cap 3 elementos de hidrometeorologia 2004

CCaappttuulloo

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EElleemmeennttooss ddee HHiiddrroommeetteeoorroollooggiiaa

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. Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart

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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).

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

---

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---

---

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:

(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

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-8

2.51

2.49

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2.45

2.43

2.41

2.40

2.38

2.36

2.34

-7

2.71

2.69

2.67

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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

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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

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8.90

8.96

9.02

9.08

9.14

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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

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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

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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

:

( (parcela) ( (ambiente)

tparc < tamb mais frio, mais denso, parcela desce (estvel)

b) 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.

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

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EMBED PBrush

Elementos de Hidrometeorologia

Notas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart

10


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KarineCap 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.



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%



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) )



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



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


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 mx a algumas horas aps o sol ter alcanado o seu znite. As camadas inferiores da

atmosfera so aq

Devido a diverso

temperatura tam

0,65C/100m). OAssociados aos pimuecidas 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:



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



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.



4. Vento

O ar est em movimento

uma vez que, ao retirar a

umidade, faz com que o p

So necessrios dois fato

para medida destas grand

em alguns tipos, tambm

direo (em graus) e a ve

pelo vento com relao ao

NFigura 3.6 Nuvem cumulonimbus (Fonte: INMET)

e isto sentido como vento. Ele influencia processos hidrometeorolgicos,

camada de ar saturado prxima ao solo e substitu-la por uma com menos

rocesso de evaporao seja contnuo.

res para especificar o vento: direo e velocidade. Os instrumentos utilizados

ezas so os anemmetros, que medem a velocidade do vento (em m/s) e,

a direo (em graus), e os anemgrafos, que registram continuamente a

locidade instantnea do vento (em m/s), a distncia total (em km) percorrida

instrumento e as rajadas (em m/s).

Figura 3.7 Anemmetro otas de Aula Profa. Ticiana Marinho de Carvalho Studart


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).


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cap 3 elementos de hidrometeorologia 2004

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