.1) torna-se: ( ) =bR N ( = 1, 2, , )(2.2) Portanto, 111==bbRRN(2.3) Apsdaanlisedeumabacia,arelaoentreeNpodeserplotadanogrfico semi-log (Figura 2.1). Fazendo uma regresso linear, obtm-se: 1 1 10log b a N = (2.4) onde a1 e b1 so constantes. Comparando as equaes (2.1) e (2.4), obtm-se: 110bbR = (2.5) Figura 2.1 Expresso grfica das Leis de Horton 2.3.2 Lei de comprimento de canais (2a Lei de Horton) A taxa dos comprimentos mdios, que constante para cada bacia de estudo, definida como: LLRl1 += ( = 1, 2, , - 1)(2.6) onde L ocomprimentomdiodossegmentosdedeterminadaordem.Os resultadosempricosdeSmart(1972)mostraramumavariaodataxade comprimentosentre1,5e3,5paraasbaciasnaturais.Aequao(2.6)podeser modificada como: ( ) 11 =lR L L ( = 1, 2, , )(2.7) onde1 L o comprimento mdio dos segmentos de 1 ordem. Plotanto a relao entre e Lno grfico semi-log (Figura 2.1), obtm-se: 2 2 10log b a L + = (2.8) onde a2 e b2 so constantes. Comparando as equaes (2.6) e (2.8), obtm-se: 210blR = (2.9) 2.3.3 Lei de declividade de canais (3a Lei de Horton) Ataxadedeclividademdiadecadasegmento,queconstanteparacada bacia de estudo, definida como: 1 +=SSRs( = 1, 2, , - 1)(2.10) onde S adeclividademdiadossegmentosdedeterminadaordem.Aanlise dosmapastemsidodesenvolvidamaisbi-dimensionalmente.Comoadeclividade possuioaspectovertical,seuestudonecessitaumaabordagemtridimensional.Por estarazo,estaleinotemsidoinvestigadamuitocomparadacomasduasleis anteriores. Morisawa (1962) comentou que a 3a Lei de Horton vlida caso uma bacia possui uma condio litolgica homognea. A equao (2.10) pode ser modificada como: ( ) 11 =sR S S ( = 1, 2, , )(2.11) onde1 S a declividade mdia dos segmentos de 1 ordem. Plotanto a relao entre e Sno grfico semi-log (Figura 2.1), obtm-se: 3 3 10log b a S = (2.12) onde a3 e b3 so constantes. Comparando as equaes (2.10) e (2.12), obtm-se: 310bsR = (2.13) 2.3.4 Lei de reas de bacias (4a Lei de Horton Schumm) Embora Horton (1945) mencionou uma existncia da relao matemtica entre a ordem do rio e o tamanho da bacia, foi Schumm (1956) que quantificou esta relao. Ataxadereamdiadabaciadecadaordem,queconstanteparacadabaciade estudo, definida como: AARA1 += ( = 1, 2, , - 1)(2.14) onde A a rea mdia das bacias da determinada ordem . Segundo Smart (1972), ataxadereavariaentre3a6paraasbaciasnaturais.Aequao(2.14)podeser modificada como: ( ) 11 =AR A A ( = 1, 2, , )(2.15) onde1 A a rea mdia das bacias da 1 ordem. Plotanto a relao entre e Ano grfico semi-log (Figura 2.1), obtm-se: 4 4 10log b a A + = (2.16) onde a4 e b4 so constantes. Comparando as equaes (2.14) e (2.16), obtm-se: 410bsR = (2.17) Nota-se que, para uma bacia determinada, os valores da mxima ordem, dos nmeros dos segumentos de uma determinada ordem, dos comprimentos mdios dos segmentos, entre outros aumentam com o aumento da escala do mapa. Entretanto, os valores das taxas acima mencionadas no sofrem com alterao da escala do mapa (YANG e STALL, 1971). Portanto, estas taxas demonstram as caractersticas da rede fluvial. 2.4 ANLISE AREAL DAS BACIAS 2.4.1 rea da bacia Umabaciaconstitudaportodaareadrenadapelosistemafluvial.Sua projeo em plano horizontal (mapa) permite determinar o permetro (P) e a rea (A) dabaciacomoplanmetro,papelmilimetradooutcnicascomputacionais.Sherman (1932)mencionouainflunciadascaractersticasmorfolgicasdabaciasobrea vazo. fundamental saber primeiro o valor de A para qualquer estudo hidrolgico. 2.4.2 Comprimento da baciaExistemdiversosmtodosparadeterminarocomprimentodabacia(L) (CHRISTOFOLETTI,1980).Entretanto,ocomprimentodorioprincipal,ouseja,a distnciaapartirdoexutrioatodivisordabaciacomumenteutilizadacomo comprimento. O comprimento da bacia variar conforme a hidrografia e a altimetria. 2.4.3 Forma da bacia Definindoalargura mdiaBcomoA/L,Horton(1932)propuso fator da forma da bacia (Sf) como: ALBLSf2= = (2.18) E o inverso de Sf foi definido como a taxa de forma (F), ou seja, 21LALBSFf= = = (2.19) Em geral, B < L. Portanto, teoricamente, o valor de F inferior a um. Supondo que o valor de F seja constante, a equao (2.19) implica que L seja proporcionalraizquadradadeA.Entretanto,istonoacontecenarealidade. Segundo Hack (1957) que estudou o Vale de Shenandoah nos EUA, 6 , 05 , 1 A L = (2.20) ondeAeLpossuemasunidadesdemilhae(milha)2.Leopoldoetal.(1992) generalizou a equao (2.20) para: nA L = (2.21) Takayama (1974) realizou uma reviso bibliogrfica de estudos sobre os valores de n, mostrando que n = 0,59 a 0,61. Segundo Hack (1957), a razo na qual n no igual a 0,5 que a bacia tende tornar-se mais comprida quando ficar maior. A equao (2.21) conhecidacomoaLeideHack,sendoutilizadocomoumdostpicosexemplosde fractal (por exemplo, RODRIGUEZ-ITURBE e RINALDO, 1997) Ainda,aformadabaciapodeserdeterminadapelondicedecompacidade (Kc),segundoGarcezeAlvarez(1988),arelaoentreopermetrodeumabacia hidrogrfica e a circunferncia de crculo de rea igual da bacia. Dessa forma, Kc = 1 para uma bacia perfeitamente circular. Assim, para uma bacia qualquer, obtm-se: APKc = 28 , 0 (2.22) ondePeAso,respectivamente,opermetroemkm ereadabaciaemkm.Este ndice varia com a forma da bacia, quanto mais irregular for a bacia, tanto maior ser o ndice de compacidade. Quanto menor valor deste parmetro, a bacia possui a maior potencialidadedeterenchentes.Portanto,elepodeserutilizadoparaestudo preliminar da bacia sobre enchente. 2.4.4 Densidade fluvial Existemdoistiposdedensidadefluvial:densidadededrenagemedensidade de rio (freqncia de drenagem): ALDd==1 (2.23) ANDr==1 (2.24) onde Dd a densidade de drenagem em km-1; Dr a drenagem do rio em km-2. Podemocorrervrioscasostaiscomoduasbaciascomsemelhantesvalores de Dd possuem diferentes valores de Dr ou vise versa (Figura 2.2). Entretanto, Melton (1958) mostrou empiricamente a relao entre essas duas densidades como: d rD D = 694 , 0 (2.25) Figura 2.2 Diferena entre densidade de drenagem e densidade de rio. (a)(b) Dr = DrDd = Dd Dd > DdDr > Dr 2.5 ANLISE DE RELEVO 2.5.1 Declividade Aqui,adota-seomtododequadrculasparaestimaradeclividademdiada bacia. No caso de mapa com escala 1:50.000 ou 1:25.000, traase uma quadrcula, sendo cada lado de 1 km. Dentro de cada quadrcula, calcula-se as altitudes mnima e mximaecalcula-seadeclividademdiadamesma,podendodeterminara distribuio porcentual de declividade dos terrenos. Assim sendo, a declividade mdia da bacia calculada como: ( )Aa dDm =(2.26) ondeDmadeclividademdia,d adeclividademdiaentredoisvaloresda declividade; a a rea que possuid ; e A a rea total. Adeclividademediana(Dm*)aquelaquecorrespondeao50%darea, podendo, ento, ser calculada na curva de distribuio de declividades.Ainda,pode-sedeterminaradeclividademdiadocursodeguaentredois pontos, sendo obtida dividindo-se a diferena total de elevao do leito pela extenso horizontaldorio(Equao(2.27)).Operfillongitudinalrepresentadoplotandoos comprimentosdesenvolvidosdoleitonoeixodasabscissaseaaltitudedocursode gua no eixo das ordenadas (GARCEZ e AlVAREZ, 1988). riomenor maiorExtensoCota CotaDT= (2.27) 2.5.2 Curva hipsomtrica (Curva de rea-elevao) No mapa, mede-se a rea de cada faixa entre duas altitudes determinadas com o mtodo de quadrculas ou com o planmetro. No grfico, coloca-se a altitude no eixo vertical(ordenada)eareaacumulada(ousuaporcentagem)noeixohorizontal (abscissa).Aplotagem geraumacurvacamadaacurvahipsomtrica.Ainda,apartir do mapa, pode-se determinar as altitudes mxima e mnima. A curva hipsomtrica a representao grfica do relevo mdio de uma bacia, mostrandoavariaodaelevaonabacia,epode-sedeterminaraaltitudemdia como: ( )Aa hHm =(2.28) onde Hm a altitude mdia,h a altitude mdia entre duas curvas de nvel; a a rea entre as curvas de nvel; e A a rea total. Aaltitudemediana(Hm*)aquelaquecorrespondeaos50%darea, podendo, ento, ser calculada na curva hipsomtrica.Nocasoqueaordenadaapresentaataxadealtura(h)sobrealturatotal(H), isto h/H, e que a abscissa apresenta a taxa de rea (a) sobre a rea total (A), isto a/A,acurvasechamaacurvahipsomtricaemporcentagem,sendoaplicadapara comparar vrias bacias que possuem diferentes tamanhos e altitudes. 3 EFEITOS HIDROLGICOS DA URBANIZAO 3.1 GERAL O Brasil apresentou um processo de urbanizao acelerado aps a dcada de 60,gerandocidadessemplanejamentourbanoecausandoefeitosnasrespostas hidrolgicas nestas reas.As conseqncias da urbanizao da bacia so: (1) o aumento significativo na freqnciadasinundaesdevidoaoaumentodavazomximacausadopela impermeabilizaodasedificaes,viasepisos;(2)areduodaevapotranspirao comodesmatamentoeaimpermeabilizao;(3)oaumentodaproduode sedimentosocasionadapelodesmatamentoeadeterioraodaqualidadedagua comalavagemdassuperfciesurbanasquecarreiammaterialslidoeodescarte inadequadodosresduosslidos,esteaindacontribuiparaaobstruoda microdrenagem (TUCCI, 1997). Ascausasdaurbanizaoeseusrespectivosefeitoshidrolgicosso apresentadosnaTabela3.1.AFigura3.1 mostraofluxogramasimplificadodoefeito hidrolgico da urbanizao. Tabela3.1-Relaoentreascausasdaurbanizaoeseusrespectivos efeitos hidrolgicos Causas da urbanizaoEfeitos hidrolgicos ImpermeabilizaoAumento do escoamento superficial Reduo da evapotranspirao Reduo da infiltrao Reduo do escoamento subterrneo Redes de drenagemMaiores vazes a jusante Desmatamento Crescimento desordenado Ocupao das vrzeas Aumento do escoamento superficial Reduo da evapotranspirao Eroso Assoreamento no sistema de drenagem Maiores prejuzos sociais e econmicos LixoDegradao da qualidade da gua Entupimento da microdrenagem Redes de esgotos precriosDegradao da qualidade da gua, adicionado a doenas de veiculao hdrica. Fonte: adaptado de PORTO et al., 2004. Figura3.1-Processosqueocorremnumabaciaurbana.Fonte:adaptadode HALL (1984)1 citado por PORTO et al. (2004). 3.2 INUNDAO A enchente o aumento do nvel do curso de gua, excedendo a vazo mdia, no entanto a gua fica contida no canal. Quando a gua passa do limite da margem, causandootransbordamentodeplanciesdeinundao,ocorreofenmenoda inundao (KOBIYAMA et al., 2006b).As inundaes podem ser classificadas em funo da magnitude (excepcional, grande,normalepequena)eemfunodopadroevolutivo(gradual,brusca, alagamento e litorneas) (CASTRO, 2003). As inundaes graduais e bruscas so as principaiscausadorasdassituaesdeemergnciaouestadodecalamidade (KOBIYAMA et al., 2006b). 1 HALL, M. J. Urban hydrology. Essex: Elsevier, 1984. Urbanizao Densidade populacional aumenta Densidade de construes aumenta Aumento do volume de guas servidas Aumento da demanda de gua Problemas de recursos hdricos Aumento da rea impermeabilizada Sistema de drenagem Alterao do clima urbano Aumento da velocidade de escoamentoDiminuio dos tempos de concentrao e recesso Degradao da qualidade das guas pluviais Degradao dos cursos receptores Problema de controle de poluio Aumento do escoamento superficial direto Aumento dos picos das cheias Problemas de controle de inundaes Diminuio da recarga subterrnea Diminuio das vazes bsicas Ainundaogradualcaracterizadapelaelevaolentadaguaporpossuir umapequenavelocidadedeescoamento,permanecendoemsituaodecheia duranteumtempo,paraemseguidaescoargradualmente,oresultadodeuma chuva longa e constante sobre uma grande rea. Ainda, este tipo de inundao possui umaperiodicidadeeabrangeumaextensareadeimpacto(CASTRO,2003).O hidrograma da inundao gradual reflete suas caractersticas por crescer e decrescer lentamente. Conforme Kobiyama et al. (2006b), a inundao brusca causada pela chuva intensa, concentrada e de curta durao, ocorrendo a enxurrada, a elevao da gua ocorrerapidamentedevidoorpidoescoamentoesuareadeimpacto frequentementepequena.Ohidrogramadainundaobruscacaracterizadapela rpida elevao da vazo de pico e como sua velocidade alta, rapidamente o fluxo decresce. 3.3 EROSO Aerosoofenmenododesgastedasrochasedossolospela desagregao, deslocamento ou arrastamento das partculas por ao da gua ou do vento, causando um movimento coletivo descendente de material slido numa encosta sobainflunciadagravidade.Estesmovimentosocorrem,emsuamaioria,com elevadosvolumesdeprecipitao,sejamdecurtaoulongadurao,porfornecer condies para a diminuio da resistncia do solo (CARVALHO, 1994; SELBY, 1993; GUIDICINI e IWASA, 1976). A eroso ocorre de duas formas a geolgica e a acelerada. A primeira ocorre naturalmente modelando e revolvendo a superfcie com o arranque das partculas e o seudeslocamentosemintervenohumana.Asegunda,tambmchamadade antrpicaprovocadapelaintervenohumana(CARVALHO,1994).AFigura3.2 mostra o esquema geral da eroso. Sidle et al (2004) classificaram a eroso como desastre crnico, comentam que o desastre crnico gera prejuzos ambientais, especialmente ao longo prazo. A eroso dosolopodecausardesertificao,degradao,inundaocosteira,entreoutros, podendo resultar na incidncia de mais eventos catastrficos. Schumm (1994) e Gares et al. (1994) tambm mencionaram que, embora a eroso em encosta no representa perigoaparente(pois,nocausamortes),ocustoparaprevenooucontrolepode ser bem elevado. Alm disso, Froehlich et al. (1990) afirmaram que desastres naturais crnicossofreqentementesubestimadosouignoradosequandoregistrados, somente registros histricos so analisados. Figura 3.2 - Esquema geral da eroso. Fonte: adaptado de Carvalho (1994). 4 PRECIPITAO 4.1 FORMAO DA PRECIPITAO A precipitao a gua proveniente do vapor de gua da atmosfera depositada nasuperfcieterrestrecomochuva,granizo,orvalho,neblina,neveougeada.Neste sentido, a atmosfera considerada como vasto reservatrio e sistema de transporte e distribuiodovapordegua.Nocasodechuva,hdiversasduraes,cuja distribuio influenciada pela intensidade de chuva.Aformaodasprecipitaesestligadaascensodasmassasdeare podem ocorrer devido a trs fatores (BACK, 2002).(1)Convecotrmica:oaquecimentodesigualdasuperfcieterrestreprovocao aparecimentodecamadasdearcomdensidadesdiferentes,oquegerauma estratificaotrmicadaatmosferaemequilbrioinstvel.Seesseequilbriopor qualquermotivoporrompido(ventos,superaquecimento)provocaumaascenso Eroso Agentes erosivos Formas de eroso Geolgica: natural Acelerada: antrpica Ativo PassivoTipos de eroso Elica: partculas secas perdem coeso Fluvial: ao das correntes do rio Hdrica superficial Pluvial: impacto das gotas; Escoamento difuso: filetes de gua formam os sulcos; Escoamento difuso intenso: filetes de gua que percorrem maiores distncias; Escoamento concentrado: sulcos aos poucos sofrem deslizamentos e formam voorocas; Lenol ou laminar: chuvas fortes e solo saturado permitem que uma lmina de gua escoe. Remoo em massa Lenta: rastejo ou cripe e solifluxo movimento contnuo de escorregamento de camadas superficiais sobre as profundas. Rpida: desprendimento do solo (escorregamento), escoamento superficial (ruptura de talude) e escorregamento profundo. Topografia Gravidade Tipo de solo Cobertura vegetal Formaes superficiais Ao humana gua Temperatura Insolao Vento Gelo Neve Ao de microorganismos Ao humana brusca e violenta do ar menos denso, capaz de atingir grandes altitudes. Este tipo de precipitao tpico das regies tropicais. (2)Orogrfica:ocorrequandooarforadoatransporbarreirasdemontanhas. comum na Serra do Mar. (3)Ao frontal de massas: resulta da ascenso do ar quente sobre o ar frio na zona de contato entre duas massas de ar de caractersticas diferentes. Seguindoomesmoautor,aprecipitaopodesercaracterizadaconformeas seguintes caractersticas: (1)Alturapluviomtrica(h):quantidadedechuvaexpressapelaalturadegua acumulada sobre uma superfcie plana horizontal. Normalmente expressa em mm; (2)Durao(t):intervalodetempodecorridoentreoinstantequandoseinicioua chuva e seu trmino. Normalmente expresso em minutos ou horas; (3)Intensidade(i):velocidadedechuvaquerelacionaaalturapluviomtricaea durao, isto i = h/t. Geralmente expresso em mm/minutos ou mm/horas; (4)Freqncia(F):nmerodeocorrnciasdeumadeterminadaprecipitaono decorrer de um intervalo de tempo fixo Aprecipitaomximaaocorrnciaextremadeumevento,comdurao, distribuiotemporaleespacialcrticaparaumabaciahidrogrfica.Asprecipitaes mximassocaracterizadaspontualmentepelascurvasdeintensidade,duraoe freqncia e pela precipitao mxima provvel (VILLELA e MATTOS, 1975).Entende-se como chuva intensa uma forte precipitao contnua com durao de poucas horas, no mximo (2 horas, em geral). 4.2 INTENSIDADE,DURAO,FREQUNCIAEDISTRIBUIODA PRECIPITAO As quantidades precipitadas so variveis no decorrer do tempo. Por isso, costuma-se definir a intensidade instantnea (i): i = dh/dt (4.1) ondedhoacrscimodealturapluviomtricanodecorrerdointervalodetempo infinitesimal dt. Naprtica,intensidademdia(im)nointervalofinitotoato+t expressa como: +=t ttmoo tidti(4.2) Nestecaso,suaunidademm/houmm/min.Quandoachuvaduraumou mais dias, expressa em geral em altura precipitada e no em intensidade. necessrioconhecerarelaoenteaintensidadeparacadaduraoea freqncia de precipitao para o dimensionamento correto de obras hidrulicas. Vale lembrar que a intensidade mdia decresce com o aumento da durao e que para uma mesmadurao,evidentemente,aintensidadeaumentacomadiminuioda freqncia, ou seja, com o aumento do tempo de retorno. 4.2.1 Freqncia de totais precipitados Analisam-seestatisticamenteasobservaesrealizadasnospostos pluviomtricos,verificando-secomquefreqnciaaprecipitaoassumedada magnitude. Os dados so ordenados em ordem decrescente e a cada um atribudo o seu nmero de ordem m (m variando de 1 a n, sendo n = nmero de observaes). Afreqnciacomque foiigualadoumeventodeordem mpodeser realizado pelos mtodos Califrnia e Kimbal, respectivamente apresentadas nas Equaes 4.3 e 4.4. Mtodo Califrnia:mFn= (4.3) Mtodo Kimbal: 1mFn=+(4.4) A freqncia da precipitao est relacionada ao perodo de retorno ou perodo derecorrnciaoutempoderetornoquecorrespondeaointervalo mdiodeanosem que pode ocorrer ou ser superado um evento e pode ser determinado como mostra as Equaes 4.5 e 4.6: 1TF= (4.5) quando n elevado. 1TP=(4.6) quando n pequeno, onde P estimativa de probabilidade terica. Nota-seque,comoototalanualdeprecipitaoformadopelasomados totaisdirios,arepartiodasfreqnciasseadaptabemleideGauss,isto,a distribuiodasfreqnciasseencontraadistribuionormalexpressadapela Equao 4.7: | | | | = =zudu e x X P x F2 /221(4.7) ondexumdeterminadototalanualdeprecipitao;F(x)aprobabilidadedeum total anual qualquer ser inferior ou igual a x; z uma funo linear de x, denominada varivel reduzida, e pode ser calculada pela Equao 4.8: x Xz= (4.8) Paraanlisedetotalanualdeprecipitao,utiliza-seumgrficoespecial chamado papel probabilstico aritmtico-normal onde a escala vertical tal que a lei deGausslinearizada.Nestegrfico,adistribuionormalseapresentacomouma retaquepassaportrspontoscaractersticos,X ,X ,X + ,cujasfunesde distribuio soF X ( ,F X ( eF X (+ , respectivamente. Avariaodaintensidadecomafreqnciapodeseranalisadapelomtodo estatstico,nestetrabalhoabordaremosadistribuiodeGumbelqueapresentao procedimento (BACK, 2002): (1)Escolhe-se a intensidade mxima de cada ano durante n anos, para cada durao t, usando o pluviograma (hietograma) obtido. (2)Obtm-seumasrieanual,constitudapelosanos(n)eprecipitaesmximas (Xi),paracadadurao.Assim,amdiaeodesviopadroamostralso determinadas pelas Equaes 4.9 e 4.10: nXXnii ==1(4.9) ( )112= =nX Xnii(4.10) (3)Calcula-se a varivel reduzida Y para cada perodo de retorno (T) pela Equao 4.11: 1ln lnTYT ( | |= |(\ (4.11) (4)Determina-se os valores da mdia (Yn) e do desvio padro (n ) da varivel reduzida Y pelaTabela 1 (em anexo) em funo do nmero de valores da srie de dados. (5)Calcula-se o valor mximo esperado da precipitao pela Equao 4.12: ( )nnX X Y Y= + (4.12) 4.3 METODOLOGIAPARAOBTENODASEQUAESDECHUVAS INTENSAS Aestatsticadosvaloresextremosumdosmtodosindicadosparacaracterizara distribuiodasprecipitaesmximas.Aanlisedasrelaesintensidade-durao-freqncia das chuvas observadas permite determinar para os diferentes intervalos de durao,qual o tipo de equao e qual o nmero deparmetros dessa equao que melhor caracterizam aquelas relaes (VILLELA e MATTOS, 1975). Primeiramente, necessrioaobtenodedadosdesriesdeprecipitaesmximasanuaispara duraesde5,10,15,20,30,45,60,90e120minutosepelomtododeGumbel estimaraintensidademximadechuvaesperadaparaumdeterminadoperodode retorno (T) (BACK, 2002). ConformeBack(2002),arelaointensidade-durao-freqncia normalmente expressa pela Equao 4.13: ( ) ( )nm mC aTit b t b= =+ +(4.13) onde i a intensidade mxima mdia para a durao t; T o perodo de retorno; C, a, b, m e n so os parmetros de ajuste. A Equaopode ser transformada em logartmicos, obtendo a Equao 4.14: log log log( ) i C m t b = + (4.14) Comparando a Equao 4.14, com a Equao da reta 4.15: Y A BX = + (4.15) Tem-se a seguinte relao: log ;log ;log( ) Y i A C B me X t b = = = = + . OvalordebestimadoportentativaqueresultarnomaiorvalordeR aplicandoologaritmodaintensidadeesperadaemcertoperododeretornoedos valores de (t+b). Os valores de C e m so determinados pela equao da reta, plotando no eixo das abscissas o log (t+b) e no eixo das ordenadas o log (i) de certo perodo de retorno (T). Ainda, o parmetro m obtido pela mdia dos valores obtidos. Aobtenodosparmetrosaendeterminadopelatransformao logartmica da relao nC KT = , resultando na Equao 4.16: log log log C K m T = + (4.16) AEquaocomparadacomaEquaodareta(),paraosdeterminados perodosderetorno,obtendo-seosvaloresdeAeBeconseqentementeos parmetros10AK = en B = .Destaforma,aequaodechuvasintensaspodeser determinada. Os parmetros de equao de chuvas intensas podem ser verificados quanto a qualidadeeseremajustadospeloerropadrodeestimativaparacadaperodode retorno como mostra a Equao 4.17: nIe IoEp=2) ((4.17) onde Ep o erro padro, Io a intensidade calculada pelo mtodo de Gumbel, Ie a intensidadeestimadapelaequaode chuvasintensasenonmero deintervalos considerados da durao da chuva. Casoossomatriosdoserrossejamrelativamentebaixos(cercade10%no mximo), se valida a equao determinada anteriormente, no entanto se este erro for maior,deve-sevariarnovamenteosvaloresdeb,buscandoomelhorajuste (FENDRICH, 1998). A Tabela 4.1 mostra as equaes de chuva intensa (t em minutos eTemanos)paramunicpiosdeSantaCatarina.Osparmetrosdaequaoforam adquiridos do trabalho de Back (2002). Tabela 4.1: Equaes de chuva intensa para municpios de Santa Catarina. MunicpioEquao t 120min e T anos Joaaba 0,15970,6649622, 7( 8,1)Tit=+ Capinzal 0,17890,6649666, 4( 8,1)Tit=+ Campos Novos 0,16070,6649777, 4( 8,1)Tit=+ Chapec 0,14650,6647716, 5( 8,1)Tit=+ Florianpolis 0,24570,6504899, 3( 7, 6)Tit=+ Exemplo: DadaasintensidadesmximasdechuvaesperadasparaUrussanga(mm/h) nos tempo de durao de 5, 10, 15, 20, 30, 45, 60, 90 e 120 minutos e nos perodos deretornode2,5,10,15,20,25,50e100anoscomomostraaTabela4.2. Determinar a equao de chuva intensa para este municpio. Tabela 4.2: Intensidades mximas de chuva esperadas para Urussanga (mm/h) Perodo de retorno (T em anos) Durao (t em minutos) 51050100 5139.2157.7188.8203.3 10110.7121.4144.9154.9 1596.7105.5125.1133.3 2087.397.2118.9128.1 3071.481.5103.7113.1 4552.35973.779.9 6043.149.563.869.8 9029.533.542.546.3 12023.826.933.936.8 Comasintensidades mximascalculadaspelomtododeGumbel, tomam-se asprecipitaesparaoperododeretornode10anosefaz-seumatransformao logartmica para determinar o parmetro b, como mostra a Tabela 4.3. Tabela 4.3: Determinao do parmetro bLog (t+b)Intensidade i10

(mm/h) Log (i10) b = 25b =26b = 27 157.72.1978321.4771.4913621.505 121.42.0842191.5441.5563031.568 105.52.0232521.6021.6127841.623 97.21.9876661.6531.6627581.672 81.51.9111581.741.7481881.756 591.7708521.8451.8512581.857 49.51.6946051.9291.9344981.94 33.51.5250452.0612.0644582.068 26.91.4297522.1612.1643532.167 R0.99650.99640.9963 Portanto,omaiorcoeficientedecorrelaofoiparabiguala25.Assim, estimam-se os valores de C e m para os perodos de retorno de 5, 10, 50 e 100 anos, como apresenta a Tabela 4.4. Tabela 4.4: Estimativa dos parmetros C e m. Log (t+25)Log (i5)Log (i10)Log (i50)Log (i100) 1.4772.1442.1982.2762.308 1.5442.0442.0842.1612.190 1.6021.9852.0232.0972.125 1.6531.9411.9882.0752.108 1.741.8541.9112.0162.053 1.8451.7191.7711.8671.903 1.9291.6341.6951.8051.844 2.0611.4701.5251.6281.666 2.1611.3771.4301.5301.566 B-1.115-1.098-1.052-1.040 A3.7803.8003.8113.824 C = 10A6025.5966311.0266474.4076669.603 m = -B1.1151.0981.0521.040 m1.076 ComosvaloresdoparmetroC,determinam-seosparmetrosaen,como mostra a Tabela 4.5. Tabela 4.5: Estimativa dos parmetros a e n Log CLog T 3.7800.699 3.8001.000 3.8111.699 3.8242.000 A 3.764 B0.030 a = 10A5802.298 n = B0.030 Portanto, a equao de chuva intensa para Urussanga pode ser expressa pela Equao 4.18: 0,031,0765802, 3( 25)Tit=+(4.18) Usandooprocedimentomatemticodeerro,tem-seaequaodechuva intensa para Urussanga:

0,1331,1526104, 2( 28, 3)Tit=+(4.19) 5 INFILTRAO 5.1 CONCEITO Na hidrologia, a infiltrao definida como processo no qual a chuva entra na superfciedaterra.Apsdaentradanosolo,omovimentodaguanomesmo considerado a percolao. Assim, a infiltrao e a percolao so diferentes processos hidrolgicos.Entretanto,nofcildistinguirambos.Easvezes,ostermosso utilizados como fossem sinnimos. Ofluxo,ouseja,velocidadedomovimentodagua,definidacomotaxade infiltrao(i),eaquantidadetotaldeinfiltrao,ouseja,odeslocamentototal definida como infiltrao acumulada (I). Horton(1933)explicou que,quandoaintensidadedachuvasuperaataxade infiltrao,ocorreoescoamentosuperficial.Portanto,oescoamentosuperficialque ocorre desta maneira chamado escoamento hortoniano. Como a rea urbana possui predominantementeasuperfciecobertacom concretoeasfalto,pode-sedizerqueo escoamento hortoniano predominante. Em qualquer maneira, a ocorrncia de qualquer tipo de escoamento superficial causardesastresnaturaistaiscomoaerososuperficialeoenchenteepela conseqnciaainundao.Abaixataxadeinundaoaumentaapossibilidadede ocorrncia de tais desastres. Portanto, muito importante de obter valores altos desta taxa.Aquienfatiza-sequearelaoentreaintensidadedachuvaeataxade infiltrao muito importante para o manejo de bacias hidrogrficas. 5.2 FATORES INFLUENCIADORES Existemdiversosfatoresqueaumentamataxadeinfiltrao.normalmente ditoqueosolocomatexturamaisgrossa(ousejaarenosa)possuiamaiortaxado que aquele com a textura mais fina (argilosa). Isto porque a areia possui uma grande quantidade de macroporos (Figura 5.1). Acredita-sequequantomaiorporosidadetotal,aumentaataxadeinfiltrao. Masistobemgeral.Ouseja,osolocomamenorporosidadetotalpoderiatera maior taxa. O mais importante em relao porosidade no a porosidade total, mas simamacroporosidadeeconecodosmacroporos(tneisougalerias).Emoutra palavras, o solo com a menor porosidade total mas com bastante quantidade de tneis possuiaaltataxadeinfiltrao.Normalmente,apresenadeflora(razes)efauna (toupeira, tatu, minhoca, etc.) gera muitos tneis e macroporos. Aumidadedosolotambminfluenciaataxadeinfiltrao.Oestudoda condutividadehidrulicasaturadaenosaturadamostraclaramentequeamaior umidade gera a maior infiltrao. Alm disso, a temperatura tambm influencia a taxa. Quando a temperatura alta, a gua possui a menor viscosidade e consequentemente a maior fluidez. Figura 5.1 - Resultados obtidos em campo com infiltrmetro. 5.3 MEDIO Amediodeinfiltraonormalmentefeitaemcampocomumaparelho chamadoinfiltrmetroqueconjuntodedoisanis(Figura5.2).Osdimetrosdos anis exterior e inferior so 60 cm e 30 cm, respectivamente. Sua altura dos ambos 30 cm, sendo 15 cm fica a baixo da superfcie. Devido ocorrncia do fluxo lateral na partedoanelexterior,orebaixamentodonveldaguanoanelinteriordeveser medido. A Figura 5.2 mostra um exemplo do resultado obtido com esse mtodo. Figura 5.2 Infiltrmetro Apesardequeestemtodobastanteutilizado,difcilexecuta-locasoo acesso ao o local da medio no fcil, pois este mtodo necessita certa quantidade degua.Nestecaso,retiram-seamostrasnodeformadasdesoloelavam-seao laboratrio. Em laboratrio, medi-se a condutividade hidrulica saturada (Ks) de cada amostra, que teoricamente igual ao valor de taxa final de infiltrao. O valor de Ks estimado com o uso da equao de Darcy, isto : dxdhKs q = (5.1) ondeqofluxo(m/s);dh/dxogradientehidrulico.Oprocedimentodomtodo laboratorialnadeterminaodeKsencontra-senotrabalhodeCauduroeDorfman (1988). Bouwer(1966)mostrouexperimentalmentequeovalordeKspratciamente igual ao dobro daquele valor da taxa final da infiltrao. 5.4 EXPRESSO MATEMTICA Existem diversas equaes que expressam a taxa de infiltrao. Horton (1940) aplicou a seguinte equao para resultados obtidos com o infiltrmetro (Figura 5.3): ( )ktf o fe i i i i + = (5.2) ondeiataxadeinfiltrao;ifa taxadeinfiltraoinicial;io a taxa deinfiltrao final; k o constante; e t o tempo acumulado. Integrando esta equao, obtm-se a infiltrao acumulada, isto , ( ) ktki it i dt i If of + = = exp (5.3) Figura 5.3 - Resultado obtido em campo. Kostiakov(1932)2apudDixon (1976) propusumaequaoparaexpressar a infiltrao acumulada, isto : bt a I = (5.4) ondeaebsoconstantes.Ento,derivandoestaequao,obtm-seataxade infiltrao, isto , 1 = =bt abdtdIi (5.5) De acordo com a eq. (5.5), i tende para zero quanto t tende para o infinito. Entretanto, isto no acontece. Na condio real, quando o tempo aproxima ao infinito, o valor de i aproxima ao de Ks. Dessa maneira, pode-se pressupor que o valor de Ks ser atingido num tempo T. Ento usando a eq. (5.5), obtm-se: 1 =bT ab Ks(5.6) Modificandoaeq.(5.6),obtm-seotemponecessrioparaatingirovalorrealmente mnimo, isto a taxa final de infiltrao: 11||

\|=babKsT (5.7) Sobrinho et al. (2003) aplicaram esses dois mtodos para os resultados obtidos emsistemasdeplantiodiretoeconvencional,concluindoqueaequaodeHorton mostrou o melhor ajuste com dados medidos do que a e Kostiakov. 5.5 MTODO EMPRICO DO SCS Quandonohosdadosmonitoradose/ouquandohalteraodrsticade usos do solo em uma bacia, usa-se o mtodo do SCS. Esse mtodo supe que: adI PQSF (5.8) onde S a capacidade mxima de reteno do solo; F a reteno acumulada, isto , aquantidadedaguaarmazenadanosoloduranteoeventodachuva;Qdo escoamento direto acumulado; P a precipitao total acumulada; e Ia a perda inicial (Figura 5.4). Neste caso, F aumenta-se at atingir ao valor de S durante o evento da chuva. Nota-se que S P Q. Modificando a eq. (5.8), obtm-se 2 KOSTIAKOV, A.N. On the dynamics of the coefficient of water percolation in solis and the necessity of studying it from the dynamic point of view for the purposes of amelioration. Trans. Sixth Comm. Int. Soc. Soil Sci., 1932. p.17-21. adI PS QF= (5.9) Figura 5.4 Relaes das variveis no SCS. Em propsito, a equao de continuidade diz que: P = Qd + F + Ia(5.10) Substituindo a eq. (5.9) na eq. (5.10), aaddII PS QQ P ++ =add aI PS QQ I P+ = ( ) ( ) S Q Q I P I Pd d a a + = 2 ( )( ) S I PI PQaad+ = 2(5.11) Com base nos dados medido em campo, foi verificado que S Ia2 , 0 = (5.12) Substituindo a eq. (5.12) na eq. (5.11), obtm-se ( )S PS PQd8 , 02 , 02+= para P > Ia, ou seja P > 0,2S (5.13) No caso P Ia,Qd = 0.Para calcular o valor de S em mm 25425400 =CNS (5.14) ondeCNonmerodecurvaevariaentre0e100.Usandodiversosdados,os valoresdeCNforamrelacionadoscomotipodesolo,ousodosoloeaumidade antecedente. Ento,considerandootipodesoloeousodosolo,determina-seovalorde CN.Neste caso,SoloA:solosqueproduzemaltainfiltraoebaixoescoamentosuperficial. Normalmente solos arenosos e profundos. SoloB:solosmenospermeveisdoqueSoloA.Solosarenososcommenos profundidade do que Solo A. SoloC:Soloscomcapacidadedeinfiltraoabaixodamdiaequegeram escoamento superficial acima da mdia, contendo porcentagem considervel de argila e pouco profundos. SoloD:Soloscontendoargilasepoucoprofundoscommuitobaixacapacidadede infiltrao, gerando a maior proporo de escoamento superficial. OsvaloresdeCNrepresentamumacondiomdiadeumidade,ouseja Condio II das seguintes categorias: Condio I: Os solos esto secos. As chuvas nos ltimos 5 dias no ultrapassam 15 mm. Condio II: Os solos correspondem umidade da capacidade de campo. As chuvas nos ltimos 5 dias totalizam de 15 a 40 mm. Condio III: Os solos esto midos (prximo da saturao). As chuvas nos ltimos 5 dias so superiores a 40 mm. SeascondiesforemdiferentesdacondioII,ovalordeCNdeveser corrigido. 6 ARMAZENAMENTO DE GUA NO SOLO 6.1 CONCEITO Acrticasobreaurbanizaogeralcabetambmsprpriasmedidasde drenagemurbana.Portanto,aquisesugereatransformaodedrenagemurbana para armazenamento urbano a fim da sustentabilidade na cidade (KOBIYAMA et al., 2007b). Paraargumentarestatransformao,precisa-severumabrevehistriado conceitosobreoescoamentosuperficial.Comomencionadonocaptuloanterior, Horton (1933) mostrou um mecanismo da gerao do escoamento superficial, no qual oescoamentosuperficialocorrequandoaintensidadedachuvaexcedetaxade infiltrao.AhiptesedeHortoninfluenciounahidrologianomundohbastante tempo. Na dcada de 70, comearam observaes em campo que mostraram que em baciasflorestaisnoocorreoescoamentohortoniano.Porexemplo,DunneeBlack (1970)propuseramummecanismodeescoamentosuperficialnoqualoescoamento superficial ocorre quando a camada do solo torna-se saturada. Neste caso, a qualquer quantidadedechuvacujaintensidadepodesermenordoqueataxadeinfiltrao consegue escoar superficialmente devido ausncia do espao fsico que a chuva iria ocupar.EssetipodeescoamentosuperficialsechamaodotipoDunneou escoamentodunniano.Muitosestudosemcampoconfirmaramquenoocorreo escoamentohortonianoembaciasflorestais.Istobemclaroporqueembacias florestaisastaxasdeinfiltraoemgeralsomaioresdoqueasintensidadesde chuva. AsnfasesdoescoamentohortonianoedotipoDunnesoinfiltraoe armazenamento,respectivamente.Noinciodahidrologiamoderna,nofoibem consideradooarmazenamento.Aausnciadaconsideraodearmazenamento encontra-se no somente no estudo de Drainage Basin escoamento, mas tambm no conceito de bacia hidrogrfica. Por isso, em ingls, a bacia . Aqui, precisa-se mudar o conceito. A bacia no aquela que drena a gua, mas sim aquela que a ARMAZENA. Ento,emingls,abaciapoderiaserStorageBasin.Atualmente,estamudanade conceitoexisteemdiversospasesinclusivenoBrasil(CROGEE,2005;CANHOLI, 2005). 6.2 ARMAZENAMENTO NO PLANO DIRETOR Como uma bacia possui uma grande capacidade de armazenamento da gua, precisa-se tambm introduzir oConceito de Armazenamento Urbano (CAU) ao Plano Diretor de Drenagem Urbana. O armazenamento de uma bacia est associado ao uso e ao tipo de solo. O Plano Diretor interfere diretamente sobre o uso do solo, permitindo ou negando determinado tipo de uso de solo em determinada localizao da bacia ou regio. Em relao ao uso do solo de uma bacia pode-se encontrar usos provenientes daaohumana(reascultivveis,destinadasaolazer,comerciais,industriais, residenciais etc) e usos da natureza (florestas, campos de altitude etc). UmPlanoDiretorqueleveemconsideraooCAUtratadamanutenoda funodearmazenamentoaolongodotempo.Emumabaciahipotticacujas capacidadesdearmazenamentodecadausodesolosoestimadas,o armazenamentototaldestabaciaosomatriodoprodutodoarmazenamentode cadausopelarespectivarea(Figura6.1).Nota-sequeacapacidadede armazenamento o produto da porosidade efetiva e da espessura do solo. EstamesmabaciahipotticasobgernciadeumPlanoDiretorsemCAUe suportandoumcrescimentourbanodesordenadoteriaseuarmazenamentototal bastantereduzido(Figura6.2).Pormeiodeumaurbanizao,estabaciatevesuas reas de agricultura e floresta reduzidas e um acrscimo no uso de cidade. Uso rea [%] Armazenamento [cm] Cidade 100,5 Floresta 4020 Agricultura 505 Mdia = (0,10*0,5) + (0,40*20) + (0,50*5) = 10,55cm Figura 6.1 Situao de armazenamento inicial de uma bacia rural hipottica. Figura 6.2 Situao de armazenamento de uma bacia hipottica com Plano Diretor sem considerao do CAU.

Uso

rea [%] Armazenamento [cm]

Cidade

10 + 65 = 75 0,5

Floresta

40 20 = 20*

20

Agricultura

50 45 = 5 5

Mdia = (0,75*0,5) + (0,20*20) + (0,05*5) = 4, 62 5cm *Considerando APP. Com cincia de que um Plano Diretor no pode ou no consegue implementar alteraes nas reas j ocupadas, o gerenciamento do armazenamento deve ser realizado para as novas reas. A Figura 6.3 mostra a situao de armazenamento da bacia com gerncia de um Plano Diretor com CAU. Figura 6.3 Situao de armazenamento de uma bacia hipottica com plano diretor com CAU. Nestabaciaogerenciamentodoarmazenamentorealizadosobrearea adicionalnousodecidade.Estareacom65%dareatotaldeverterum armazenamentoAdeformaqueoarmazenamentototaldabaciapermanea inalterado, isto , igual a 10,55 cm. Neste caso, o valor de A aproximadamente 9,62 cm.Esteoarmazenamentototalparaareaadicionalde65%paraousode cidade.Estearmazenamento,atravsdoPlanoDiretor,deveserimplementadoem funo do tipo de construo (capitao da gua da chuva atravs de cisternas) e/ou atravs da introduo de piscines. Canholi(2005)descreveudetalhadamenteofuncionamentodereservatrios (detenoereteno).Entretanto,estetipodemedidaestrutural,almdeelevado custo,geograficamenteconcentrado.Quantomaisespalhado(distribudo)osistema dearmazenamentodegua,melhorserocontroledeenchentes.Seamudana climticaglobaltornaachuvacadavezmaisgeograficamenteconcentrada,a concentraodoarmazenamentoterfalhasnoseufuncionamento.Assim,medidas distribudas podero ter melhor desempenho do que aquelas concentradas. Nestecaso,seriaidealestabelecerosistemadeaproveitamentodeguada chuva para cada residncia, prdio, fbrica entre outros. A anlise de custo-benefcio j mostraaviabilidadeeconmicadestesistema(KOBIYAMAetal.,2005,2007a).A aodearmazenarachuvaquecainomesmolocalpodenoprejudicarosoutros locais jusante. Neste sentido, o sistema de aproveitamento de gua da chuva pode ser uma das aes tpicas da hidro-solidariedade descrita por Mendes et al. (2004). Assim sendo, a introduo da medida de armazenamento na drenagem urbana podefuncionarnumamaneiranaqualcriaumImpactohidrolgicozero(IHZ)no contextodaurbanizao.OIHZpossuiumamesmafilosofiadeemissozerono desenvolvimento sustentvel. 7 PRECIPITAO DE PROJETO 7.1 HIETOGRAMA

Uso

rea [%] Armazenamento [cm]

Cidade 10 + 65 = 75

A Floresta 40 20 = 20* 20

Agricultura 50 45 = 5

5

Mdia = (0,65*A) + (0,10* 0, 5) + ( 0,20*20) + (0,05*5) =10, 55 cm A = 9 ,62 cm * Considerando APP. 7.1.1 Conceito Precipitaespossuemvariaotemporal,isto,variamsuaintensidadeao longodotempo.Paradiscretizaressavariaoadota-searepresentao grficadenonimadahietograma.Nestarepresentaoparacadaintervalode tempo relacionada um quantidade de chuva acumulada (Figura xx). 7.2 ESTIMATIVA DA VARIABILIDADE TEMPORAL DA PRECIPITAO Emcertasaplicaesdehidrologiaedrenagemurbanafaz-senecessrioa determinao de umachuva com recorrncia e durao conhecidas, mas com variao da intensidade ao longo do tempo.Existemalgunsmtodos,osquaispode-secitar:MtodoChigago(KEIFERe CHU,1957),Mtododosblocosalternados,MtododeHuff(HUFF,1967)e Mtodo de Yen e Chow (1983). 7.2.1 Mtodo Chicago Estemtododeterminaumachuvacomvariaotemporalcombasena equao de chuvas intensas definida sob a forma: C tdAiB+= (7.1) onde i a intensidade da chuva, td o tempo de durao da chuva e A, B e C so coeficientes. Otempoparaocorreropicodohietogramadefinidodeacordocoma seguinte equao: td r tp = (7.2) onde tp o tempodepico, r um coeficiente quedefine a taxa de avano da tormenta e td o tempo de durao da chuva.Ovalorderpodeserretiradoatravsdaanlisedealgunseventos pluviomtricos, ou na ausncia de dados, pode-se usar r igual a 0.375. O hietograma definido pelo mtodo Chicago composto por duas partes, a de ascenso e a de declnio. As intensidades antes do pico so definidas por: 2) 1 ((((

+ ||

\|(((

+ ||

\|=CrtbCrtbB AiBBB(7.3) ondeiBaintensidadedaprecipitaoantesdopico,tbotempodecorrido antes do pico. Para as intensidades depois do pico: 2) 1 () 1 () 1 ((((

+|||

\|(((

+|||

\|=CrtaCrtaB AiBBA(7.4) onde iA a intensidade da precipitao depois do pico, ta o tempo decorrido depois do pico. Os tempos tb e ta so definidos por: t tp tb = (7.5) ta t ta = (7.6) onde t o tempo decorrido contado a partir do incio da chuva. Afigura7.1mostraaformadohietogramapelomtodoChicagoeassuas variveis. Figura 7.1 Hietograma do mtodo Chicago. 7.2.2 Mtodo dos Blocos alternados Este mtodo tambm baseado na equao de chuvas intensas. A Tabela 7.1 mostra um exemplo de como aplicar o mtodo de blocos alternados para uma chuva de durao de 60 minutos. Tabela 7.1 Aplicao do mtodo de blocos alternados. EQUAO IDFCLCULO PARA TRANSFORMAOBLOCOS ALTERNADOS td(min)i(mm/h)P=i.td(mm)P (mm)P/t (mm/h)t (min)i (mm/h) 10183,930,730,7183,91064,9 20142,147,416,7100,42075,6 30123,061,514,184,630100,4 40111,174,112,675,640183,9 50102,885,711,669,55084,6 6096,596,510,864,96069,5 O objetivo do mtodo alternar os blocos de precipitao de forma que o bloco de maior precipitao esteja localizado dentro de 1/3 ou 1/2 do tempo de durao da chuva. 8 PROCESSO CHUVA-VAZO Asvazesgeradasdasprecipitaespodemserquantificadaspordiversas tcnicas como os modelos matemticos para pequenas bacias, o hidrograma de cheia para sistema de drenagem complexo e o hidrograma unitrio para bacias complexas.Ohidrogramaadistribuiodavazonotempoerefleteaspectosdabaciacomo readedrenagem,graudepermeabilidadedosolo,profundidadedagua subterrnea, porosidade do solo e o tipo de precipitao (RIGHETTO, 1998).8.1 TEMPO DE CONCENTRAO Segundo Singh (1976), Mulvany (1850) 3 foi o primeiro trabalho que mencionou o conceito do Tc. Relacionando o com a mxima vazo, Mulvany (1850) definiu esse tempocomootemponecessrioparachuva,quecainolocalmaisdistanteda exutria,escoaratamesma.Singh(1976)mostrouque,almdascaractersticas morfomtricas(ougeomtricas)dabacia,ascaractersticasespacialetemporalde precipitaoinfluenciamovalordeTc.Segundoomesmoautor,aduraoda precipitao possui uma influncia definida no Tc. Parmetrosdetemposodegrandeimportncianogerenciamentode recursoshdricos,tanto para medidasestruturaisquantoparano-estruturais.Dentro estesparmetros,oTcmaisfreqentementeutilizado(McCUENetal.,1984). Devidotalimportnciadesteparmetro,existemdezenasfrmulasparaestim-lo. Silveira(2005)avaliou odesempenho de23 formulasparabacias ruraiseurbanase mostrouqueodesempenhodessasfrmulasparabaciasruraismelhorquepara urbanas.IstoimplicaadificuldademaiornaestimativadoTcparabaciasurbanas. Comessarazo,Kobiyamaetal.(2006a)estimaramovalordeTcnaBaciado Campus da UFSC (com rea aproximada de 4 km2) em Florianpolis/SC com mtodos morfomtricosehidrolgicos,ediscutiraminflunciasdealgumascaractersticas pluviomtricas no Tc. 3 MULVANY, T.J. On the use of self registering rain and flood gouges. Proc. Inst. Civ. Eng. (Irel.), v.4, n.2, p.1-8, 1850. Usando um mapa com escala de 1:10.000, Kobiyama et al. (2006a) aplicaram asfrmulasdeKirpich,deDooge,deCarter,deFederalAviationAgency,ede McCuen(Tabela8.1).Aqui,Aareadabaciaemkm2;Locomprimentodo talvegue em km; H o desnvel da bacia em km; S (= H/L) a declividade do talvegue. Tabela 8.1 Frmulas para estimar o Tc em minutos. NomeFrmulaFonte Kirpich 385 , 077 , 0989 , 3SLTc = Kirpich (1940) Dooge 17 , 041 , 088 , 21SATc = Porto (1995) Carter 3 , 06 , 0862 , 5SLTc = Carter (1961) Federal Aviation Agency ( )33 , 05 , 01 , 1 73 , 22SLC Tc = Federal Aviation Agency (1970) McCuen 2070 , 05552 , 07164 , 0135SLiTc = McCuen et al. (1984) As primeiras trs frmulas possuem somente parmetros morfomtricos no seu clculo.NaFrmuladeFederalAviationAgendy,Cocoeficientedeescoamento superficialdomtodoracional.ConformeSilveira(2005),ovalordeCparabacias urbanasde0,9.Na FrmuladeMcCuen,i aintensidade mximadeprecipitao em mm/h, para o tempo de retorno de 2 anos. EmboraoconceitodoTcfoidefinidooriginalmenteporMulvany(1850),pode ser definido em outra maneira. Por exemplo, o Tc a diferena de tempo entre o fim daprecipitaoefetivaeofimdoescoamentosuperficial(McCuenetal.,1984, Silveira,2005).Entretanto,comodifcildedeterminaraprecipitaoefetiva, Kobiyama et al. (2006a) optaram usar o fim do evento da precipitao. Alm disso, o fim do escoamento superficial do rio foi determinado com uso do grfico logaritmo de vazo total contra o tempo. Neste grfico, foram desenhadas duas retas descontnuas observandoatendnciadacurva.Opontodeinterseodelasdeterminaofimdo escoamentosuperficial.Osmesmosautoreschamaramesteprocedimentocomoo mtodo hidrolgico com uso de hietograma e hidrograma. Neste trabalho, encontraram-se: A = 4,078 km2, L = 3,55 km, H = 0,329 km, e S =0,0927.Comestesvalores,ovalordeTcfoideterminadode26,4min,58,3min, 25,6min,18,8min,e29,6mincomoasfrmulasdeKirpich,Dooge,Carter,Federal AviationAgency,eMcCuen,respectivamente.ParaaFrmuladeMcCuen,ovalor adotadodeifoide44,2mm/h.Estevaloromximoobservadonaestao meteorolgica nos ltimos dois anos, e foi registrado no dia 31 de janeiro de 2006 pela noite.Assimsendo,ovalormdiodeTccomcincofrmulasfoide31,8min.Se desconsiderarovalorobtidocomFrmuladeDoogequedeuumvalor comparativamente maior, o valor mdio de Tc torna-se de 25,1 min. A Figura 8.1 mostra um exemplo da determinao visual do fim do escoamento superficialnaexutriadodia02demarode2006.Depoisdestadeterminao,foi calculadooTcnumgrficodeconjuntodohietogramacomhidrograma(Figura8.2). Assim, esse trabalho aplicou este mtodo hidrolgico e obteve o valor mdio de Tc de 33,8 min. 0.000.100.200.300.400.500.600.7023:5323:5623:590:020:050:080:110:140:170:200:230:260:290:320:350:380:410:440:470:500:530:560:59 Tempo (min)Log Q(m3/s)Tempo final do escoamento superficial0.000.100.200.300.400.500.600.7023:5323:5623:590:020:050:080:110:140:170:200:230:260:290:320:350:380:410:440:470:500:530:560:59 Tempo (min)Log Q(m3/s)Tempo final do escoamento superficial Figura8.1DeterminaovisualdofimdoescoamentosuperficialnaBaciado Campus da UFSC para o evento do dia 02 /03/2006. Fonte: Kobiyama et al. (2006a). Pelaanlisedecorrelao,McCuenetal.(1984) mostraramqueoparmetro maisimportanteemenosimportantenadeterminaodovalordeTcforamieS, respectivamente,etambmquequantomaiorintensidade,diminuiovalordeTc. Quando ocorre uma condio permanente no tempo de equilbrio (Te), o Tc igual ao Te(SAGHAFIANeJULIEN,1995).Osmesmosautoresdemonstraramteoricamente queoTeinversamenteproporcionalintensidadedechuvaelevadaa0,4. Entretanto,Kobiyamaetal.(2006a)notiveramacorrelaoentreoTcea intensidade mxima da chuva.Singh (1976) teoricamente demonstrou que a durao dachuvapossuiumainflunciadefinitivasobreTc.Istofoiconfirmadotambmpelo monitoramento de Kobiyama et al. (2006a). 0.001.002.003.004.005.0023:0523:1323:2123:2923:3823:4623:540:020:100:180:260:340:420:500:581:061:141:221:301:381:461:542:022:10 Tempo(min)Vazo (m3/s)0.000.200.400.600.801.001.201.401.601.802.00Precipitao (mm)TCTempo inicialTempo final0.001.002.003.004.005.0023:0523:1323:2123:2923:3823:4623:540:020:100:180:260:340:420:500:581:061:141:221:301:381:461:542:022:10 Tempo(min)Vazo (m3/s)0.000.200.400.600.801.001.201.401.601.802.00Precipitao (mm)TCTempo inicialTempo final Figura8.2Estimativahidrolgicadotempodeconcentraoparaoeventododia 02/03/2006. Fonte: Kobiyama et al. (2006a). Paradiferenciarasinundaesgraduaisebruscas,Kobiyamaetal.(2007b) apresentaramondicedeEficinciadeOperao(E)queataxadoTcsobreo tempooperacionalderespostanosistemainstituio-comunidadecontrainundao. Paraestesautores,quandoovalordeEinferioraum, ocorreainundaobrusca. Comoextremamentedifcilterotempooperacionalderespostanosistema instituio-comunidadecontrainundao,menorqueumahora,nocasodabaciado campus da UFSC, o valor de E deve ser normalmente inferior a um, o que implica que nesta bacia ocorram inundaes bruscas. Portanto, conforme Kobiyama et al. (2007b), estabaciaprecisatercentrosdemonitoramento,previsodotempoealertalocale rpida. 8.2 MTODO RACIONAL Omtodoracionalparaaestimativadevazesmximasresume-se fundamentalmente no emprego da chamada frmula racional: 6 , 3A i CQm =(8.1) ondeQavazomxima(picodohidrograma)emm3/s;Cocoeficientede escoamentosuperficial(oudeflvio)adimensional;imaintensidademdiada precipitaosobre toda areadrenada,deduraoigualaotempodeconcentrao (tc), em mm/hora; A a rea drenada em km2.Bras(1990),AkaneHoughtalen(2003),entreoutrosmencionaramqueeste mtodovlidoparabaciascomreano mximodeaproximadamente1km2.Alm deste critrio, Canholi (2005) colocou mais um critrio, isto , Tc inferior 20 minutos. Nota-sequenoJapo,essemtodofoimodificadoparaseraplicadoabaciascom tamanho de alguns 100 km2 (OKAMOTO, 1982). Deve-se lembrar que a rea mxima de bacia para uso deste mtodo 5 km2. Omtodopossuitrspressupostos:(1)achuvauniformementeemtodasas partesdabacia;(2)opicodohidrogramageradoporumaintensidadedechuva constanteduranteotempoigualaoTc;e(3)afreqnciadoescoamentoigual quela da chuva (HAAN et al., 1994). O coeficiente C definida como a relao entre a quantidade da chuva escoa superficialmente (diretamente) e a quantidade total da chuva que cai na bacia. Existem diversastabelasquemostramarelaoentreaocupaodosoloeseu correspondente valor de C (Tabelas 8.2 e 8.3). Tabela 8.2 Valores de C para diferentes usos do solo Tipo de ocupaoC Centro0,70 a 0,95 rea comercial Periferia0,50 a 0,70 Familiar0,30 a 0,50rea residencial Unidades mltiplas (separadas)0,40 a 0,60 Unidades mltiplas (conjugadas)0,60 a 0,75 Residncias (subrbio)0,25 a 0,40 Apartamento0,50 a 0,70 Leves0,50 a 0,80 Industrial Pesadas0,60 a 0,90 Parques, cemitrios0,10 a 0,25 Parques de diverso0,20 a 0,35 Ptios ferrovirios0,20 a 0,35 Outros reas sem melhorias0,10 a 0,30 Fonte: ASCE (1970) Tabela 8.3 Valores de C com respeito a tipo de superfcie Caracterstica da superfcieC Asfalto e concreto0,70 a 0,95 Caladas0,70 a 0,85Pavimento Telhados0,75 a 0,95 Plano (2%)0,05 a 0,10 Mdio (2 a 7%)0,10 a 0,15Gramado: solo arenoso Alta (7%)0,15 a 0,20 Plano (2%)0,13 a 0,17 Mdio (2 a 7%)0,18 a 0,22Gramado: solo argiloso Alta (7%)0,25 a 0,35 Fonte: ASCE (1970) Quando uma bacia apresenta ocupao do solo muito heterognea, necessrio calcular o valor mdio de C para toda a bacia com a seguinte equao: =i iA CAC1(8.2) onde C o valor mdio; A a rea total da bacia; Ci o coeficiente correspondente ocupao i; Ai a rea da bacia correspondente ocupao i. 8.3 HIDROGRAMA UNITRIO Hidrogramaunitriohidrogramaresultantedeumescoamento superficialunitrio(1mm,1cm,etc.)geradoporumachuvauniformemente distribudasobreabaciahidrogrfica,comintensidadeconstanteedecerta durao. Princpios bsicos: (i)Constnciadotempodebase.Paraaschuvadeiguaisduraes,as duraes dos escoamentos superficiais correspondentes so iguais. (ii)Proporcionalidadedasvazes.Duaschuvasdemesmadurao,mas comintensidadesdiferentes,resultamemhidrogramas,cujasordenadasso proporcionais aos correspondentes intensidades. (iii)Aditividade.Precipitaesanterioresnoinfluenciamadistribuiono tempo do escoamento superficial de uma dada chuva. (iv) Distribuio uniforme da chuva em termo de espao. (v) Intensidade constante. Durao da chuva a ser adotado no HU Naprtica,costuma-seestabeleceroHUparaumaduraotr compreendida entre e 1/5 do tempo de concentrao tc. DeterminaodoHUparaumachuvadedadaduraoapartirdeoutra durao menor Asomadasordenadasdenhidrogramasunitriosdeduraot, encadeadas, da origem ao hidrograma que resultaria de uma chuva de durao totalnt(=T)Domamesmaintensidade.OHUparaaquelamesmabacia produzidoporumachuvadeduraoTfacilmenteobtidodividindo-secada ordenada por n (= T/t). Determinao do HU H duas maneiras principais: (1) com base em dados histricos (chuvas evazesmonitoradas)e(2)HUsinttico.Osegundomtodotil especialmente em pases subdesenvolvidos que no possuem boa estrutura de estabeleceruma redede monitoramentohidrolgico. Ento aqui, apresenta-se um dos mtodos que geram o HU sinttico. 8.3.1 Hidrograma unitrio sinttico Mtodo de SNYDER (1938) Os componentes do hidrograma unitrio de Snydes so assim definidos: (i) Tempo de retardamento[em horas]: ( )3 , 033 , 1cgtpL LCt = (8.3) ondeLocomprimentodorioprincipal[km],Lcgadistnciadocentroda gravidadedabacia,medidaaolongodorioprincipaldesdeaseo considerada [km] e Ct o coeficiente (1,8 a 2,2) (ii) Tempo da durao da chuva efetiva: 5 , 5prtt = (8.4) Obs.:QuandousaraoutraduraodachuvatRemvezdetr,otempode retardamento deve ser corrigido como 4r Rp pt tt t+ = (8.5) (iii) Tempo de base: 83243 3p pbt tt + =|||

\|+ = (8.6) onde tb em dias; tp em horas. Obs.: Esta equao no bem adequada para pequenasbacias.Neste caso, faz-se que p bt k t , onde k entre 2,5 e 3,5. (iv) Vazo mxima [em m3/s]: ppptA CQ = 75 , 2 (8.7) onde A a rea da bacia [km2] e Cp o coeficiente varivel entre 0,56 e 0,69. Tendoos valores de tp, Qp e tb,oHUpodeserestabelecido,a sentimento, de modo a ajustar a rea do mesmo ao volume unitrio. (v) Reduo da subjetividade Aslargurasde75%e50%dopico,ouseja,W75eW50podemser estimadas. pQAW = 98 , 075(8.8) pQAW = 89 , 150(8.9) Este procedimento utilizado para bacias grandes. Para as pequenas, a forma triangular adotada para o HU. Neste caso, adota-se tambm; 50 755 , 1 12 , 11 W WQAtpb = (8.10) A Figura 8.3 mostra o hidrograma e seus componentes. Figura 8.3 Hidrograma unitrio de Snyder. EXEMPLO: A = 120 km2, L = 25,0 km, Lcg = 15,0 km, Ct = 2,0, Cp = 0,6. ( ) ( ) [horas]9 , 8 15 2533 , 10 , 233 , 13 , 0 3 , 0= = =cgtpL LCt[horas]6 , 15 , 59 , 85 , 5= = =prtt[dias]1 , 489 , 8383 = + = + =pbtts] / [m2 , 229 , 8120 6 , 075 , 2 75 , 23= = =ppptA CQ 8.3.2 Hidrograma unitrio triangular SCS O hidrograma unitrio triangular do SCS estabelece uma relao entre o total precipitado (hp) e a altura de lmina escoada (hq): ||

\|+||

\| =8 , 02 , 02ShpShpS hq(8.11) onde S o armazenamento na bacia calculado pelo mtodo do Curve Number. O tempo do pico do hidrograma em minutos calculado por: tcDtp 6 , 02 + = (8.12) onde D a durao da chuva em minutos, tc o tempo de concentrao em minutos. O tempo de base em minutos calculado por: tp tb 67 , 2 = (8.13) A vazo de pico do hidrograma calculada: tbA hqqp =2(8.14) onde A a rea da bacia em metros quadradros e hq em metros. A figura 8.4 mostra a forma do hidrograma triangular. Figura 8.4 Hidrograma triangular. 8.4 HIDROGRAMA DE PROJETO Atabela8.4mostraaestimativadeumhidrogramadeprojetoatravsda aplicaodeumhidrogramaunitrioemumachuvaefetiva.Ohidrograma unitrio possui tempo de durao igual a 55 minutos e a chuva efetiva durao de30minutos.Foigeradoumhidrogramadeprojetocom85minutosde durao e com vazo de pico igual a 93,59 m3/s (Figura 8.5). Tabela 8.4. Exemplo de estimativa de hidrograma de projeto. Chuva Efetiva0,25 mm5,25 mm15,36 mm10,65 mm8,67 mm 7,70 mm TempoHUT (m3/s.mm)Vazes Parciais (m3/s) Vazo (m3/s) 50,300,08 0,08 100,910,231,581,80 151,510,384,784,61 9,76 202,120,537,9313,983,2025,63 252,320,5811,1323,199,692,60 47,20 301,960,4912,1832,5616,087,892,3171,51 351,610,4010,2935,6422,5813,097,0189,00 401,250,318,4530,1124,7118,3811,6393,59 450,900,236,5624,7320,8720,1116,3288,83 500,540,144,7319,2017,1516,9917,8676,06 550,180,052,8413,8213,3113,9615,0959,07 60 0,000,958,299,5910,8412,4042,06 650,002,765,757,809,6325,94 70 0,001,924,686,9313,53 750,001,564,165,72 80 0,001,391,39 850,000,00 Hidrograma de Projeto0,0010,0020,0030,0040,0050,0060,0070,0080,0090,00100,000 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90Tempo (min)Vazo (m3/s) Figura 8.5 Hidrograma de projeto. 9 CONSIDERAES FINAIS Infelizmente quanto mais a urbanizao avana, mais os problemas relacionados gua so gerados. O pior problema pode ser a inundao. Se a execuo da urbanizao simplesmenteaumentaafreqnciadainundaoemumacidade,asociedadedeve rejeitar essa urbanizao ordinria. O problema na urbanizao deve estar no fato onde a sociedadenorespeitaafunodoarmazenamentoquecadabaciatememsuaforma distribuda. O livro Slow is beutiful de Tsuji (2001) mostra que o negcio deve ser sempre lento.Nociclohidrolgico,paradeixaradinmicadaguamaislenta,necessrio aumentar o rugosidade e/ou retardar (armazenar) a gua.Oaumentodarugosidadepodeserrealizadoemduasmaneiras:(1)aumentaro coeficiente de rugosidade por colocar o obstculo na superfcie; e (2) evitar a retificao do fluxo. A bacia natural originalmente possui o coeficiente de rugosidade mais alto e o canalmaismeandrado.Adrenagemurbanatemreduzidoovalordocoeficienteeda curvacidade dos canais ocasionando o aumento da freqncia de inundaes. 10 REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS AGNCIA NACIONAL DE GUAS (ANA); CONSELHO EMPRESARIAL BRASILEIRO PARAODESENVOLVIMENTOSUSTENTVEL(CEBDS).gua:fatose tendncias.Disponvelem: http://www.ana.gov.br/bibliotecavirtual/arquivos/%C1gua,%20fatos%20e%20tend%EAncias.pdf.Acesso em 15 de maro de 2007. AKAN,A.K.;HOUGHTALEN,R.J.Urbanhydrology,hydraulics,andstormwater quality. New York: John-Wiley, 2003. 373p. ASCEDesignofconstructionofsanitaryandstormsewers.NewYork:ASCE, 1970. (Manuals and Reports on Engineering Practice No. 37). BACK, A. J. Chuvas intensas e chuva projeto de drenagem superficial no Estado de Santa Catarina. Florianpolis: Epagri, 2002. 65p. BERTONI, J. C.; TUCCI, C. E. M. Precipitao. In: TUCCI, C. E. M. (Org.). Hidrologia: cinciaeaplicao.3edio,PortoAlegre:Ed.daUFRGS/ABRH/EDUSP, 2004. p. 177-241. BERTONI,J.C.Elementosdehidrometeorologia.In:TUCCI,C.E.M.(Org.). Hidrologia: cincia e aplicao. 3 edio, Porto Alegre: Ed. da UFRGS/ ABRH/ EDUSP, 2004. p. 53-78. BIDONE,F.R.A.;TUCCI,C.E.Microdrenagem.In:TUCCI,C.E.;PORTO,R.L.; BARROS,M.T.(orgs.)DrenagemUrbana,PortoAlegre:ABRH/UFRGS,1995. p.77-105. BORSATO,F.H.;MARTONI,A.M.Estudodafisiografiadasbaciashidrogrficas urbanasnomunicpiodeMaring,EstadodoParan.ActaScientiarum.Human and social Sciences. Maring, v. 26, n. 2, p. 273-285, 2004. BOUWER, H. Rapid field measurement of air entry value and hydraulic conductivity of soilassignificantparametersinflowsystemanalysis.WaterResources Research, Washington, v.2, p.729-738, 1966. BRASIL. Decreto n 94.076, de 5 de maro de 1987. Institui o Programa Nacionalde Microbacias hidrogrficas e d outras providncias. 1987. CANHOLI,A.P.Drenagemurbanaecontroledeenchentes.SoPaulo:Oficinade Textos, 2005. 302p. CARTER,R.W.Magnitudeandfrequencyoffloodsinsuburbanareas.USGS Professional Paper, 424-B, p.9-11, 1961. CARVALHO, N. de O. Hidrossedimentologia prtica. Rio de Janeiro: CPRM, 1994 CASTRO,A.L.C.Manualdedesastres:desastresnaturais.Braslia:Ministrioda Integrao Nacional, 2003. CAUDURO,F.A.;DORFMAN,R.Manualdeensaiosdelaboratrioedecampopara irrigao e drenagem. Porto Alegre: PRONI/ IPH-UFRGS, 1988. 216p. CHECCHIA,T. Avaliao de perda de solo por eroso hdrica e estudo de emergia nabaciadoRioCaet,AlfredoWagnerSC.Florianpolis,2005.Dissertao (MestradoemEngenhariaAmbiental)ProgramadePs-Graduaoem Engenharia Ambiental, Universidade Federal de Santa Catarina.CHRISTOFOLETTI, A. Geomorfologia. So Paulo: Edgard Blcher, 2 edio, 1980. CROGEE-CommitteeonRestorationoftheGreaterEvergladesEcosystemRe-engineeringwaterstorageintheEverglades:Risksandopportunities. Washington: National Research Council, 2005. 138p. DIXON,R.M.CommnetonDeriavtionofanequationofinfiltrationbyH.J.Morel-Seytoux. Water Resources Research, Washington, v.12, p.116-118, 1976. DUNNE,T.;BLACK,R.D.Anexperimentalinvestigationofrunoffproductionin permeable soils. Water Resour. Res., v.6, p.478-490, 1970. FEDERALAVIATIONAGENCYDeptofTrans.AdvisoryCircularonAirport Drainage. FAA Washington (Rep. A/C 150-5320-5B). 1970. FRENDRICH, R. Chuvas intensas para obras de drenagem no Estado do Paran. Curitiba: Champagnat, 1998. FROEHLICH, W.; GIL, E.; KASZA, I.; STARKEL, L. Thresholds in the transformation of slopesandriverchannelsintheDarjeelingHimalaya,India.MountainResearch and Development, v.10, p.301-312, 1990. FETTER,C.W.AppliedHydrogeology.3edio,NewYork:Prentice-Hall Publishing, 1994. GARCEZ,L.N.;ALVAREZ,G.A.Hidrologia.2edio,SoPaulo:Ed.Edgard Blcher, 1988. GARES,P.A.;SHERMAN,D.J.;NORDSTROM,K.F.Geomorpholoyandnatural hazards. Geomorphology, Amsterdam, v.10, p.1-18, 1994. GUIDICINI,G.;IWASA,O.Y.Ensaiodecorrelaoentrepluviosidadee escorregamentosemmeiotropicalmido.SoPaulo:InstitutodePesquisas Tecnolgicas do Estado de So Paulo IPT, 1976 (Relatrio n. 1080). HACK,J.T.StudiesoflongitudinalstreamprofilesinVirginiaandMaryland.USGS. Prof. Paper, 294B, p.45-97, 1957. HJELMFELT Jr, A.T. Curve-number procedure as infiltration method. J. Hydraulic Div. ASCE, v.106, No. (HY6), p.1107-1111.HORTON,R.E.Drainagebasincharacteristics.AmericanGeophysicalUnion Transaction, v.13, p.350-361, 1932. HORTON, R.E. The role of infiltration in the hydrologic cycle.American Geophysical Union Transaction, v.14, p.446-460, 1933. HORTON,R.E.Approachtowardaphysicalinterpretationofinfiltrationcapacity.Soil Sci. Soc. Am. Proc., Madison, v. 5, p.339-417, 1940. HORTON,R.E.Erosionaldevelopmentofstreamsandtheirdrainagebasins Hydrophysical approach to quantitative morphology. Bull. G.S.A., v.56, p.275-330, 1945. HUFF, F.A. Time distribution of rainfall in heavy storms. Water Resources Research 3(4), 1967. INSTITUTODEECONOMIAProjetoRurbano.2007.Disponvelem: http://www.eco.unicamp.br/nea/rurbano/glossario/glossario.html.Acessoem28de junho de 2007. KIRPICH,Z.P.Timeofconcentrationofsmallagriculturalwatersheds.Civil Engineering, v.10, n.6, p.362, 1940. KOBIYAMA, M. Ruralizao na gesto de recursos hdricos em rea urbana. Revista Oesp Construo, So Paulo, v.5, n.32, p.112-117, 2000. KOBIYAMA, M.; GENZ, F.; MENDIONDO, E.M. Geo-Bio-Hidrologia. In: FRUM GEO-BIO-HIDROLOGIA:ESTUDOEMVERTENTESEMICROBACIAS HIDROGRFICAS,1,1998,Curitiba.Anais...Curitiba:UniversidadeFederaldo Paran, 1998, p.1-25. KOBIYAMA,M.;CHECCHIA,T.;SILVA,R.V.Tecnologiadeaproveitamentodegua dachuva..Florianpolis:UFSC/CTC/ENS,2005.110p.(ApostilaparaCursode Especializao em Gesto de Recursos Hdricos em reas Urbanas). KOBIYAMA,M.;GRISON,F.;LINO,J.F.L.;SILVA,R.V.Estimativamorfomtricae hidrolgicadotempodeconcentraonabaciadocampusdaUFSC, Florianpolis-SC.InSimpsiodeRecursosHdricosdoSul-Sudeste(1:2006: Curitiba), Curitiba: ABRH, anais, 2006a. CD-rom. KOBIYAMA,M.;MENDONA.M.;MORENO,D.A.;MARCELINO,I.P.V.O.; MARCELINO,E.V.;GONALVES,E.F.;BRAZETTI,L.L.P.;GOERL,R.F.; MOLLERI,G.S.F.;RUDORFF,F.M.Prevenodedesastresnaturais: conceitos bsicos. Curitiba: Ed. Organic Trading, 2006b. 109p. KOBIYAMA,M.;LINO,J.F.L.;LOPES,N.H.Y.;SILVA,R.V.Aproveitamentodegua da chuva no contexto de drenagem urbana. Florianpolis: UFSC, 2007a. 51p. KOBIYAMA,M.;GOERL,R.F.;SILVA,R.V.Reduodedesastresnaturais relacionadossinundaes:Problemasesolues.In:MENDIONDO,E.M.(ed.) guas urbanas. So Carlos: USP/EESC/NIBH, 2007b. (no prelo). KEIFER, C.J.; CHU, H.H. Synthetic storm patterns for drainage design. Journal of the Hydraulics Division, ASCE, v. 83 (HY4), n. 4, 1957. KUIPER, E. Water Resources Project Economics. Londres: Butterworth, 1971. 447p. LEOPOLD,L.B.;WOLMAN,M.G.;MILLER,J.P.Fluvialprocessesin geomorphology. New York: Dover Pub., 1992. 522p. LANNA,A.E.GestodosRecursosHdricos.In:TUCCI,C.E. M.(Org.).Hidrologia: cinciaeaplicao.3edio,PortoAlegre:Ed.daUFRGS/ABRH/EDUSP, 2004. p. 727-768. McCUEN,R.H.;WONG,S.L.;RAWLS,W.J.Estimatingurbantimeofconcentration. Journal of Hydraulic Engineering, v.110, p.887-904, 1984. MENDES, H.C.; VEROSA, M.M.D.; MATSUNAGA, S.P.; MENDIONDO, E.M. `Hidro-solidariedade como mecanismo de gesto em polticas pblicas para a preveno deriscoshidrolgicos.In:SeminrioLatinoamericanodePolticasPblicasem Recursos Hdricos (1: 2004: Braslia), Anais, Braslia: ABRH, 2004. CDrom. 4p. MORISAWA,M.E.Quantitativegeomorphologyofsomewatershedsinthe Appalachian plateau. Bull. G.S.A., v.73, p.1025-1046, 1962. MOTA, S. Urbanizao e meio ambiente. Rio de Janeiro: ABES, 1999. 352p. OKAMOTO,Y.Hidrologiadeengenharia.Tokyo:Nikkankougyoshinbunsha,1982. 309p. (em japons) PEREIRA,A.R.;VILLANOVA,N.A.;SEDIYAMA,G.C.Evapo(transpi)rao. Piracicaba: FEALQ, 1997. 183p. PORTO,R.L.L.Escoamentosuperficialdireto.In:TUCCI,C.E.M.;PORTO,R.L.L.; BARROS,M.T.(orgs)DrenagemUrbana,PortoAlegre:ABRH-UFRGS,1995. p.107165. PORTO,R.L.;FILHO,K.Z.;TUCCI,C.E.M.;BIDONE,F.Drenagemurbana.In: TUCCI, C. E. M. (Org.). Hidrologia: cincia e aplicao. 3 edio, Porto Alegre: Ed. da UFRGS/ ABRH/ EDUSP, 2004. p. 805-847. RIGHETTO,A.M.HidrologiaeRecursosHdricos.1edio.SoCarlos: EESC/USP, 1998. RODRIGUEZ-ITURBE,I.;RINALDO,A.Fractalriverbasins:chanceandself-organization. New York: Cambridge Univ. Press, 1997. 547p. RUHE, R.V. Geomorphology. Boston: Houghton Mifflin, 1975. SAGHAFIAN,B.;JULIEN,P.Y.Timetoequilibriumforspatiallyvariablewatersheds. Journal of Hydrology, Amsterdam, v.172, p.231-245, 1995. SCHEIDEGGER,A.E.Thealgebraofstreamordernumbers.USGS.Prof.Paper, 525B, p.187-189, 1965. SCHUMACHER, E.H. O negcio ser pequeno (Small is beautiful). Rio de Janeiro: Zahar Editores, 1977. 261p. SCHUMM,A.A.TheevolutionofdrainagesystemsandslopesinbadlandatPerth Amboy, New Jersey. Bull. G.S.A., v.67, p.597-646, 1956. SCHUMM,S.A.Erroneousperceptionsoffluvialhazards.Geomorphology, Amsterdam, v.10, p.129-138, 1994. SELBY,M.J.Hillslopematerialsandprocesses.2edio,NovaIorque:Oxford University Press, 1993. 451p. SHERMAN, L.K. The relation of hydrographs of runoff to size and character of drainage basins. American Geophysical Union Transaction, v.13, p.332-339, 1932. SHREVE,R.L.Infinitetopologicallyrandomchannelnetworks.JournalofGeology, v.75, p.178-186, 1967. SIDLE,R.C.;TAYLOR,D.;LU,X.X.;ADGER,W.N.;LOWE,D.J.;LANGE,W.P.; NEWNHAM,R.M.;DODSON,J.R.Interactionsofnaturalhazardsandsocietyin Austral-Asia:evidenceinpastandrecentrecords.QuaternaryInternational, Amsterdam, n.118-119, p.181-203, 2004. SILVEIRA,A.L.L.Desempenhodeformulasdetempodeconcentraoembacias urbanaserurais.RevistaBrasileiradeRecursosHdricos,PortoAlegre,v.10, p.5-23, 2005. SILVEIRA,A.L.L.;LOUZADA,J.A.;BELTRAME,L.Infiltraoearmazenamentono solo. In: TUCCI, C. E. M. (Org.). Hidrologia: cincia e aplicao. 3 edio, Porto Alegre: Ed. da UFRGS/ ABRH/ EDUSP, 2004. p.335-372. SINGH,V.P.Derivationoftimeofconcentration.JournalofHydrology,Amsterdam, v.30, p.147-165, 1976 SMART,J.S.Quantitativecharacterizationofchannelnetworkstructure.Water Resources Research, Washington, v.8, p.1487-1496, 1972. SOBRINHO,T.A.;VITORINO,A.C.T.;SOUZA,L.C.F.;GONALVES,M.C.; CARVALHO,D.F.Infiltraodeguanosoloemsistemasdeplantiodiretoe convencional. Rev. Bras. Eng. Agrc. Ambient., Campina Grande, vol.7, 2003. STRAHLER,A.N.Hypsometric(Area-altitude)analysisoferosionaltopography.Bull. G.S.A., v.63, p.1117-1142, 1952. TAKAYAMA, S. Geomorfologia fluvial. Tokyo: Kyoritsushuppan, 1974. 304p. TSUJI, S. Slow is beautiful. Tokyo: Heibonsha, 2001. 262p. (em japons). TSUKAMOTO,Y.Studyonthegrowthofstreamchannel(I).Relationshipbetween streamchannelgrowthandlandslideoccurringduringheavystorm.J.Jap. Erosion Control Soc., Tokyo, v.25, n.4, p.4-13, 1973. TSUKAMOTO, Y.; MINEMATSU, H. Hydrogeomorphological characteristicas of a zero-orderbasin.In:SymposiumErosionandSedimentationinthePacificRim(1987: Corvallis), Proceedings, IAHS, 1987. p.61-70. (IAHS Publ. No. 165). TUCCI, C. E. M. Planodiretor de drenagem urbana: princpios e concepo. Revista Brasileira de Recursos Hdricos, v.2, n.2, 1997, p. 5-12. TUCCI,C.E.M.;CLARKE,R.T.Impactodasmudanasdacoberturavegetalno escoamento:reviso.RevistaBrasileiradeRecursosHdricos,v.2,n.1,1997, p.135-152. TUCCI, C. E. M.; HESPANHOL, I.; CORDEIRO NETTO, O. M. A gesto da gua no Brasil:umaprimeiraavaliaodasituaoatualedasperspectivaspara 2025.2000.Disponvelem:http://www.unb.br/ft/enc/recursoshidricos/relatorio.pdf. Acesso em 15 de maro de 2007. TUCCI,C.E.M.Hidrologia:cinciaeaplicao.In:TUCCI,C.E.M.(Org.). Hidrologia: cincia e aplicao. 3 edio, Porto Alegre: Ed. da UFRGS/ ABRH/ EDUSP, 2004a. p. 25-33. TUCCI,C.E.M.Controledeenchentes.In:TUCCI,C.E.M.(Org.).Hidrologia: cinciaeaplicao.3edio,PortoAlegre:Ed.daUFRGS/ABRH/EDUSP, 2004b. p. 621-658. TUCCI,C.E.M.;ORSINI,L.F.guasurbanasnoBrasil:Cenrioatuale desenvolvimento sustentvel. In: BRASIL SNSA Gesto do territrio e manejo integrado das guas urbanas, Braslia: Ministrio das Cidades, 2005. p.243-268. UNESCO.DepartmentofNaturalSciences.Notesontheunescoprogrammeof scientifichydrology.Paris,1964.Disponvelem: .Acessoem:25 de maio de 2007. VILLELA,S.M.;MATTOS,A.Hidrologiaaplicada.SoPaulo:Ed.McGrawHill, 1975. YANG,C.T.;STALL,J.B.Noteonthemapscaleeffectinthestudyofstream morphology. Water Resources Reseach, Washington, v.7, p.709-712, 1971. YEN, B.C.; CHOW, V.T. Local design storm, v. II. Report n. FHWA/RD-82-064, Federal Highway Administration, 1983.