-
CCaappttuulloo
33
EElleemmeennttooss ddee HHiiddrroommeetteeoorroollooggiiaa
1. INTRODUO
A hidrologia de uma reg
e geologia. A topografia
escoamento superficial.
da gua proveniente da
subterrneo ou confinad
O clima de uma regio
terrestre. Os fatores cli
umidade, temperatura e
captulo sero abordados
2. UMIDADE
Existe sempre alguma
condensao deste vap
nevoeiro, orvalho e etc.
importncia para a hidr
relao peso/volume (ex
Existe um limite para a
quando esse limite alc
do que o ar frio, para c
contedo do vapor dgu
A presso atmosfrica d
constituem. A parcela de
dgua (e). Suponha um
io depende principalmente de seu clima e secundariamente de sua
topografia
influencia a precipitao, a ocorrncia de lagos, pntanos e a
velocidade do
A geologia, alm de influenciar a topografia, define o local de
armazenamento
precipitao, ou seja, na superfcie (rios e lagos) ou no subsolo
(escoamento
a em aqferos).
altamente dependente de sua posio geogrfica em relao
superfcie
mticos mais importantes so a precipitao e o seu modo de
ocorrncia,
ventos, os quais diretamente afetam a evaporao e a transpirao.
Neste
os trs ltimos, uma vez que precipitao se dedicar um captulo a
parte.
gua, na forma de vapor, misturado com o ar por toda a atmosfera.
A
or que origina a maioria dos fenmenos do tempo: nuvens, chuva,
neve,
, assim a compreenso do estudo do vapor dgua na atmosfera de
grande
ologia. A quantidade de vapor dgua no ar expressa-se
simplesmente pela
.: gramas/m3)
quantidade de vapor dgua que um dado volume de ar pode suportar,
e
anado, diz-se que o ar est saturado. O ar quente pode suportar
mais vapor
ada grau de elevao da temperatura, verifica-se, tambm um aumento
do
a para a saturao.
ecorre de uma composio de presses parciais exercidas pelos gases
que a
presso devida a presena do vapor dgua denominada presso de
vapor
a superfcie de gua em evaporao, em um sistema fechado, envolta
em ar.
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
PAGE
12
1. INTRODUO
A hidrologia de uma regio depende principalmente de seu clima e
secundariamente de sua topografia e geologia. A topografia
influencia a precipitao, a ocorrncia de lagos, pntanos e a
velocidade do escoamento superficial. A geologia, alm de
influenciar a topografia, define o local de armazenamento da gua
proveniente da precipitao, ou seja, na superfcie (rios e lagos) ou
no subsolo (escoamento subterrneo ou confinada em aqferos).
O clima de uma regio altamente dependente de sua posio geogrfica
em relao superfcie terrestre. Os fatores climticos mais importantes
so a precipitao e o seu modo de ocorrncia, umidade, temperatura e
ventos, os quais diretamente afetam a evaporao e a transpirao.
Neste captulo sero abordados os trs ltimos, uma vez que precipitao
se dedicar um captulo a parte.
2. UMIDADE
Existe sempre alguma gua, na forma de vapor, misturado com o ar
por toda a atmosfera. A condensao deste vapor que origina a maioria
dos fenmenos do tempo: nuvens, chuva, neve, nevoeiro, orvalho e
etc., assim a compreenso do estudo do vapor dgua na atmosfera de
grande importncia para a hidrologia. A quantidade de vapor dgua no
ar expressa-se simplesmente pela relao peso/volume (ex.:
gramas/m3)
Existe um limite para a quantidade de vapor dgua que um dado
volume de ar pode suportar, e quando esse limite alcanado, diz-se
que o ar est saturado. O ar quente pode suportar mais vapor do que
o ar frio, para cada grau de elevao da temperatura, verifica-se,
tambm um aumento do contedo do vapor dgua para a saturao.
A presso atmosfrica decorre de uma composio de presses parciais
exercidas pelos gases que a constituem. A parcela de presso devida
a presena do vapor dgua denominada presso de vapor dgua (e).
Suponha uma superfcie de gua em evaporao, em um sistema fechado,
envolta em ar.
Sob a ao de uma fonte de calor, a gua vai sendo evaporada at o
estado de equilbrio, quando o ar est saturado de vapor e no pode
mais absorv-lo. As molculas de vapor dgua exercero ento uma presso,
denominada presso de saturao de vapor dgua (es), para determinada
temperatura do sistema.
O valor de es muda com a temperatura como mostra a Figura 1.
Figura 3.1 Presso de saturao de vapor (Fonte: Varejo-Silva,
2001)
A Figura 3.1 mostra que ocorre com a parcela de ar P, com presso
de vapor e e temperatura t.
Uma vez que o ponto P se encontra abaixo da curva de presso de
saturao de vapor, est claro que a massa de ar pode absorver mais
umidade. Teoricamente a saturao do ar pode se dar por trs processos
bsicos:
1. Processo isotrmico a temperatura mantida constante e o vapor
dgua incorporado ao ar para suprir sua deficincia de umidade
(ds).
ds = es e (3.1)
2. Processo isobrico a presso conservada constante e o ar
submetido a um resfriamento at interceptar a curva de saturao de
vapor. Est temperatura corresponde a temperatura do ponto de
orvalho (td).
3. Livre saturao se a gua evapora livremente dentro da massa de
ar, a saturao atingida a presso e temperaturas diferentes das que
tinha inicialmente, uma vez que a evaporao necessita de calor
(calor latente de evaporao), que retirado do prprio ar. Assim a
medida que a umidade e a presso aumentam, a temperatura diminui. O
ponto P ir se mover na diagonal at atingir a curva de saturao a uma
temperatura tw denominada de temperatura do bulbo mido.
2.1. Umidade Relativa
Em geral o ar no est saturado; contm apenas uma frao do vapor
dgua possvel. Essa frao, expressa em percentagem, denominada
umidade relativa (ur).
(
)
%
100
s
r
e
e
u
=
Tabela 3.1 Contedo de vapor dgua no ar em vrias umidades
relativas (Fonte: Forsdyke, 1969)
Temperatura
Contedo de vapor dgua (g/m3)
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%
O Psicrmetro o instrumento empregado para a medio da umidade
atmosfrica. Ele consiste de dois termmetros o de bulbo mido e o de
bulbo seco.
Figura 3.2 Diagrama de um psicrmetro, mostrando o princpio do
termmetro de bulbo mido.
(Fonte: Villela, 1975)
O valor de e para uma dada temperatura obtido pela equao:
(
)
(
)
w
w
t
t
e
e
-
=
-
g
(3.2)
Onde:
tw Temperatura do termmetro de bulbo mido
t Temperatura do termmetro de bulbo seco
ew Presso de vapor correspondente a temperatura tw (Tabela
3.2)
( Constante do psicrmetro (( = 0,6, se e (mb), t ((C) e
velocidade do ar entre os bulbos de 3m/s e ( = 0,485 se e (mmHg)
)
Tabela 3.2 Presso de saturao de vapor (es) em mmHg em funo da
temperatura em (C.
t (o C)
es
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
-10
2.15
-9
2.32
2.30
2.29
2.27
2.26
2.24
2.22
2.21
2.19
2.17
-8
2.51
2.49
2.47
2.45
2.43
2.41
2.40
2.38
2.36
2.34
-7
2.71
2.69
2.67
2.65
2.63
2.61
2.59
2.57
2.55
2.53
-6
2.93
2.91
2.89
2.86
2.84
2.82
2.80
2.77
2.75
2.73
-5
3.16
3.14
3.11
3.09
3.06
3.04
3.01
2.99
2.97
2.95
-4
3.41
3.39
3.37
3.34
3.32
3.29
3.27
3.24
3.22
3.18
-3
3.67
3.64
3.62
3.59
3.57
3.54
3.52
3.49
3.46
3.44
-2
3.97
3.94
3.91
3.88
3.85
3.82
3.79
3.76
3.73
3.70
-1
4.26
4.23
4.20
4.17
4.14
4.11
4.08
4.05
4.03
4.00
-0
4.58
4.55
4.52
4.49
4.46
4.43
4.40
4.36
4.33
4.29
-------
-------
-------
-------
-------
-------
-------
-------
-------
-------
-------
0
4.58
4.62
4.65
4.69
4.71
4.75
4.78
4.82
4.86
4.89
1
4.92
4.96
5.00
5.03
5.07
5.11
5.14
5.18
5.21
5.25
2
5.29
5.33
5.37
5.40
5.44
5.48
5.53
5.57
5.60
5.64
3
5.68
5.72
5.76
5.80
5.84
5.89
5.93
6.97
6.01
6.06
4
6.10
6.14
6.18
6.23
6.27
6.31
6.36
6.40
6.45
6.49
5
6.54
6.58
6.54
6.68
6.72
6.77
6.82
6.86
6.91
6.96
6
7.01
7.06
7.11
7.16
7.20
7.25
7.31
7.36
7.41
7.46
7
7.51
7.56
7.61
7.67
7.72
7.77
7.82
7.88
7.93
7.98
8
8.04
8.10
8.15
8.21
8.26
8.32
8.37
8.43
8.48
8.54
9
8.61
8.67
8.73
8.78
8.84
8.90
8.96
9.02
9.08
9.14
10
9.20
9.26
9.33
9.39
9.46
9.52
9.58
9.65
9.71
9.77
11
9.84
9.90
9.97
10.03
10.10
10.17
10.24
10.31
10.38
10.45
12
10.52
10.58
10.66
10.72
10.79
10.86
10.93
11.00
11.08
11.15
13
11.23
11.30
11.38
11.75
11.53
11.60
11.68
11.76
11.83
11.91
14
11.98
12.06
12.14
12.22
12.96
12.38
12.46
12.54
12.62
12.70
15
12.78
12.86
12.95
13.03
13.11
13.20
13.28
13.37
13.45
13.54
16
13.63
13.71
13.80
13.90
13.99
14.08
14.17
14.26
14.35
14.44
17
14.53
14.62
14.71
14.80
14.90
14.99
15.09
15.17
15.27
15.38
18
15.46
15.56
15.66
15.76
15.96
15.96
16.06
16.16
16.26
16.36
19
16.46
16.57
16.68
16.79
16.90
17.00
17.10
17.21
17.32
17.43
20
17.53
17.64
17.75
17.86
17.97
18.08
18.20
18.31
18.43
18.54
21
18.65
18.77
18.88
19.00
19.11
19.23
19.35
19.46
19.58
19.70
22
19.82
19.94
20.06
20.19
20.31
20.43
20.58
20.69
20.80
20.93
23
21.05
21.19
21.32
21.45
21.58
21.71
21.84
21.97
22.10
22.23
24
22.27
22.50
22.63
22.76
22.91
23.05
23.19
23.31
23.45
23.60
25
23.75
23.90
24.03
24.20
24.35
24.49
24.64
24.79
25.08
25.09
26
25.31
25.45
25.60
25.74
25.89
26.03
26.18
26.32
26.46
26.60
27
26.74
26.90
27.05
27.21
27.37
27.53
27.69
27.85
28.00
28.16
28
28.32
28.49
28.66
28.83
29.00
29.17
29.34
29.51
29.68
29.85
29
30.03
30.20
30.38
30.56
30.74
30.92
31.10
31.28
31.46
31.64
30
31.82
32.00
32.19
32.38
32.57
32.76
32.95
33.14
33.33
33.52
Figura 3.3 Psicrmetro
A Figura 3.4 mostra o mapa da umidade relativa mdia anual no
Brasil, medida pelo INMET, no perodo de 1930 a 1990 (Normais
Climatolgicas).
Figura 3.4 Umidade relativa anual (Fonte:
INMET(http://www.inmet.gov.br/produtos)
3. TEMPERATURA
Geograficamente, h uma tendncia de elevao de temperatura a
medida que se aproxima do Equador. Verifica-se, entretanto, que a
topografia e a vegetao pode comprometer este comportamento.
Durante o dia, a incidncia da radiao solar provoca o aquecimento
da superfcie, que alcana sua temperatura mxima algumas horas aps o
sol ter alcanado o seu znite. As camadas inferiores da atmosfera so
aquecidas pela radiao de onda longa emitida pela superfcie
terrestre.
Devido a diversos processos de troca de calor no sistema
Terra-Atmosfera, existe uma distribuio de temperatura tambm segundo
a direo vertical, conhecida como gradiente vertical de temperatura
(-0,65(C/100m). O estudo desse gradiente importante para a
influncia da estabilidade atmosfrica. Associados aos processos de
evoluo do ar, so definidos trs gradientes tericos:
1. Gradiente de temperatura adiabtica seca ((d)
Parcela de ar ascendente
Expande-se devido ao decrscimo de presso
Temperatura decresce (-1(C/100m)
2. Gradiente de temperatura adiabtica saturada ((s)
Quando a parcela de ar em ascenso atinge o nvel de condensao, a
presso continua decrescente.
Gradiente menor (-0,54(C/100m)
3. Gradiente de temperatura pseudo-adiabtico
Figura 3.4 Formas de precipitao. (Fonte: Raudikivi, 1979).
3.1. Estabilidade e Instabilidade Convectiva
Uma vez que ar aquecido decresce em densidade, ele tende a se
tornar mais leve. Entretanto a superfcie terrestre no homognea e
faz com que o ar seja aquecido de forma desigual, o que resulta no
aparecimento de camadas de ar com diferentes densidades; surgem
ento foras ascendentes que elevam o ar mais quente (mais leve)
atravs do ar vizinho mais frio (mais denso).
Obviamente, o gradiente de temperatura dentro de uma camada
atmosfrica diferente daqueles referentes a adiabtica seca e a
adiabtica saturada. A relao entre o gradiente e a temperatura do
ambiente atmosfrico (() e o gradiente da adiabtica seca que
determina a umidade convectiva do ar. Seja, por hiptese, que uma
partcula de ar seco em equilbrio trmico com o meio ambiente seja
levada, por algum motivo, a uma altitude maior que a inicial. O
movimento ascendente da partcula no modifica a estrutura da
atmosfera circunvizinha. Como a parcela sob verticalmente, ela
esfria a uma taxa (() (adiabtica seca), enquanto que a temperatura
ambiente decresce a uma taxa ( ( ).
a) Se
G
g
:
( (ambiente) ( (parcela)
tparc > tamb mais quente, menos densa, parcela sobe
(instvel)
Figura 3.5 Estabilidade e Instabilidade Convectiva (Fonte:
VILLELA,1975)
Caso a parcela no esteja saturada, comear, no inicio a
comportar-se como ar seco em ascenso ((d). Entretanto, em um dado
momento, chegar temperatura de ponto de orvalho e passar a
comporta-se como ar saturado ((s). A umidade que foi condensada do
ar resfriado em ascenso torna-se visvel como nuvem, sendo a sua
base representativa do nvel de condensao. O topo da nuvem continua
a se desenvolver at alcanar uma camada estvel.
Figura 3.6 Nuvem cumulonimbus (Fonte: INMET)
4. Vento
O ar est em movimento e isto sentido como vento. Ele influencia
processos hidrometeorolgicos, uma vez que, ao retirar a camada de
ar saturado prxima ao solo e substitu-la por uma com menos umidade,
faz com que o processo de evaporao seja contnuo.
So necessrios dois fatores para especificar o vento: direo e
velocidade. Os instrumentos utilizados para medida destas grandezas
so os anemmetros, que medem a velocidade do vento (em m/s) e, em
alguns tipos, tambm a direo (em graus), e os anemgrafos, que
registram continuamente a direo (em graus) e a velocidade
instantnea do vento (em m/s), a distncia total (em km) percorrida
pelo vento com relao ao instrumento e as rajadas (em m/s).
Figura 3.7 Anemmetro
Figura 3.8 Anemgrafo
Devido a sua posio em relao a circulao geral da atmosfera, o
Nordeste tem vento prevalecentes do sudeste, que podem se tornar
mais zonais de acordo com a poca do ano (estao chuvosa).
Figura 3.9 Direo mdia dos ventos de superfcie em janeiro.
(Fonte: Raudikivi, 1979)
Figura 3.10 Campos de umidade relativa, movimento vertical
(500mb) e campos de vento (200mb e 850mb) (Fonte: NMC/SAD).
Captulo
3
Hidrologia Aplicada
EMBED PBrush
EMBED PBrush
Elementos de Hidrometeorologia
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
10
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
_1115469946.unknown_1115470090.unknown_1044387218.unknown_1044387217.unknownKarineCap
3_Elementos de Hidrometeorologia_22 de set 2003.doc
-
2Captulo 1 Hidrologia Aplicada
Sob a ao de uma fonte de calor, a gua vai sendo evaporada at o
estado de equilbrio, quando o
ar est saturado de vapor e no pode mais absorv-lo. As molculas
de vapor dgua exercero
ento uma presso, denominada presso de saturao de vapor dgua
(es), para determinada
temperatura do sistema.
O valor de es muda com a temperatura como mostra a Figura 1.
Figura 3.1 Presso de saturao de vapor (Fonte: Varejo-Silva,
2001)
A Figura 3.1 mostra que ocorre com a parcela de ar P, com presso
de vapor e e temperatura t.
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
-
3Captulo 1 Hidrologia Aplicada
Uma vez que o ponto P se encontra abaixo da curva de presso de
saturao de vapor, est claro
que a massa de ar pode absorver mais umidade. Teoricamente a
saturao do ar pode se dar por trs
processos bsicos:
1. Processo isotrmico a temperatura mantida constante e o vapor
dgua
incorporado ao ar para suprir sua deficincia de umidade
(ds).
ds = es e (3.1)
2. Processo isobrico a presso conservada constante e o ar
submetido a um
resfriamento at interceptar a curva de saturao de vapor. Est
temperatura corresponde a
temperatura do ponto de orvalho (td).
3. Livre saturao se a gua evapora livremente dentro da massa de
ar, a saturao
atingida a presso e temperaturas diferentes das que tinha
inicialmente, uma vez que a
evaporao necessita de calor (calor latente de evaporao), que
retirado do prprio ar.
Assim a medida que a umidade e a presso aumentam, a temperatura
diminui. O ponto P ir
se mover na diagonal at atingir a curva de saturao a uma
temperatura tw denominada de
temperatura do bulbo mido.
2.1. Umidade Relativa
Em geral o ar no est saturado; contm apenas uma frao do vapor
dgua possvel. Essa frao,
expressa em percentagem, denominada umidade relativa (ur).
( )%100s
r eeu =
Tabela 3.1 Contedo de vapor dgua no ar em vrias umidades
relativas (Fonte: Forsdyke, 1969)
Contedo de vapor dgua (g/m3)
Temperatura 59,3 34,0 18,7 9,8 4,9
40C 100% 57% 31% 17% 8%
30C --- 100% 55% 29% 14%
20C --- --- 100% 52% 26%
10C --- --- --- 100% 50%
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
-
4Captulo 1 Hidrologia Aplicada
0C --- --- --- --- 100%
O Psicrmetro o instrumento empregado para a medio da umidade
atmosfrica. Ele consiste de
dois termmetros o de bulbo mido e o de bulbo seco.
Figura 3.2 Diagrama de um psicrmetro, mostrando o princpio do
termmetro de bulbo mido.
(Fonte: Villela, 1975)
O valor de e para uma dada temperatura obtido pela equao:
( ) ( )ww ttee = (3.2)
Onde:
tw Temperatura do termmetro de bulbo mido
t Temperatura do termmetro de bulbo seco
ew Presso de vapor correspondente a temperatura tw (Tabela
3.2)
Constante do psicrmetro ( = 0,6, se e (mb), t (C) e velocidade
do ar entre os bulbos
de 3m/s e = 0,485 se e (mmHg) )
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
-
5Captulo 1 Hidrologia Aplicada
Tabela 3.2 Presso de saturao de vapor (es) em mmHg em funo da
temperatura em C.
es
t (o C) 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9
-10 2.15
-9 2.32 2.30 2.29 2.27 2.26 2.24 2.22 2.21 2.19 2.17
-8 2.51 2.49 2.47 2.45 2.43 2.41 2.40 2.38 2.36 2.34
-7 2.71 2.69 2.67 2.65 2.63 2.61 2.59 2.57 2.55 2.53
-6 2.93 2.91 2.89 2.86 2.84 2.82 2.80 2.77 2.75 2.73
-5 3.16 3.14 3.11 3.09 3.06 3.04 3.01 2.99 2.97 2.95
-4 3.41 3.39 3.37 3.34 3.32 3.29 3.27 3.24 3.22 3.18
-3 3.67 3.64 3.62 3.59 3.57 3.54 3.52 3.49 3.46 3.44
-2 3.97 3.94 3.91 3.88 3.85 3.82 3.79 3.76 3.73 3.70
-1 4.26 4.23 4.20 4.17 4.14 4.11 4.08 4.05 4.03 4.00
-0 4.58 4.55 4.52 4.49 4.46 4.43 4.40 4.36 4.33 4.29
------- ------- ------- ------- ------- ------- ------- -------
------- ------- -------
0 4.58 4.62 4.65 4.69 4.71 4.75 4.78 4.82 4.86 4.89
1 4.92 4.96 5.00 5.03 5.07 5.11 5.14 5.18 5.21 5.25
2 5.29 5.33 5.37 5.40 5.44 5.48 5.53 5.57 5.60 5.64
3 5.68 5.72 5.76 5.80 5.84 5.89 5.93 6.97 6.01 6.06
4 6.10 6.14 6.18 6.23 6.27 6.31 6.36 6.40 6.45 6.49
5 6.54 6.58 6.54 6.68 6.72 6.77 6.82 6.86 6.91 6.96
6 7.01 7.06 7.11 7.16 7.20 7.25 7.31 7.36 7.41 7.46
7 7.51 7.56 7.61 7.67 7.72 7.77 7.82 7.88 7.93 7.98
8 8.04 8.10 8.15 8.21 8.26 8.32 8.37 8.43 8.48 8.54
9 8.61 8.67 8.73 8.78 8.84 8.90 8.96 9.02 9.08 9.14
10 9.20 9.26 9.33 9.39 9.46 9.52 9.58 9.65 9.71 9.77
11 9.84 9.90 9.97 10.03 10.10 10.17 10.24 10.31 10.38 10.45
12 10.52 10.58 10.66 10.72 10.79 10.86 10.93 11.00 11.08
11.15
13 11.23 11.30 11.38 11.75 11.53 11.60 11.68 11.76 11.83
11.91
14 11.98 12.06 12.14 12.22 12.96 12.38 12.46 12.54 12.62
12.70
15 12.78 12.86 12.95 13.03 13.11 13.20 13.28 13.37 13.45
13.54
16 13.63 13.71 13.80 13.90 13.99 14.08 14.17 14.26 14.35
14.44
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
-
6Captulo 1 Hidrologia Aplicada
17 14.53 14.62 14.71 14.80 14.90 14.99 15.09 15.17 15.27
15.38
18 15.46 15.56 15.66 15.76 15.96 15.96 16.06 16.16 16.26
16.36
19 16.46 16.57 16.68 16.79 16.90 17.00 17.10 17.21 17.32
17.43
20 17.53 17.64 17.75 17.86 17.97 18.08 18.20 18.31 18.43
18.54
21 18.65 18.77 18.88 19.00 19.11 19.23 19.35 19.46 19.58
19.70
22 19.82 19.94 20.06 20.19 20.31 20.43 20.58 20.69 20.80
20.93
23 21.05 21.19 21.32 21.45 21.58 21.71 21.84 21.97 22.10
22.23
24 22.27 22.50 22.63 22.76 22.91 23.05 23.19 23.31 23.45
23.60
25 23.75 23.90 24.03 24.20 24.35 24.49 24.64 24.79 25.08
25.09
26 25.31 25.45 25.60 25.74 25.89 26.03 26.18 26.32 26.46
26.60
27 26.74 26.90 27.05 27.21 27.37 27.53 27.69 27.85 28.00
28.16
28 28.32 28.49 28.66 28.83 29.00 29.17 29.34 29.51 29.68
29.85
29 30.03 30.20 30.38 30.56 30.74 30.92 31.10 31.28 31.46
31.64
30 31.82 32.00 32.19 32.38 32.57 32.76 32.95 33.14 33.33
33.52
Notas de
Figura 3.3 Psicrmetro
Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
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7Captulo 1 Hidrologia Aplicada
A Figura 3.4 mostra o mapa da umidade relativa mdia anual no
Brasil, medida pelo INMET, no
perodo de 1930 a 1990 (Normais Climatolgicas).
Figur
3. TEMPERATU
Geograficamente
Equador. Verific
comportamento.
Durante o dia, a
temperatura mx
atmosfera so aq
Devido a diverso
temperatura tam
0,65C/100m). O
Associados aos p
a 3.4 Umidade relativa anual (Fonte:
INMET(http://www.inmet.gov.br/produtos)
RA
, h uma tendncia de elevao de temperatura a medida que se
aproxima do
a-se, entretanto, que a topografia e a vegetao pode comprometer
este
incidncia da radiao solar provoca o aquecimento da superfcie,
que alcana sua
ima algumas horas aps o sol ter alcanado o seu znite. As camadas
inferiores da
uecidas pela radiao de onda longa emitida pela superfcie
terrestre.
s processos de troca de calor no sistema Terra-Atmosfera, existe
uma distribuio de
bm segundo a direo vertical, conhecida como gradiente vertical
de temperatura (-
estudo desse gradiente importante para a influncia da
estabilidade atmosfrica.
rocessos de evoluo do ar, so definidos trs gradientes
tericos:
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
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8Captulo 1 Hidrologia Aplicada
1. Gradiente de temperatura adiabtica seca (d)
Parcela de ar ascendente
Expande-se devido ao decrscimo de presso
Temperatura decresce (-1C/100m)
2. Gradiente de temperatura adiabtica saturada (s)
Quando a parcela de ar em ascenso atinge o nvel de condensao, a
presso continua decrescente.
Gradiente menor (-0,54C/100m)
3. Gradiente de temperatura pseudo-adiabtico
Figura 3.4 Formas de precipitao. (Fonte: Raudikivi, 1979).
3.1. Estabilidade e Instabilidade Convectiva
Uma vez que ar aquecido decresce em densidade, ele tende a se
tornar mais leve. Entretanto a
superfcie terrestre no homognea e faz com que o ar seja aquecido
de forma desigual, o que
resulta no aparecimento de camadas de ar com diferentes
densidades; surgem ento foras
ascendentes que elevam o ar mais quente (mais leve) atravs do ar
vizinho mais frio (mais denso).
Obviamente, o gradiente de temperatura dentro de uma camada
atmosfrica diferente daqueles
referentes a adiabtica seca e a adiabtica saturada. A relao
entre o gradiente e a temperatura do
ambiente atmosfrico () e o gradiente da adiabtica seca que
determina a umidade convectiva do
ar. Seja, por hiptese, que uma partcula de ar seco em equilbrio
trmico com o meio ambiente seja
levada, por algum motivo, a uma altitude maior que a inicial. O
movimento ascendente da partcula
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
-
9Captulo 1 Hidrologia Aplicada
no modifica a estrutura da atmosfera circunvizinha. Como a
parcela sob verticalmente, ela esfria a
uma taxa () (adiabtica seca), enquanto que a temperatura
ambiente decresce a uma taxa ( ).
a) Se :
(ambiente) (parcela)
tparc > tamb mais quente, menos densa, parcela sobe
(instvel)
Figura 3.5 Estabilidade e Instabilidade Convectiva (Fonte:
VILLELA,1975)
Caso a parcela no esteja saturada, comear, no inicio a
comportar-se como ar seco em ascenso
(d). Entretanto, em um dado momento, chegar temperatura de ponto
de orvalho e passar a
comporta-se como ar saturado (s). A umidade que foi condensada
do ar resfriado em ascenso torna-
se visvel como nuvem, sendo a sua base representativa do nvel de
condensao. O topo da nuvem
continua a se desenvolver at alcanar uma camada estvel.
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
-
10Captulo 1 Hidrologia Aplicada
Figura 3.6 Nuvem cumulonimbus (Fonte: INMET)
4. Vento
O ar est em movimento e isto sentido como vento. Ele influencia
processos hidrometeorolgicos,
uma vez que, ao retirar a camada de ar saturado prxima ao solo e
substitu-la por uma com menos
umidade, faz com que o processo de evaporao seja contnuo.
So necessrios dois fatores para especificar o vento: direo e
velocidade. Os instrumentos utilizados
para medida destas grandezas so os anemmetros, que medem a
velocidade do vento (em m/s) e,
em alguns tipos, tambm a direo (em graus), e os anemgrafos, que
registram continuamente a
direo (em graus) e a velocidade instantnea do vento (em m/s), a
distncia total (em km) percorrida
pelo vento com relao ao instrumento e as rajadas (em m/s).
N
Figura 3.7 Anemmetro
otas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
-
11Captulo 1 Hidrologia Aplicada
Figura 3.8 Anemgrafo
Devido a sua posio em relao a circulao geral da atmosfera, o
Nordeste tem vento prevalecentes
do sudeste, que podem se tornar mais zonais de acordo com a poca
do ano (estao chuvosa).
Figura 3.9 Direo mdia dos ventos de superfcie em janeiro.
(Fonte: Raudikivi, 1979)
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
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12Captulo 1 Hidrologia Aplicada
Figura 3.10 Campos de umidade relativa, movimento
vertical (500mb) e campos de vento (200mb e 850mb) (Fonte:
NMC/SAD).
Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart
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