1. INTRODUÇÃO 2. UMIDADE

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1 Elementos de Hidrometeorologia Capítulo 3 1. INTRODUÇÃO A hidrologia de uma região depende principalmente de seu clima e secundariamente de sua topografia e geologia. A topografia influencia a precipitação, a ocorrência de lagos, pântanos e a velocidade do escoamento superficial. A geologia, além de influenciar a topografia, define o local de armazenamento da água proveniente da precipitação, ou seja, na superfície (rios e lagos) ou no subsolo (escoamento subterrâneo ou confinada em aqüíferos). O clima de uma região é altamente dependente de sua posição geográfica em relação à superfície terrestre. Os fatores climáticos mais importantes são a precipitação e o seu modo de ocorrência, umidade, temperatura e ventos, os quais diretamente afetam a evaporação e a transpiração. Neste capítulo serão abordados os três últimos, uma vez que à precipitação se dedicará um capítulo a parte. 2. UMIDADE Existe sempre alguma água, na forma de vapor, misturado com o ar por toda a atmosfera. A condensação deste vapor é que origina a maioria dos fenômenos do tempo: nuvens, chuva, neve, nevoeiro, orvalho e etc., assim a compreensão do estudo do vapor d água na atmosfera é de grande importância para a hidrologia. A quantidade de vapor d água no ar expressa-se simplesmente pela relação peso/volume (ex.: gramas/m 3 ) Existe um limite para a quantidade de vapor d água que um dado volume de ar pode suportar, e quando esse limite é alcançado, diz-se que o ar está saturado. O ar quente pode suportar mais vapor do que o ar frio, para cada grau de elevação da temperatura, verifica-se, também um aumento do conteúdo do vapor d água para a saturação. A pressão atmosférica decorre de uma composição de pressões parciais exercidas pelos gases que a constituem. A parcela de pressão devida a presença do vapor d água é denominada pressão de vapor d água (e). Suponha uma superfície de água em evaporação, em um sistema fechado, envolta em ar.

2 2 Sob a ação de uma fonte de calor, a água vai sendo evaporada até o estado de equilíbrio, quando o ar está saturado de vapor e não pode mais absorvê-lo. As moléculas de vapor d água exercerão então uma pressão, denominada pressão de saturação de vapor d água (e s ), para determinada temperatura do sistema. O valor de e s muda com a temperatura como mostra a Figura 1. Figura 3.1 Pressão de saturação de vapor (Fonte: Varejão-Silva, 2001) A Figura 3.1 mostra que ocorre com a parcela de ar P, com pressão de vapor e e temperatura t.

3 3 Uma vez que o ponto P se encontra abaixo da curva de pressão de saturação de vapor, está claro que a massa de ar pode absorver mais umidade. Teoricamente a saturação do ar pode se dar por três processos básicos: 1. Processo isotérmico a temperatura é mantida constante e o vapor d água é incorporado ao ar para suprir sua deficiência de umidade (ds). ds = e s e (3.1) 2. Processo isobárico a pressão é conservada constante e o ar é submetido a um resfriamento até interceptar a curva de saturação de vapor. Está temperatura corresponde a temperatura do ponto de orvalho (t d ). 3. Livre saturação se a água evapora livremente dentro da massa de ar, a saturação é atingida a pressão e temperaturas diferentes das que tinha inicialmente, uma vez que a evaporação necessita de calor (calor latente de evaporação), que é retirado do próprio ar. Assim a medida que a umidade e a pressão aumentam, a temperatura diminui. O ponto P irá se mover na diagonal até atingir a curva de saturação a uma temperatura t w denominada de temperatura do bulbo úmido Umidade Relativa Em geral o ar não está saturado; contém apenas uma fração do vapor d água possível. Essa fração, expressa em percentagem, é denominada umidade relativa (u r ). u = 100 r e e s (%) Tabela 3.1 Conteúdo de vapor d água no ar em várias umidades relativas (Fonte: Forsdyke, 1969) Temperatura Conteúdo de vapor d água (g/m 3 ) 59,3 34,0 18,7 9,8 4,9 40 C 100% 57% 31% 17% 8% 30 C % 55% 29% 14% 20 C % 52% 26% 10 C % 50%

4 4 0 C % O Psicrômetro é o instrumento empregado para a medição da umidade atmosférica. Ele consiste de dois termômetros o de bulbo úmido e o de bulbo seco. Figura 3.2 Diagrama de um psicrômetro, mostrando o princípio do termômetro de bulbo úmido. (Fonte: Villela, 1975) O valor de e para uma dada temperatura é obtido pela equação: ( e e) = ( t ) γ (3.2) w t w Onde: t w Temperatura do termômetro de bulbo úmido t Temperatura do termômetro de bulbo seco e w Pressão de vapor correspondente a temperatura t w (Tabela 3.2) γ Constante do psicrômetro (γ = 0,6, se e (mb), t ( C) e velocidade do ar entre os bulbos de 3m/s e γ = 0,485 se e (mmhg) )

5 5 Tabela 3.2 Pressão de saturação de vapor (es) em mmhg em função da temperatura em C. t ( o C) e s

6 Figura 3.3 Psicrômetro

7 7 A Figura 3.4 mostra o mapa da umidade relativa média anual no Brasil, medida pelo INMET, no período de 1930 a 1990 (Normais Climatológicas). Figura 3.4 Umidade relativa anual (Fonte: INMET( 3. TEMPERATURA Geograficamente, há uma tendência de elevação de temperatura a medida que se aproxima do Equador. Verifica-se, entretanto, que a topografia e a vegetação pode comprometer este comportamento. Durante o dia, a incidência da radiação solar provoca o aquecimento da superfície, que alcança sua temperatura máxima algumas horas após o sol ter alcançado o seu zênite. As camadas inferiores da atmosfera são aquecidas pela radiação de onda longa emitida pela superfície terrestre. Devido a diversos processos de troca de calor no sistema Terra-Atmosfera, existe uma distribuição de temperatura também segundo a direção vertical, conhecida como gradiente vertical de temperatura (- 0,65 C/100m). O estudo desse gradiente é importante para a influência da estabilidade atmosférica. Associados aos processos de evolução do ar, são definidos três gradientes teóricos:

8 8 1. Gradiente de temperatura adiabática seca (α d ) Parcela de ar ascendente Expande-se devido ao decréscimo de pressão Temperatura decresce (-1 C/100m) 2. Gradiente de temperatura adiabática saturada (α s ) Quando a parcela de ar em ascensão atinge o nível de condensação, a pressão continua decrescente. Gradiente menor (-0,54 C/100m) 3. Gradiente de temperatura pseudo-adiabático Figura 3.4 Formas de precipitação. (Fonte: Raudikivi, 1979) Estabilidade e Instabilidade Convectiva Uma vez que ar aquecido decresce em densidade, ele tende a se tornar mais leve. Entretanto a superfície terrestre não é homogênea e faz com que o ar seja aquecido de forma desigual, o que resulta no aparecimento de camadas de ar com diferentes densidades; surgem então forças ascendentes que elevam o ar mais quente (mais leve) através do ar vizinho mais frio (mais denso). Obviamente, o gradiente de temperatura dentro de uma camada atmosférica é diferente daqueles referentes a adiabática seca e a adiabática saturada. A relação entre o gradiente e a temperatura do ambiente atmosférico (γ) e o gradiente da adiabática seca é que determina a umidade convectiva do ar. Seja, por hipótese, que uma partícula de ar seco em equilíbrio térmico com o meio ambiente seja levada, por algum motivo, a uma altitude maior que a inicial. O movimento ascendente da partícula

9 9 não modifica a estrutura da atmosfera circunvizinha. Como a parcela sob verticalmente, ela esfria a uma taxa (Γ) (adiabática seca), enquanto que a temperatura ambiente decresce a uma taxa ( γ ). a) Se γ < Γ : Γ (parcela) γ (ambiente) tparc < tamb mais frio, mais denso, parcela desce (estável) b) Se γ > Γ : γ (ambiente) Γ (parcela) tparc > tamb mais quente, menos densa, parcela sobe (instável) Figura 3.5 Estabilidade e Instabilidade Convectiva (Fonte: VILLELA,1975) Caso a parcela não esteja saturada, começará, no inicio a comportar-se como ar seco em ascensão (α d ). Entretanto, em um dado momento, chegará à temperatura de ponto de orvalho e passará a comporta-se como ar saturado (α s ). A umidade que foi condensada do ar resfriado em ascensão tornase visível como nuvem, sendo a sua base representativa do nível de condensação. O topo da nuvem continua a se desenvolver até alcançar uma camada estável.

10 10 Figura 3.6 Nuvem cumulonimbus (Fonte: INMET) 4. Vento O ar está em movimento e isto é sentido como vento. Ele influencia processos hidrometeorológicos, uma vez que, ao retirar a camada de ar saturado próxima ao solo e substituí-la por uma com menos umidade, faz com que o processo de evaporação seja contínuo. São necessários dois fatores para especificar o vento: direção e velocidade. Os instrumentos utilizados para medida destas grandezas são os anemômetros, que medem a velocidade do vento (em m/s) e, em alguns tipos, também a direção (em graus), e os anemógrafos, que registram continuamente a direção (em graus) e a velocidade instantânea do vento (em m/s), a distância total (em km) percorrida pelo vento com relação ao instrumento e as rajadas (em m/s). Figura 3.7 Anemômetro

11 11 Figura 3.8 Anemógrafo Devido a sua posição em relação a circulação geral da atmosfera, o Nordeste tem vento prevalecentes do sudeste, que podem se tornar mais zonais de acordo com a época do ano (estação chuvosa). Figura 3.9 Direção média dos ventos de superfície em janeiro. (Fonte: Raudikivi, 1979)

12 12 Figura 3.10 Campos de umidade relativa, movimento vertical (500mb) e campos de vento (200mb e 850mb) (Fonte: NMC/SAD).