Elementos de Hidrometeorologia

C apítu lo
Elementos de Hidrometeorologia
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1. FATORES CLIMÁTICOS
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) (Villela, 1975).
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.
1.1. 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/m3)
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.
Cap. 3
Elementos de Hidrometeorologia
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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 (es), para
determinada temperatura do sistema.
O valo de es muda com a temperatura como mostra a figura 1.
Figura 3.1 – pressão de saturação de vapor (Fonte: Wilson, 1969)
A figura 1 mostra que ocorre com a parcela de ar P, com pressão de vapor “e” e temperatura
“t”.
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 = es - e
Cap. 3
Elementos de Hidrometeorologia
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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”.
1.1.1. 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 (ur ).
ur = 100
e
(%)
es
Tabela 3.1 – Conteúdo de vapor d’água no ar em várias umidades relativas (Fonte: Forsdyke, 1969)
Conteúdo de vapor d’água (g/m3)
Temperatura
59,3
34,0
18,7
9,8
4,9
40°C
100%
57%
31%
17%
8%
30°C
---
100%
55%
29%
14%
20°C
---
---
100%
52%
26%
10°C
---
---
---
100%
50%
0°C
---
---
---
---
100%
Cap. 3
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1.2. PSICRÔMETRO
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 w − e ) = γ (t − t w )
Onde:
t w – Temperatura do termômetro de bulbo úmido
t – Temperatura do termômetro de bulbo seco
ew – Pressão de vapor correspondente a temperatura tw (Tabela 3.2)
γ
– Constante do psicrômetro
(γ = 0,66 se e (mb), t (°C) e velocidade do ar entre os bulbos de 3m/s)
(γ = 0,485 se e (mmHg) )
Cap. 3
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Tabela 3.2 – Pressão de saturação de vapor (e s ) em mmHg em função da temperatura em °C.
t (o C)
es
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
-10
0.0
2.15
-9
-8
-7
2.32
2.51
2.71
2.30
2.49
2.69
2.29
2.47
2.67
2.27
2.45
2.65
2.26
2.43
2.63
2.24
2.41
2.61
2.22
2.40
2.59
2.21
2.38
2.57
2.19
2.36
2.55
2.17
2.34
2.53
-6
-5
-4
2.93
3.16
3.41
2.91
3.14
3.39
2.89
3.11
3.37
2.86
3.09
3.34
2.84
3.06
3.32
2.82
3.04
3.29
2.80
3.01
3.27
2.77
2.99
3.24
2.75
2.97
3.22
2.73
2.95
3.18
-3
-2
-1
3.67
3.97
4.26
3.64
3.94
4.23
3.62
3.91
4.20
3.59
3.88
4.17
3.57
3.85
4.14
3.54
3.82
4.11
3.52
3.79
4.08
3.49
3.76
4.05
3.46
3.73
4.03
3.44
3.70
4.00
-0
------0
4.58
------4.58
4.55
------4.62
4.52
------4.65
4.49
------4.69
4.46
------4.71
4.43
------4.75
4.40
------4.78
4.36
------4.82
4.33
------4.86
4.29
------4.89
1
2
3
4.92
5.29
5.68
4.96
5.33
5.72
5.00
5.37
5.76
5.03
5.40
5.80
5.07
5.44
5.84
5.11
5.48
5.89
5.14
5.53
5.93
5.18
5.57
6.97
5.21
5.60
6.01
5.25
5.64
6.06
4
5
6
6.10
6.54
7.01
6.14
6.58
7.06
6.18
6.54
7.11
6.23
6.68
7.16
6.27
6.72
7.20
6.31
6.77
7.25
6.36
6.82
7.31
6.40
6.86
7.36
6.45
6.91
7.41
6.49
6.96
7.46
7
8
9
7.51
8.04
8.61
7.56
8.10
8.67
7.61
8.15
8.73
7.67
8.21
8.78
7.72
8.26
8.84
7.77
8.32
8.90
7.82
8.37
8.96
7.88
8.43
9.02
7.93
8.48
9.08
7.98
8.54
9.14
10
11
12
9.20
9.84
10.52
9.26
9.90
10.58
9.33
9.97
10.66
9.39
10.03
10.72
9.46
10.10
10.79
9.52
10.17
10.86
9.58
10.24
10.93
9.65
10.31
11.00
9.71
10.38
11.08
9.77
10.45
11.15
13
14
15
11.23
11.98
12.78
11.30
12.06
12.86
11.38
12.14
12.95
11.75
12.22
13.03
11.53
12.96
13.11
11.60
12.38
13.20
11.68
12.46
13.28
11.76
12.54
13.37
11.83
12.62
13.45
11.91
12.70
13.54
16
17
18
13.63
14.53
15.46
13.71
14.62
15.56
13.80
14.71
15.66
13.90
14.80
15.76
13.99
14.90
15.96
14.08
14.99
15.96
14.17
15.09
16.06
14.26
15.17
16.16
14.35
15.27
16.26
14.44
15.38
16.36
19
20
21
16.46
17.53
18.65
16.57
17.64
18.77
16.68
17.75
18.88
16.79
17.86
19.00
16.90
17.97
19.11
17.00
18.08
19.23
17.10
18.20
19.35
17.21
18.31
19.46
17.32
18.43
19.58
17.43
18.54
19.70
22
23
24
19.82
21.05
22.27
19.94
21.19
22.50
20.06
21.32
22.63
20.19
21.45
22.76
20.31
21.58
22.91
20.43
21.71
23.05
20.58
21.84
23.19
20.69
21.97
23.31
20.80
22.10
23.45
20.93
22.23
23.60
25
26
27
23.75
25.31
26.74
23.90
25.45
26.90
24.03
25.60
27.05
24.20
25.74
27.21
24.35
25.89
27.37
24.49
26.03
27.53
24.64
26.18
27.69
24.79
26.32
27.85
25.08
26.46
28.00
25.09
26.60
28.16
28
29
30
28.32
30.03
31.82
28.49
30.20
32.00
28.66
30.38
32.19
28.83
30.56
32.38
29.00
30.74
32.57
29.17
30.92
32.76
29.34
31.10
32.95
29.51
31.28
33.14
29.68
31.46
33.33
29.85
31.64
33.52
5
Cap. 3
Elementos de Hidrometeorologia
6
1.3. 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:
1. Gradiente de temperatura adiabática seca (α
α d)
•
Parcela de ar ascendente
•
Se expande devido ao decréscimo de pressão
•
Temperatura decresce (-1°C/100m)
2. Gradiente de temperatura adiabática saturada (α
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.
1.4. ESTABILIDADE E INSTABILIDADE
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).
Cap. 3
Elementos de Hidrometeorologia
7
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 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 ).
Se γ < Γ :
Γ (parcela)
tparc < tamb
γ
(amb)
mais frio, mais denso parcela
desce (ESTÁVEL)
Se γ > Γ :
γ (amb)
Γ (parcela)
tparc > tamb
mais quente, menos densa
(INSTÁVEL)
Figura 3.3 – Estabilidade e Instabilidade convectiva
(Fonte: VILLELA,1975).
Cap. 3
Elementos de Hidrometeorologia
8
Caso a parcela não esteja saturada, começará, no inicio a comportar-se como ar seco em
ascensão (α
α d). entretanto, em um dado momento, chegará à temperatura de ponto de orvalho e
passará a comporta-se como ar saturado (α
α s). A umidade que foi condensada do ar resfriado em
ascensão torna-se 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.
Figura 3.4 – Ascensão do ar úmido. (Fonte: FORDSDYKE,1969).
Figura 3.5 – Formas de precipitação. (Fonte: Raudikivi,1979).
Cap. 3
Elementos de Hidrometeorologia
9
1.5 VENTO
O ar esta 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 precisos dois fatores para especificar o vento: direção e velocidade.
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 3.6 – Direção média dos ventos de superfície em janeiro. (Fonte: Raudikivi, 1979)
Cap. 3
Figura 3.7 –
Elementos de Hidrometeorologia
Campos de umidade relativa, movimento
vertical (500mb) e campos de vento
(200mb e 850mb) (Fonte: NMC/SAD).
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