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Hidrologia I

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ondas 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 gelo