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Hidrologia I Precipitação Precipitação pode ser entendida como água proveniente de vapor de água da atmosfera depositada na superfície terres- tre de qualquer forma, como chuva, grani- zo, orvalho, neblina, neve ou geada. Formação e tipos A formação das precipitações esta ligada à ascensão das massas de ar, devida aos seguintes fatores: a) Convecção térmica b) Relevo c) Ação frontal de massas de ar Essa ascensão provoca um resfriamento que pode fazer o ar atingir seu ponto de saturação, o que seguirá pela condensação do vapor de água em forma de gotículas, que são mantidas em suspensão como nuvens ou nevoeiros. A precipitação ocorre quando alguma perturbação promove a aglomeração dessas gotículas em gotas maiores, com peso suficiente para vencer o atrito com o ar e cair. Caso a temperatura da nuvem caia muito, podem ser formadas placas de gelo no seu interior. Ao sofrer perturbações essas pla- cas fraturam-se e chovem pedras de gelo, ou granizo. Em temperaturas baixas, menores que - 2ºC, as gotículas precipitadas podem se congelar antes de atingir o solo, perdendo aerodinâmica caem em formato de neve. Quando as gotículas condensam sobre objetos ou plantas, e não na atmosfera, chamamos de orvalho, em temperaturas baixas, menores que -2ºC, forma-se a gea- da. Os tipos de precipitação são diferenciados de acordo com o fator responsável pela ascensão da massa de ar. Frontais Aquelas que ocorrem ao longo da linha de descontinuidade que separa duas massas de ar de características diferentes. São causadas pelo encontro de uma massa de ar fria e seca com uma massa de ar quente e úmida. O ar frio, mais pesado, desce e empurra o ar quente para cima, provocan- do o resfriamento, condensação e a preci- pitação de intensidade moderada. A per- turbação causadora é o movimento da nuvem. Orográficas Aquelas que ocorrem quando o ar é força- do a transpor barreira de montanhas. Ocorrem quando uma massa de ar úmido encontra com a encosta de uma montanha ou serra, o choque perturba a nuvem e causa uma precipitação de intensidade baixa. Convectivas Aquelas provocadas pela ascensão de ar devida às diferenças de temperatura na camada vizinha da atmosfera. São conheci- das como tempestades ou trombas d’água por ter curta duração e forte precipitação. São independentes de “frentes”, pois são causadas pela evaporação local. Suas nu- vens chegam a 5.000m e se chamam Cu- mulus antes e Cumulus Nimbus durante a precipitação. As gotículas rompem a tensão superficial que une a nuvem e caem nor- malmente do centro para as extremidades. Medição de precipitações Existem dois aparelhos para medir a preci- pitação, o pluviômetro e o pluviógrafo. Ambos devem ser utilizados em conjunto. Pluviômetro Um receptáculo com uma tampa de funil, posicionado a 1,5m do solo com uma tornei- ra no fundo. Todos os dias às 7h um responsável pela coleta dos dados retira a água do aparelho e mede a altura da coluna d’água em uma prove- ta graduada em mm. Suas anotações são enviadas men- salmente para a agência res- ponsável. Com a área de cole- ta conhecida e a altura cole- tada, tem-se o volume de água que caiu naquele local no período de um dia. Pluviógrafo Mais eficiente e confiável que o pluviômetro, o pluviógrafo é semelhante ao anterior, porém a coleta dos dados é feita de modo automático e com mais freqüência ao lon- go do dia. O relatório chama- do pluviograma é enviado por sinais de rádio ou celular para a central que faz o acompanhamento em tempo real das precipitações. Instrumentos de medição Heliógrafo Usado para ob- servar o número de horas de brilho solar em deter- minada localida- de. Medida indi- reta da insolação atmosférica. Atnógrafo Usado para calcu- lar a relação entre a radiação refleti- da e a total, cha- mada de albedo. Evaporômetro Mede a altura da água em um tan- que evaporador. Com a ajuda de um pluviômetro calcu- la o quanto evapo- rou em um deter- minado tempo: � � �� � �� � �� �� Anemômetro Mede a velocidade do vento. Movi- mentando as con- chas superiores e alimentando um circuito elétrico é medida a veloci- dade. Biruta Mede e indica a direção do vento, bem como da uma indicação visual da velocidade do vento. Escala de Beauford Uma chapa é ele- vada com o vento e a escala de 12 uni- dades indica a força do vento, quanto maior, mais forte o vento. Sendo 1 sem vento e 12 furacão. Abrigo Meteorológico Abrigo para apa- relhos que dever ser utilizados a somba. Tem ve- nezianas duplas para permitir a circulação do ar e o equilíbrio de pressão e tempe- ratura com o am- biente externo. Evaporômetro (interno) Mede a evaporação convectiva. Com água no interior e um papel em sua base, a umidade é evaporada no papel e o nível da água diminui. Termômetro Um de mercúrio para medir a tem- peratura máxima e outro de álcool para a mínima. Uma bucha com cerdas em sentidos opostos impede que a temperatura aumente no caso da mínima e dimi- nua no caso da máxima. Psicrômetro São dois termôme- tros, um deles tem uma superfície fria para reter a umida- de, sua temperatu- ra é medida e com- parada com o “se- co” para descobrir a umidade. Escoamento Superficial O escoamento superficial é o segmento do ciclo hidrológico que estuda o deslocamen- to das águas na superfície da terra. Consi- dera o movimento da água a partir da me- nor porção de chuva que, caindo sobre um solo saturado de umidade ou impermeável, escoa pela superfície formando sucessiva- mente as enxurradas, córregos, ribeirões, rios e lagos. Ocorrência Originada nas precipitações, a água da chuva é interceptada pela vegetação e outros obstáculos, de onde se evapora posteriormente, pode ser retida por de- pressões no terreno ou infiltrada no solo. Quando a capacidade de infiltração do solo é superada pela precipitação ocorre o es- coamento superficial. As trajetórias descritas pela água no seu movimento são determinadas pelas linhas de maior declive do terreno e influenciadas pelos obstáculos no caminho. Movimento chamado de águas livres. Quando a água atinge os pontos mais bai- xos do terreno, passam a escoar em canais que formam a microrrede de drenagem. Pela ação da erosão, esses canais aumen- tam de tamanho e formam as enxurradas, cuja duração está associada à precipitação. Com a contribuição do lençol subterrâneo os cursos d’água são definidos e passam a ser chamados de águas sujeitas. Componentes dos cursos d’água As águas provenientes da chuva atingem o leito do curso d’água das quatro seguintes maneiras: Escoamento superficial Ocorre somente após a intercepção pelos vegetais e objetos e a saturação do solo. Aumenta durante a precipitação e diminui gradualmente até cessar após o fim da precipitação. Escoamento subsuperficial Ocorre nas camadas superiores do solo. Escoamento subterrâneo Contribui lentamente com o curso d’água e é o responsável pela alimentação do curso durante a estiagem. Grandezas Características Bacia Hidrográfica É a área geográfica coletora de água de chuva que, escoando pela superfície do solo, atinge a seção considerada. FMP: Faixa Marginal de Proteção > 30m APP: Área de Preservação Permanente >20% da mata originalVeredas: Área de preservação do rio Várzea: Área fértil do rio Vazão É o volume de água escoado na unidade de tempo em uma determinada seção do cur- so d’água. Podem ser vazões normais ou vazões de inundação. São expressas em m³/s. Se referem a um determinado instan- te de tempo ou valor máximo, médio ou mínimo de um intervalo de tempo maior. Quando relacionadas com a precipitação pode ser expressa em mm/dia, mm/mês ou mm/ano em toda a área da bacia. Cha- ma-se vazão específica à relação entre a vazão em uma seção do curso d’água e a área da bacia hidrográfica relativa a essa seção, comumente expressa em litros por segundo e por quilometro quadrado. Vazão = (Área X Precipitação) / Tempo Tempo de concentração Intervalo de tempo contado a partir do início da precipitação para que toda a bacia hidrográfica correspondente passe a con- tribuir na seção em estudo. Coeficiente de deflúvio Relação entre a quantidade total de água escoada pela seção e a quantidade total de água precipitada na bacia hidrográfica. Também conhecido como “Run Off”. C = Escoamento Superficial / Precipitação Dessa forma a Vazão Q pode ser expressa como: � � ∙ � ∙ �� Calculo da chuva média da bacia Com as informações dos coeficientes de deflúvio, áreas e precipitações ao longo do tempo pode-se calcular a vazão do exultó- rio de uma bacia hidrográfica antes e du- rante a precipitação calcula-se conforme exemplo: T=1 – Início da chuva, só A1 contribui �1 ∙ �1 ∙ �1∆� T=2 – A1 e A2 contribuem �1 ∙ �1 ∙ ��2 � �1�∆� � �2 ∙ �2 ∙ �1 ∆� T=3 – A1, A2 e A3 contribuem �1 ∙ �1 ∙ ��3 � �2�∆� � �2 ∙ �2 ∙ ��2 � �1� ∆� � �3 ∙ �3 ∙ �1 ∆� T=4 – A1, A2 e A3 contribuem �1 ∙ �1 ∙ ��4 � �3�∆� � �2 ∙ �2 ∙ ��3 � �2� ∆� � �3 ∙ �3 ∙ ��2 � �1� ∆� T=5 – Fim da chuva, A1 não contribui mais �2 ∙ �2 ∙ ��4 � �3�∆� � �3 ∙ �3 ∙ ��3 � �2� ∆� T=6 – Sem chuva, somente A3 contribui �3 ∙ �3 ∙ ��4 � �3�∆� T=7 – Sem chuva, não há mais escoamento superficial contribuindo para o aumento da vazão do curso d’água. • Tempo de chuva: o Concentração: 3h o Base: 7h o Duração: 4h o Pico: maior Q • Hidrograma: T (h) Precipitação (mm) 1 P1 2 P2 3 P3 4 P4 5 P4 Índice de compacidade O índice de compacidade é um método que serve para caracterizar a forma de bacias hidrográficas. O método consiste em extra- ir a forma geral de uma bacia hidrográfica a partir de um índice, obtido a partir da rela- ção entre o perímetro da bacia e o períme- tro de uma bacia com a mesma área, mas de forma circular. �� � ���í����� ��!����í������!"� #�" � � 2√%� � 0,282 � √� Retângulo equivalente A área da bacia também pode ser expressa na forma de um retângulo equivalente, sendo os lados maiores da bacia e do re- tângulo de mesma medida, assim como o outro lado. Bacia Retângulo L – Lado maior l – Lado menor ) � � * ∙ +� � 2 ∙ �* � +� + � �* 2* � 2�* � � 2*� � 2� � �* 2*� Calculando a equação do segundo grau descobrimos o tamanho do lado maior, como P = 2(L+l), descobrimos o lado menor e as medidas da bacia. Ordenação da bacia A ordenação da bacia pelos seus talvegues é importante para o estudo do rio principal e seus efluentes. Existem dois métodos de ordenação: Schumann a) Considere a nascente de ordem 1. b) O encontro de dois rios de mesma ordem adiciona 1 à ordem. c) O encontro de dois rios com ordem diferentes, mantém a ordem mai- or. Horton a) Classifica de jusante para montan- te o talvegue principal b) Em caso de empate, segue pelo de maior comprimento Precipitação média nas bacias Após a coleta dos dados nos pluviômetros e pluviógrafos da bacia, devemos analisar se essa coleta é válida para toda a bacia ou somente para pontos isolados. Existem três métodos para essa análise: média aritmética, método de Thiessen e o método das isoietas Média aritmética Esse método só é valido para bacias meno- res de 5.000 km², com equipamentos dis- tribuídos uniformemente e uma região plana ou de relevo suave. � Soma-se as precipitações registra- das em todos os postos da bacia. � Divide o valor pelo número de pos- tos. Método de Thiessen Método para bacias maiores porém com terreno de relevo suave. Consiste em dar pesos aos totais precipitados em cada apa- relho, proporcionais a área de influência de cada um. � Estações adjacentes são unidas por linhas retas � Traça-se a medianiz desse segmen- tos de reta, dividindo as regiões. � Esse procedimento para cada pes- tação define o polígono dessa es- tação. � Faz-se o mesmo procedimento pa- ra todos os postos � Desconsidera a área dos polígonos fora da bacia � Calcula a precipitação média da bacia por: � � ∑ �!�! .� ∑ �!.� Método das Isoietas Esse método é essencial para o estudo de áreas montanhosas, pois leva em conside- ração a topografia da região, dando pesos as precipitações de acordo com a altitude dos aparelhos. O traçado as isoietas se assemelham às curvas de nível em que a altura de chuvas substitui a cota do terreno. Com as linhas desenhadas, calcula-se a área entre as isoi- etas e a altura média entre elas: � � ∑ �!� �" � �"/�2 �.� ∑ �!.� Método de Taborga Para sabermos o tempo de recorrência de uma chuva em um longo tempo, podemos usar o método de taborga: Dado uma bacia com precipitação P de tempo de concentração t < 24h dividido em seu comprimento por tempos Δt podemos transformar essa chuva em uma chuva de 24 horas, com: ��0 � �1 ∙ 1,10 Com esse dado, podemos calcular a preci- pitação em um tempo de recorrência T grande. Mas precisamos conhecer os fato- res 2, 3� � 3� da bacia. �4 = ��0 ∙ (2 + 3! ∙ log ∆�) Se Δt < 1h, usa-se β1 Se Δt > 1h, usa-se β2 Vazões de enchentes O estudo das precipitações nos leva a con- siderar o efeito que a chuva tem nos rios e cursos d’água, por isso foi desenvolvido métodos para calcular a vazão de cheias nos rios devido às precipitações em suas bacias. Métodos Estatísticos Importante para conhecer os possíveis danos causados por enchentes maiores que as esperadas pelo projeto, uma vez que este deve aceitar a probabilidade da ocorrência desses fenômenos ao longo da vida útil da obra. O tempo de recorrência (T) é o período médio de anos que a cheia de vazão (Q) pode ocorrer. Se a probabilidade (P) desse evento ocorrer, a relação T = 1/P é válida. Como não podemos conhecer a probabili- dade teórica P, faz-se uma estimativa com base na frequência das vazões observadas. Dado (N) anos de observação de um rio, seleciona-se a maior vazão ocorrida em cada ano e obtém a série anual de valores. Após a ordenação decrescente com núme- ro de ordem (M) variante de N a 1, pode-se aplicar o método de Kimball para calcular a frequência com que o valor Q de ordem M é igualado ou superado nos N anos sendo 8 = 9:/�. Quando N é grande, F se aproxi- ma de P. O método de Gumbel leva em considera- ção os máximos e mínimos da série. De modo que a probabilidade (P) da vazão (Q) ocorrer é: � = 1 − �;<=> Onde, ? = ( − @ + 0,45B)0,7797B @ é a média das vazões máximas e B é o desvio padrão da série. B = ∑( − @)²F − 1 Método Racional O método racional serve para estimar o pico da cheia em bacias de baixa extensão. = � ∙ GH ∙ �3,6 Onde, Q = Pico de vazão em m³/s Im = intensidade média da precipitação.A = Área Drenada em m² C = Coeficiente de deflúvio Tempo de concentração Para o calculo do tempo de concentração Tc usamos o método de Kirpich: JK = 0,39L*�M N O,PQR Onde L é o comprimento do talvegue e S a declividade média ponderada Intensidade média da precipitação Pode ser descrita por: �H = �J� Onde P é a precipitação e Tc o tempo de concentração. Tem unidade de mm/horas Método Hidrograma Unitário Triangular – HUT Corresponde ao calculo de vazões unitárias de bacias hidrográficas com áreas de 1.000 a 250.000 há. Se Tc < 24h, usa-se Δt = Tc/5 Se Tc > 24h, usa-se Δt = Tc/6 Tempo de reação fluvial TL J* = 0,6 ∙ JK Tempo de ascensão TP J� = ∆�2 � J* Tempo de base TB JS = 0,67 ∙ J� Tempo de retorno TR JT = JS − J� Coeficiente de redução CR �T = 1 � 0,1 ∙ log �25 Precipitação média �� = � ∙ �T Construção do HUT Com as seguintes fórmulas podemos cons- truir cada ponto i do HUT UJ� = �,OQ∙V4W XYJ � Z4W∙4[4W , para Ti<TP XYJ � Z4W∙�4\;4[�4W , para Ti>TP Amortecimento de cheias Existem maneiras de controlar as cheias dos rios para algum objetivo em suas mar- gens. Esses métodos ajudam a regular o vazão de água que o rio transporta e evita o transbordamento. Regularização de leito O rio é canalizado para que tenha área de passagem definida e não invada o que esti- ver ao seu lado. Essa regularização causa um aumento na velocidade da água quan- do o rio está em período de cheia. Reservatório de regularização Os reservatórios de amortecimento podem ser em linha ou lateral de acordo com seu posicionamento. O reservatório em linha é posicionado ao longo do canal, funciona como um dispositivo de segurança para vazões superiores à vazão de projeto. O reservatório lateral é implantado ao lado do canal e recebe a vazão excedente por um vertedor lateral. O nível da soleira do vertedor é definido em função do nível máximo admitido no canal e as suas di- mensões são determinadas em função da vazão excedente a ser lançada no reserva- tório. A descarga do reservatório lateral pode ser feita por gravidade, através de válvulas de retenção que se abrem quando o nível do canal baixa. Pode também ser realizada por bombeamento quando o nível do fundo do reservatório estiver abai- xo do nível do fundo do canal. Quando mantido seco na estiagem, o reservatório é chamado de reservatório de detenção. Quando o reservatório mantém um volume permanente de água, é chamado de reser- vatório de retenção. Redução da área Um rio cujo curso faz meandros pode ser substituído por uma linha reta artificial que transporta toda a vazão extra do rio que anteriormente era lenta, em uma linha rápida, diminuindo a chance de transbor- damento. A atmosfera Existem basicamente 5 camadas da atmos- fera, são elas: Troposfera De 0 a 10 km de altitude. É uma zona densa e turbulenta, onde se passam quase todos os fenômenos meteorológicos. A tempera- tura do ar decresce de 0,6 o C/100 m a par- tir de uma temperatura do solo média de 15 o C. Perto do solo, o gradiente vertical de pressão é de 10 mb/100 m. Todos os fe- nômenos meteorológicos ocorrem na tro- posfera. Estratosfera De 10 a 50 km de altitude. A temperatura cresce de - 60o C a 0o C. No meio desta se encontra a camada de ozônio que absorve os raios ultravioletas. A concentração máxima de 10 ppm em volume se encontra a aproximadamente 25 km de altitude. Na camada superior da estratosfera, a den- sidade do ar é mil vezes menor do que na superfície do solo, e a partir de 30 km o céu é completamente negro. Mesosfera De 50 a 60 km de altitude. A temperatura decresce de 0o C a - 90o C, em torno de 70 km o som deixa de se propagar. Termosfera De 80 a 400 km. A temperatura cresce de - 90 o C até 0 o C em torno de 140 km. Saindo da camada densa, ela aumenta e se estabi- liza em 700 o C a 400 km. É a zona onde circulam os satélites artificiais. Exosfera É a camada superior e os limites são indefi- nidos. Passa-se ao vazio interplanetário. As moléculas podem escapar da atração ter- restre. É onde ocorre a evaporação de hé- lio da atmosfera terrestre. A massa da atmosfera A massa de ar da atmosfera acima do solo da terra é de 5,2 * 1015 toneladas, divididas em uma área de 509.950.000 km² de ex- tensão. Sua composição é basicamente de Nitrogênio 75% e outros gases: Composição % volume % peso N2 = 28 UMA 76,084 75,51 O2 = 32 UMA 20,946 23,15 Ar = 40 UMA 0,934 1,28 CO2= 44 UMA 0,833 0.046 Outros 0,003 0,014 O peso molecular do ar seco se situa em torno de 29 UMA, o que quer dizer que se 22,4L de ar seco pesam 29g, então 1L de ar seco pesa 1,29 g. Vapor d’água Devido ao gradiente térmico o vapor de água se concentra na baixa troposfera, no máximo a 4.000m de altura. Aerossóis e partículas O Ar contém partículas com aproxima- damente 0,3 µm, de origem continental como grãos de areia do deserto, cinzas vulcânicas, pólens, resíduos industriais ou de origem marinha como os cristais de sal. O tempo de permanência desses aeros- sóis na atmosfera varia de algumas se- manas na troposfera há anos na estra- tosfera. São responsáveis pelo balanço térmico da terra e pela formação de nuvens. As cores do céu Para as partículas que têm o diâmetro maior do que o comprimento de onda da radiação acontece uma difusão em todas as direções. Este é o efeito RAYLEIGH que é propor- cional a λ/4. Este é mais sensível para o azul (λ=0,4µ) do que para o vermelho (λ=0,8µ). Se o ar contém poeira, vapor d'água, as radiações com comprimento de onda maior são favorecidas. Dai o vermelho no amanhecer e no por do sol. Para as partículas que têm o diâmetro maior que o comprimento de onda da radiação, como gotas d 'água, gelo, só existe a difusão, por isto as nuvens têm a cor branca. As cores mais significativas para entender o céu são: � Branca: Nuvens � Cinza: Nuvens carregadas � Azul: Céu impo � Vermelho: Vapores d’água no por do sol � Verde: Presença de enxofre � Marrom: NOx na atmosfera Radiação Solar A energia que produz e mantem vivos os movimentos da atmosfera tem sua origem, em sua maioria, no Sol. A Terra recebe do Sol 0,5 cal/cm²/min e emite somente 0,0001 cal/cm²/min. A constante solar S é o fluxo de energia recebida por unidade de superfície normal à radiação e a distância média Sol-Terra. O valor de S é de 1,95 cal/cm2/min. Se 1 cal = 4,184 J S = 1353 J/m² A radiação solar varia conforme a lati- tude e as estações do ano, devido ao fato da órbita elíptica da terra ter perí- odos de maior aproximação e afasta- mento do sol: � 01 de Janeiro: 147 * 106 km � 01 de Abril: 149 * 106 km � 01 de Julho: 152 * 106 km � 01 de Janeiro: 149 * 106 km O cálculo da radiação solar global foi desenvolvido por Turc: �] = �]� ^0,18 � 0,62 ∙ �X _ Onde, Ig é a radiação global em w/m²/dia Iga é a radiação solar da atmosfera H é duração astronômica do dia h é a insolação do dia em horas Sendo que Iga e H são tabelados con- forme a latitude. Albedo A radiação solar pode ser absorvida ou refletida, normalmente nas proporções: � 30% refletido pela atmosfera � 5% refletido pelo solo � 18% absorvido pela atmosfera � 47% absorvido pelo solo Dessa forma, o albedo, relação entre ener- gia refletida e energia incidente é de 35%. Energia A energia do sol chega a terra por meio dasondas de luz, sendo a luz visível PCO - Pe- queno comprimento de onda e o infra- vermelho GCO – Grande comprimento de onda. O efeito estufa permite a passagem do PCO e retém o GCO. A energia retida pela terra é guardada pela água, principalmente nos oceanos. Aqueci- da pela radiação solar a água ganha ener- gia térmica, que é a soma da Energia PCO com a Energia GCO. � = �W`a + �b`a A energia PCO é dependente do albedo e da radiação solar: �W`a = (1 � �� ∙ �c A energia GCO foi quantificada por Ste- fan Boltzman, e depende apenas da temperatura: �`ba = 1,17 ∙ 10;d ∙ J0 Se considerarmos a energia PCO como refletida e a GCO como absorvida, temos que a energia total é: �1 � �� ef"�!g� (b`a) + �"<h#<1!g� (W`a) Logo a temperatura dentro de uma estufa é dada por: Jº� = j �11,17 ∙ 10;dk Pressão atmosférica e ventos A atmosfera é um fluido em constante movimento, influenciado principalmente pelas diferenças de pressões entre as regi- ões do globo. Tem sua velocidade medida em nós, sua força medida pela escala de Beauford e é muito importante para man- ter o equilíbrio de temperatura do planeta. Faz circular o calor do equador e o frio dos polos, e leva a umidade do mar para o con- tinente. Existem dois tipos de vento, um deles é o gradiente influenciado pelas diferentes pressões, onde regiões de alta pressão sopram para regiões de baixa pressão quando estimulados pela radiação solar. O outro é o geostrófico influenciado pela força de Coriolis, anda sempre para oeste circulando no sentido anti- horário no hemisfério sul e horário no hemisfério norte. O relevo tem um importante papel na dis- tribuição dos ventos, canalizando-o e redis- tribuindo entre as regiões por onde ele passa. Circulação dos ventos O vento circula na atmosfera em grandes e pequenas proporções. Grandes movimen- tos de ar são denominados grandes circu- lações e englobam as frentes frias, ciclo- nes, os ventos leste/oeste. As pequenas movimentações recebe o nome de circula- ções locais, são as brisas térmicas, maral e terral. Medições A pressão atmosférica é medida por Barô- metro, pode ser dada e atm, bar, psi e mmHg, na relação: 1l�� � 101.325�l � 1,01Sl� � 760��Xc � 14,696noG A direção é medida com uma biruta ou girueta. A velocidade é medida com um anemôme- tro. Vapor d’água Ar seco e ar úmido O ar pode ser uma mistura de gases quan- do seco ou ter em sua maioria vapor d’água quando úmido, está insaturado. Quando o ar está com sua capacidade de armazenar água no limite, atinge seu pon- to de orvalho e fica saturado. Pressão de vapor Ligada diretamente a temperatura do ar, a pressão de vapor é a pressão que o vapor d’água exerce na atmosfera. A pressão de vapor que define o ponto em que o ar pas- sa de insaturado para saturado é chamada pressão de vapor saturante e é tabelada de acordo com a temperatura. Umidade relativa É a razão entre a pressão de vapor e a pressão de vapor saturante: � = �p�po Umidade absoluta É a massa de vapor d’água por unidade de volume. Tem como unidade a grama de água por metro cúbico de ar. Normalmente o ar insaturado tem h<1 e o ar saturado h=1. Trocas adiabáticas Dada à má condutibilidade térmica do Ar as trocas de calor entre as partículas em movimento e o ar ambiente são desprezí- veis. Mas podem existir diferenças de tem- peratura entre as partículas de Ar. Essa troca de calor é chamada adiabática e defi- ne o gradiente térmico θ de uma massa de ar. Quando maior a altitude da massa de ar, menor a temperatura, logo o gradiente térmico define quanto a temperatura se modifica à medida que a massa sobe. Para o ar úmido, h = 1, θ = -0,5 ºC /100 m. Para o ar seco, h < 1, θ = -1ºC / 100 m. Estabilidade e instabilidade O ar frio tende a descer e o ar quente a subir por isso as massas de ar apresentam movimento convectivo, o que define sua estabilidade. Quando a massa de ar quente está por cima da massa de ar frio, a atmosfera está estável, porém quando a situação se inver- te, a massa de ar frio aprisiona o ar quente, em uma condição instável. Em ambientes urbanos, a poluição fica aprisionada tam- bém e sentimos o efeito da inversão térmi- ca. Desenvolvimento vertical Uma massa de ar ao ascender pode se tor- nar uma nuvem e precipitar, é importante calcular o quanto essa nuvem pode crescer e qual sua capacidade de precipitação, para isso analisamos da seguinte forma: Considerando que temos os dados de alti- tude H, temperatura T e umidade h da base e do topo, iniciais e finais. Precisamos analisar separadamente a ascensão da base e do topo. Analisando a base: 1- Calula-se a pressão de vapor Pv pela fórmula, h=Pv/Pvs, onde h é a umida- de da base e Pvs é a pressão de vapor satu- rante tabelada de acordo com a tempera- tura. 2- Como no ponto de orvalho Pv = Pvs, buscamos na tabela a temperatura a qual essa relação é válida, temos então a temperatura do ponto de orvalho. 3- Com a variação de temperatura inicial da base até o ponto de orvalho e o gradiente térmico seco θ = -1ºC/100m des- cobrimos a altitude Ho do ponto de orva- lho da base. 4- A massa de ar continua a subir, porém dessa vez com umidade 100%. A diferença de altitude ou temperatura entre o ponto de orvalho e posição final relacio- nada com o gradiente térmico úmido θ = - 0,5ºC/100m pode nos dar a altitude final ou a temperatura final, conforme a neces- sidade. 5- Com a temperatura final podemos descobrir a Pvs final, que é igual a Pv final. 6- A pressão de líquido Pl da base é a diferença entre a Pv do ponto de orvalho e a Pv final. Para analisar o topo basta repetir o proce- dimento. Com as atitudes finais do topo e da base podemos medir o desenvolvimento vertical da nuvem, que é igual a Htf – Hbf. Com as pressões de liquido da base e do topo, podemos descobrir quanto mm po- dem chover de acordo com a quantidade da nuvem que chove. Pl = (Plt+Plb)/2, se x% da nuvem chove, Precipitação = x *Pl *10 para o resultado em mm de água. Nuvens Nuvem é um conjunto visível de partículas diminutas de gelo ou água em seu estado líquido que se encontram em suspensão na atmosfera após terem se condensado ou liquefeito em virtude de fenômenos atmos- féricos. A nuvem pode também conter partículas procedentes de vapores indus- triais, de fumaças ou de poeiras. As nuvens apresentam diversas formas, que variam dependendo essencialmente da natureza, dimensões, número e distri- buição espacial das partículas que a consti- tuem e das correntes de ventos atmosféri- cos. A forma e cor da nuvem dependem da intensidade e da cor da luz que a nuvem recebe, bem como das posições relativas ocupadas pelo observador e da fonte de luz em relação à nuvem. Classificação Quanto à forma 1- Estratiformes - nuvens de desen- volvimento horizontal, cobrindo grande área. Apresentam pouca espessura e dão origem a precipi- tação de caráter leve e contínuo. 2- Cumuliformes - nuvens de desen- volvimento vertical, em grande ex- tensão. Surgem isoladas e dão ori- gem a precipitação forte, em pan- cadas e localizadas. 3- Cirriformes - nuvens de desenvol- vimento horizontal. São fibrosas, de aspecto frágil e ocupam as altas atmosferas. São formadas por cris- tais de gelo minúsculos e não dão origem a precipitação, porém elas são fortes indicativos de precipita- ção. Quanto à constituição 1- Sólidas - Podendo conter geloaté mesmo de tamanho elevado, che- gando a pesar 1 tonelada, se em nuvens chamadas de negras ou tremulas. 2- Líquidas - constituídas basicamen- te por gotículas de água. 3- Mistas - constituídas tanto por go- tículas de água quanto cristais de gelo. Quanto ao estágio 1- Altas - base acima de 6 km de altu- ra. Constituídas por nuvens sólidas. 2- Médias - base entre 2 a 4 km de al- tura nos pólos, entre 2 a 7 km em latitudes médias, e entre 2 a 8 km no equador. Podendo ser nuvens líquidas ou mistas. 3- Baixas - base até 2 km de altura - constituídas de nuvens líquidas. Tipos de nuvens Cirrus (Ci): aspecto delicado, sedoso ou fibroso, cor branca brilhante. Ficam a 8 mil metros de altitude, numa temperatura de 0 °C. Por isso são constituídas de microscópi- cos cristais de gelo. Cirrocumulus (Cc): delgadas, agrupam-se num padrão regular. São compostas de elementos extremamente pequenos e em forma de grãos e rugas. Servem para indi- car a base de corrente de jato e turbulên- cia. Cirrostratus (Cs): em forma de um véu quase transparente, fino e esbranquiçado, que não oculta o sol ou a lua, e por isso dão origem ao fenômeno de halo. Locali- zam-se logo abaixo dos Cirrus e também são formados por cristais de gelo. Altostratus (As): camadas cinzentas ou azuladas, muitas vezes associadas à alto- cumulus. São compostas de gotículas supe- resfriadas e cristais de gelo, não formam halo, pois encobrem o sol de modo a "fil- trar" sua luz e dão origem à precipitação leve e contínua. Altocumulus (Ac): lençol ou camada de nuvens brancas ou cinzentas, tendo geral- mente sombras próprias. Constituem o chamado "céu encarneirado". Stratus (St): muito baixas, em camadas uniformes e suaves, cor cinza. Coladas à superfície chama-se nevoeiro. Apresenta topo uniforme e produz chuvisco. Stratocumulus (Sc): lençol contínuo ou descontínuo, de cor cinza ou esbranquiça- da, tendo sempre partes escuras. Quando em vôo, há turbulência dentro da nuvem. Nimbostratus (Ns): aspecto amorfo, base difusa e baixa, muito espessa, escura ou cinzenta; produz precipitação intermitente e mais ou menos intensa. Cumulus (Cu): contornos bem definidos assemelham-se a couve-flor. Máxima fre- quência sobre a terra de dia e sobre a água de noite. Podem ser orográficas ou convec- tivas. Apresentam precipitação em forma de pancadas. As muito desenvolvidas são chamadas cumulus congestus. É sinal de bom tempo. Cumulonimbus (Cb): nuvem de trovoada; base entre 700 e 1.500 m, com topos che- gando a 24 e 35 km de altura, sendo a mé- dia entre 9 e 12 km. São formadas por go- tas d'água, cristais de gelo, gotas superes- friadas, flocos de neve e granizo. Outros hidrometeoros Bruma: Do tipo advectivo, ocorre quando uma massa de ar úmido chega sobre a su- perfície fria. Sobre lagos da a impressão de fumaça saindo da água. Neblina: Do tipo radioativo, ocorre quando o resfriamento do solo provoca a conden- sação do vapor d’água em suspensão no ar. Ocorre em vales úmidos pela manhã desa- parecendo com a subida do sol. Orvalho: Ocorre quando a condensação do vapor d’água ocorre na superfície, provo- cando gotículas de água sobre as superfí- cies. Geada: Ocorre quando o congelamento do vapor d’água ocorre na superfície, provo- cando partículas de gelo sobre as plantas, prejudicando as plantações. Balanço energético O que armazena a energia enviada pelo sol na terra é a água, cada molécula de água ao evaporar consome 600cal/g, e libera essa mesma quantidade de energia quando condensa. Dessa forma mantem o equilí- brio térmico na atmosfera. Considerando que o calor latente E é a energia utilizada para evaporação e o calor sensível K é a energia de aquecimento do ar em contato com a superfície, temos que a energia solar Rn é a relação: Tq = � + r Porém essa energia também pode ser re- presentada em função da radiação solar global de PCO (Ig), o albedo (A), a radiação de GCO da atmosfera para a superfície (Ra) e radiação de GCO da superfície para a atmosfera (Rs). Tq = (1 � �� ∙ �c � Tl � To Quando a atmosfera entra em contato com outras superfícies existe a troca de calor por condução. Eles se relacionam de acor- do com a pressão de vapor na superfície Ps e a pressão de vapor no ar Pa, para uma determinada temperatura na superfície Ts e do ar Ta. Temos então a Relação de Bo- wen. 3 = r� = ? ∙ �Jo � Jl���o � �l� Onde: ? � 0,5 o� J sº�t � � s��Xct ? = 0,6 o� J sº�t � � s�Sl�t Podemos escrever então: Tq = �(1 � 3� Fórmula psicométrica Quando temos um termômetro seco ao lado de um úmido, podemos considerar β = -1, obtendo então a fórmula psicométrica; (�o − �l) = ? ∙ �Jl � Jo� Dessa forma pode-se calcular a umidade relativa do ar considerando Ts a tempera- tura no termômetro úmido, Ta a tempera- tura no termômetro seco e Ps a pressão de vapor saturante para a temperatura Ts. Ex. Se Ta = 20ºC e Ts = 14ºC, pela tabela de Pvs a Ps para essa Ts é 14,02 mBar. Temos: (14,02 − �l) = 0,6 ∗ (20 − 14) −�l = 0,6 ∗ (20 − 14) − 14,02 �l = 10,42 �Sl� Pela tabela de Pvs, a Pvs para 20ºC é 23,37. Relacionando as duas temos a umidade relativa: � = �p�po = 10,4223,37 = 0,45 = 45% Calculo do balanço energético Ex. Lago Leman Albedo: 10% Ig: 280 cal/cm²/dia Ta: 9,3ºC = 282,3 K Ts: 12,6ºC = 285,6 K r (Ra que alcança o lago): 90% h: 76% Processos radiativos: Sabemos que Tq = � + r, precisamos então calcular as duas energias. � = �W`a = (1 − �) ∙ �c � � �1 − 0,1) ∙ 280 � � 252 cal/cm²/dia r = �b`a �1H � �b`a #�]f r � T� ∙ � − Te r � 1,17 ∙ 10;d ∙ s(J�)0 ∙ � − (Je)0t r � 1,17 ∙ 10;d ∙ s(282,3)0 ∙ 0,9 − (285,6)0t r � �109,67 cal/cm²/dia Tq = � + r Tq � 252 − 109,67 Tq � 142,33cal/cm²/dia Processos não radiativos. Ps, referente a temperatura na superfície do lago, Ts, onde h=100%, é 14,59 mBar. Com a temperatura do ar Ta = 9,3ºC a Pvs é 11,71 mBar. Pela relação h = Pv/Pvs, �l � 11,71 ∙0,76 = 8,90. Usando a relação de Bowen: 3 = ? ∙ (Jo − Jl)(�o − �l) 3 � 0,6 ∙ (12,6 − 9,3)(14,59 − 8,90) 3 � 0,35 São quatro os processos de mistura: 1- Precipitação 2- Afluentes 3- Vertedouro 4- Variação de temperatura Evaporação Evaporação conhecendo Rn e a relação de Bowen: Temos que Tq = � + r e 3 = }~, a energia que promove a evaporação é o latente E. Cada cm³ de água gasta 600 Cal para eva- porar. Então a evaporação é dada por E/600 em cm/dia. Evaporação por Penman: � = 0,35 1 − ^0,98100_ ∙ p ∙ (�e − ��) Onde, E é a evaporação em mm/dia. Ps é a pressão de vapor na superfície do líquido em mmHg. Pa é pressão de vapor a 2m acima do líqui- do em mmHg. v é a velocidade do vento a 2m acima do líquido em milhas/dia. Evapotranspiração potencial do solo por Thornthwaite: �J� = K ∙ J� Sendo ETP em cm/mês e T em ºC O índice de temperatura é calculado em a. Consideramos um índice mensal i: G = ^�5_ �,�R0� E um índice anual TE: J� = G��� Logo: l = 675 ∙ 10; ∙ (J�)P − 771 ∙ 10;d∙ (J�)� + 1.792 ∙ 10;R∙ (J�) + 49.239 ∙ 10;R �J� = 1,6 ∙ (10 ∙ J)�J�
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