Umidade Climatologia

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CAPÍTULO 5 – UMIDADE DO AR CLIMA I
5. UMIDADE 1
 Umidade é o termo geral usado para descrever a presença de vapor d’água no ar. Esta presença de vapor
d’água pode ser descrita quantitativamente de várias maneiras. Entre elas estão a pressão de vapor, a
umidade absoluta, a razão de mistura e a umidade relativa.
5.1 PRESSÃO DE VAPOR, UMIDADE ABSOLUTA, RAZÃO DE MISTURA
 A lei de Dalton afirma que a pressão total de uma mistura de gases é igual à soma das pressões exercidas
por cada gás constituinte. Quando o vapor d’água entra na atmosfera as moléculas de água se dispersam
rapidamente, misturando-se com os outros gases e contribuindo para a pressão total exercida pela
atmosfera. A pressão de vapor é simplesmente a parte da pressão atmosférica total devida ao seu conteúdo
de vapor d’água e é diretamente proporcional à concentração de vapor no ar. A umidade absoluta é definida
como a massa de vapor de água (mv - usualmente em gramas) por unidade de volume (V- usualmente em
m3). Seria a densidade de vapor d’água:
(5.1)
Como variações na pressão e temperatura podem alterar o volume, tais variações podem alterar a UA sem
que vapor d’água seja adicionado ou removido. Conseqüentemente, é difícil descrever o conteúdo de vapor
d’água de uma massa de ar móvel se usarmos o índice UA . Portanto, um índice mais usado é a razão de
mistura.
 A razão de mistura é a massa de vapor d’água (mv - usualmente em gramas) por unidade de massa de ar
seco (md - usualmente Kg):
(5.2)
Também se pode usar a umidade específica, que é a massa de vapor d’água por unidade de massa de ar:
(5.3)
Como a quantidade de vapor d’água raramente excede uns 4% da massa total do ar, a umidade específica
usualmente não difere da razão de mistura por mais de 2%. Para propósitos práticos geralmente se usa a
razão de mistura. Como ela é expressa em unidades de massa, não é afetada por mudanças na pressão ou
temperatura.
Nem a umidade absoluta, nem a razão de mistura, contudo, podem ser medidas diretamente. Felizmente,
elas podem ser calculadas de uma quantidade mais facilmente determinável: a umidade relativa. Antes de
apresentá-la, contudo, é importante entender o conceito de saturação.
5.2 SATURAÇÃO
 Há troca de moléculas de água nos dois sentidos, na interface entre água e ar (ou entre gelo e ar). As
moléculas de água estão em contínuo fluxo entre as fases líquida e gasosa. Durante a evaporação, mais
moléculas de água passam para a fase de vapor que retornam à fase líquida; durante a condensação, mais
moléculas de água retornam à fase líquida que entram na fase de vapor. Eventualmente, um estado de
equilíbrio dinâmico pode ser atingido, no qual as moléculas de água passam com a mesma taxa para a fase
líquida e para a fase de vapor. Neste estado, a pressão exercida pelo vapor de água é chamada pressão de
vapor de saturação. O exemplo da Fig. 5.3 pode esclarecer melhor este conceito. Imagine uma caixa fechada
contendo metade do volume em água e metade em ar seco. Quando a água começa a evaporar, detecta-se
um pequeno aumento na pressão do ar, como resultado do movimento das moléculas do vapor de água
adicionadas ao ar pela evaporação (pressão de vapor). Quando mais e mais moléculas escapam da
superfície de água, a pressão de vapor no ar cresce e força mais e mais destas moléculas a retornarem para
o líquido. Eventualmente o número de moléculas de vapor retornando à superfície equilibrará o número das
que a deixam. Neste ponto o ar está saturado (Fig. 5.3c).
 Se a temperatura da água for aumentada, contudo (Fig. 5.3d), a energia cinética das moléculas aumenta e
elas poderão escapar da superfície de água como vapor mais facilmente. Inicialmente a evaporação
prevalece, mas eventualmente um novo estado de equilíbrio é atingido. Mas agora, numa temperatura mais
alta que antes, a concentração de vapor d’água é maior de forma que a pressão de vapor de saturação é
maior. Em outras palavras, em temperaturas maiores é necessário mais vapor d’água para atingir a
1 Material obtido no site http://fisica.ufpr.br/grimm/aposmeteo/ elaborado pela professora Dra. Alice Marlene Grimm da UFPR.
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saturação (ver tabela 5.1). (A tabela 5.1 refere-se a situações onde o ar está sobre uma superfície plana de
água pura).
Fig. 5.3 Ilustração esquemática de pressão de vapor e saturação
TEMPERATURA (° C)
g/kg
-40 0,1
-30 0,3
-20 0,75
-10 2
0 3,5
5 5
10 7
15 10
20 14
25 20
30 26,5
35 35
40 47
Tabela 5.1 Razões de mistura de saturação (ao nível do mar).
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5.3 UMIDADE RELATIVA
 O índice mais conhecido para descrever o conteúdo de vapor d’água é a umidade relativa. Por definição,
umidade relativa é a razão entre a razão de mistura real (w) e a razão de mistura de saturação (ws):
(5.4)
A UR indica quão próximo o ar está da saturação, ao invés de indicar a real quantidade de vapor d’água no
ar. Para ilustrar, na Tab. 5.1 vemos que em 25° C, ws = 20 g/kg. Se o ar contém 10 g/kg num dia com 25° C,
UR = 50%. Quando o ar está saturado, UR = 100%.
Como a UR é baseada na razão de mistura e na razão de mistura de saturação e a quantidade de umidade
necessária para a saturação é dependente da temperatura, a UR pode variar com ambos os parâmetros.
Primeiro, se vapor d’água é adicionado ou subtraído do ar, sua UR mudará, se a temperatura permanecer
constante (Fig. 5.4).
Fig. 5.4 Variação da UR com o conteúdo de vapor d’água
 O que ocorrerá se mais umidade é adicionada após a saturação? A UR excederá 100%? Se a atmosfera
fosse completamente limpa, sem superfícies (junto à superfície da terra) ou núcleos de condensação, a UR
teria que exceder em muito os 100% para que houvesse formação de gotículas de água (veremos este
assunto mais tarde). Na atmosfera real, contudo, esta situação não ocorre, pois há superfícies ou núcleos de
condensação, de modo que o excesso de vapor d’água se condensa em água líquida em condições apenas
levemente supersaturadas (UR ~ 101%).
Segundo, se o conteúdo de vapor d’água permanecer constante, um decréscimo na temperatura aumentará
a UR e um aumento na temperatura causa uma diminuição na UR (Fig. 5.5).
Fig. 5.5 Variação da UR com a temperatura
 Variações da umidade relativa causadas por variações da temperatura ocorrem na natureza tipicamente por:
 1) variação diurna da temperatura;
 2) movimento horizontal de massa de ar;
 3) movimento vertical de ar.
A importância dos dois últimos processos será discutida mais tarde. O efeito do ciclo diurno da temperatura é
visível na Fig. 5.6. Neste exemplo, o conteúdo de vapor d’água real (razão de mistura) do ar permaneceu
inalterado; só a umidade relativa variou.
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Fig. 5.6 Exemplo de variação diurna da temperatura e umidade relativa.
Em suma, a umidade relativa indica quão próximo o ar está da saturação, enquanto a razão de mistura
mostra a real quantidade de vapor d’água contida no ar.
Outra grandeza importante relacionada à umidade é a temperatura de ponto de orvalho. É a temperatura a
que o ar deveria ser resfriado à pressão constante para ficar saturado. Note que na Fig. 5.5 o ar não saturado
em 20° C deveria ser resfriado até 0° C para ocorrer saturação. Portanto, 0° C seria a temperatura de ponto
de orvalho para este ar. O termo ponto de orvalho provém do fato de que durante a noite objetos próximos à
superfície da Terra freqüentemente se resfriam abaixo da temperatura de ponto de orvalho. O ar em contato
com estas superfícies também se resfria por condução até tornar-se saturado e o orvalho começar a formar-
se. Quando a temperatura de ponto de orvalho está abaixo da temperatura de congelamento, o vapor d’água
é depositado como geada. Quanto mais alto o ponto de orvalho, maior a concentração de vapor d’água.
5.4 MUDANÇAS DE ESTADO
Ao contrário do oxigênio e nitrogênio - os dois componentes mais abundantes da atmosfera - o vapor d’água
pode mudar de um estado para outro (sólido, líquido, gasoso)nas temperaturas e pressões usuais na
superfície da Terra. Os processos de mudança de estado exigem que calor seja absorvido ou liberado (Fig.
5.7). A quantidade de calor é freqüentemente medida em calorias. Uma caloria é a quantidade de calor que
deve ser adicionada a 1 grama de água para aumentar sua temperatura em 1° C (1 caloria = 4,186 Joules).
A quantidade de calor absorvida ou liberada numa mudança de estado não implica em mudança de
temperatura da substância. Por isso, é geralmente referida como calor latente. Quando se fornece calor a um
copo de gelo (0° C), por exemplo, a temperatura permanece constante até que o gelo se derreta. A energia é
usada para romper a estrutura cristalina interna do gelo e derretê-lo. Esta energia não está disponível como
calor até que o líquido retorne ao estado sólido. A importância do calor latente nos processos atmosféricos é
crucial.
Fig. 5.7 - Mudanças de estado
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 O processo de conversão de um líquido para gás é chamado evaporação. São necessárias 600 cal para
converter 1 g de água para vapor d’água em 0° C ou 540 cal em 100° C. A energia absorvida pelas
moléculas de água durante a evaporação é usada somente para dar-lhes o movimento necessário para
escapar da superfície do líquido e tornar-se um gás. Esta energia, que é posteriormente liberada como calor
quando o vapor volta a ser líquido, é denominada calor latente de vaporização.
Condensação é o processo pelo qual o vapor d’água muda para o estado líquido. Neste processo as
moléculas de água precisam liberar energia (calor latente de condensação) equivalente àquela absorvida
durante a evaporação. Esta energia tem papel importante na produção de fenômenos violentos de tempo e
pode ser responsável pela transferência de grandes quantidades de calor dos oceanos tropicais para
posições mais próximas aos pólos.
Fusão é o processo pelo qual um sólido se transforma em líquido. Requer a absorção de aproximadamente
80 cal/g para a água (calor latente de fusão). A solidificação (congelamento), o processo inverso, libera estas
80 cal/g.
 Sublimação é a conversão de um sólido diretamente para um gás sem passar pelo estado líquido e a
deposição é o processo inverso, a conversão de vapor para sólido. A sublimação e a deposição envolvem
uma quantidade de energia igual à soma das energias envolvidas nos outros dois processos. (600 cal/g + 80
cal/g) (Fig. 5.7).
A sublimação pode ser facilmente observada para o "gelo seco" (dióxido de carbono congelado). A
condensação e a deposição junto ao solo são visíveis como orvalho e geada. Os mesmos processos na
atmosfera produzem nuvens.
5.5 O CICLO HIDROLÓGICO (ASSUNTO ABORDADO COM MAIS DETALHES EM HIDROGRAFIA)
A circulação incessante da água entre seus reservatórios oceânico, terrestre e atmosférico é chamada ciclo
hidrológico. É um sistema gigantesco, alimentado com a energia do Sol, no qual a atmosfera funciona como
um elo vital que une os reservatórios oceânico e terrestre. Neste ciclo, com o calor obtido da energia solar
absorvida, a água evapora dos oceanos e, em menor quantidade, dos continentes para a atmosfera, onde as
nuvens se formam. Freqüentemente ventos transportam o ar carregado de umidade através de grandes
distâncias antes que haja formação de nuvens e precipitação. A precipitação que cai no oceano terminou seu
ciclo e está pronta para recomeçá-lo. A água que cai sobre os continentes, contudo, ainda pode seguir várias
etapas. Uma porção se infiltra no solo como água subterrânea, parte da qual deságua em lagos e rios ou
diretamente no oceano. Quando a taxa de precipitação é maior que a capacidade de absorção da terra, outra
porção escorre sobre a superfície, para rios e lagos. Grande parte da água que se infiltra ou que escorre
acaba evaporando. Em adição a essa evaporação do solo, rios e lagos, uma parte da água que se infiltra é
absorvida por plantas que então a liberam na atmosfera através da transpiração. Medidas da evaporação
direta e da transpiração são usualmente combinadas como evapotranspiração.
Fig. 5.8 - O balanço de água na Terra
 O diagrama da Fig. 5.8 mostra um balanço de água, isto é, um balanço das entradas e saídas de água dos
vários reservatórios globais. Em cada ano, sobre os continentes a precipitação total excede a
evapotranspiração. Nos oceanos, a evaporação anual excede a precipitação. Os oceanos, contudo, não
estão secando, porque o excesso de precipitação flui dos continentes de volta para os oceanos. Em suma, o
ciclo hidrológico representa o contínuo movimento da água dos oceanos para a atmosfera, da atmosfera para
a terra e da terra de volta para os oceanos.
5.5 MEDIDAS DE UMIDADE
 Como mencionado, umidade absoluta e razão de mistura são difíceis de medir diretamente, mas podem ser
obtidas da umidade relativa, através de gráficos ou tabelas. Para medir umidade relativa usam-se
higrômetros.
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Um dos mais simples, o psicrômetro, consiste de dois termômetros idênticos, montados lado a lado (Fig. 5.7).
Um deles é o chamado termômetro de bulbo úmido, que tem um pedaço de musselina amarrado em torno do
bulbo. Para usar o psicrômetro, o tecido é molhado e é exposto a contínua corrente de ar, ou girando o
instrumento ou forçando uma corrente de ar através dele até atingir uma temperatura estacionária
(saturação). A temperatura de bulbo úmido cai, devido ao calor retirado para evaporar a água. O seu
resfriamento é diretamente proporcional à secura do ar. Quanto mais seco o ar, maior o resfriamento.
Portanto, quanto maior a diferença entre as temperaturas de bulbo úmido e de bulbo seco, menor a umidade
relativa; quanto menor a diferença, maior a umidade relativa. Se o ar está saturado, nenhuma evaporação
ocorrerá e os dois termômetros terão leituras idênticas.
Fig. 5.7 – Psicrômetro (fonte: www.inmet.gov.br)
Note-se que a temperatura de ponto de orvalho não deve ser confundida com a temperatura de bulbo úmido.
Elas não são iguais. A temperatura de bulbo úmido é determinada induzindo-se resfriamento por evaporação.
Adicionando-se vapor d’água ao ar aumenta a temperatura na qual o orvalho se formará. Consequentemente,
exceto na saturação, a temperatura de bulbo úmido é maior que a de ponto de orvalho. Quando o ar está
saturado, a temperatura de bulbo úmido, de ponto de orvalho e do ar ambiente são as mesmas.
Tabelas foram montadas para obter tanto a umidade relativa como a temperatura do ponto de orvalho
(tabelas 5.2 e 5.3). É necessário apenas registrar a temperatura do ar (bulbo seco) e calcular a diferença
entre as temperaturas de bulbo seco e bulbo úmido, que é conhecida como depressão de bulbo úmido. Por
exemplo, se a temperatura de bulbo seco é Td = 20° C e se a de bulbo úmido é Tw = 15° C, a depressão de
bulbo úmido, Td - Tw, é 5° C e da Tab. 5.2 obtém-se uma umidade relativa de 58%. A temperatura de ponto
de orvalho, da Tab. 5.3, é 12° C.
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DEPRESSÃO DE BULBO ÚMIDO (Td - TW)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20
-
20
28
-
18
40
-
16
48 0
-
14
55 11
-
12
61 23
-
10
66 33 0
-8 71 41 13
-6 73 48 20 0
-4 77 54 32 11
-2 79 58 37 20 1
0 81 63 45 28 11
2 83 67 51 36 20 6
4 85 70 56 42 27 14
6 86 72 59 46 35 22 10 0
8 87 74 62 51 39 28 17 6
10 88 76 65 54 43 33 24 13 4
12 88 78 67 57 48 38 28 19 10 2
14 89 79 69 60 50 41 33 25 16 8 1
16 90 80 71 62 54 45 37 29 21 14 7 1
18 91 81 72 64 56 48 40 33 26 19 12 6 0
20 91 82 74 66 58 51 44 36 30 23 17 11 5 0
22 92 83 75 68 60 53 46 40 33 27 21 15 10 4 0
24 92 84 76 69 62 55 49 42 36 30 25 20 14 9 4 0
26 92 85 77 70 64 57 51 45 39 34 28 23 18 13 9 5
28 93 86 78 71 65 59 53 47 42 36 31 26 21 17 12 8 4
30 93 86 79 72 66 61 55 49 44 39 34 29 25 20 16 12 8 4
32 93 86 80 73 68 62 56 55 46 41 36 32 27 22 19 14 11 8 4
34 93 86 81 74 69 63 58 52 48 43 38 34 30 26 22 18 14 11 8 5
36 94 87 81 75 69 64 59 54 50 44 40 36 32 28 24 21 17 13 10 7
38 94 87 82 76 70 66 60 55 51 46 42 38 34 30 2623 20 16 13 10
40 94 89 82 76 71 67 61 57 52 48 44 40 36 33 29 25 22 19 16 13
Tab. 5.2 - Porcentagem de umidade relativa (1000 Milibares)
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DEPRESSÃO DE BULBO ÚMIDO (Td - TW)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20
-20 -33
-18 -28
-16 -24
-14 -21 -36
-12 -18 -28
-10 -14 -22
-8 -12 -18 -29
-6 -10 -14 -22
-4 -7 -11 -17 -29
-2 -5 -8 -13 -20
0 -3 -6 -9 -15 -24
2 -1 -3 -6 -11 -17
4 1 -1 -4 -7 -11 -19
6 4 1 -1 -4 -7 -13 -21
8 6 3 1 -2 -5 -9 -14
10 8 6 4 1 -2 -5 -9 -14 -28
12 10 8 6 4 1 -2 -5 -9 -16
14 12 11 9 6 4 1 -2 -5 -10 -17
16 14 13 11 9 7 4 1 -1 -6 -10 -17
18 16 15 13 11 9 7 4 2 -2 -5 -10 -19
20 19 17 15 14 12 10 7 4 2 -2 -5 -10 -19
22 21 19 17 16 14 12 10 8 5 3 -1 -5 -10 -19
24 23 21 20 18 16 14 12 10 8 6 2 -1 -5 -10 -18
26 25 23 22 20 18 17 15 13 11 9 6 3 0 -4 -9 -18
28 27 25 24 22 21 19 17 16 14 11 9 7 4 1 -3 -9 -16
30 29 27 26 24 23 21 19 18 16 14 12 10 8 5 1 -2 -8 -15
32 31 29 28 27 25 24 22 21 19 17 15 13 11 8 5 2 -2 -7 -
14
34 33 31 30 29 27 26 24 23 21 20 18 16 14 12 9 6 3 -1 -5 -
12
36 35 33 32 31 29 28 27 25 24 22 20 19 17 15 13 10 7 4 0 -4
38 37 35 34 33 32 30 29 28 26 25 23 21 19 17 15 13 11 8 5 1
40 39 37 36 35 34 32 31 30 28 27 25 24 22 20 18 16 14 12 9 6
Tab. 5.3 - Temperatura do ponto de orvalho (1000 Milibares)
Outro instrumento comumente usado para medir umidade relativa é o higrômetro de cabelo, que pode ser lido
diretamente, sem tabelas. O cabelo aumenta de comprimento quando a umidade relativa aumenta e encolhe
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quando a umidade relativa cai, mudando o comprimento em ~2,5% no intervalo de variação da umidade
relativa de 0 a 100%. Usualmente um feixe de cabelos humanos loiros é conectado mecanicamente a um
ponteiro sobre um dial, que é calibrado entre 0 e 100%. Um higrômetro de cabelo pode também ser projetado
de forma a ativar um traçador sobre um tambor controlado por relógio, de modo a produzir um registro
contínuo de flutuações da UR com o tempo. Este instrumento é o higrógrafo. Infelizmente o higrômetro de
cabelo é menos preciso que o psicrômetro, requer freqüente calibração e tem resposta lenta às variações na
umidade, especialmente em baixas temperaturas.
Um tipo diferente de higrômetro é usado nos pacotes de instrumentos para sensoriamento remoto, tais como
radiossondas, que transmitem observações de ar superior para estações em Terra. O higrômetro elétrico
contém um condutor elétrico coberto com uma camada de produto químico absorvente. Baseia-se no
princípio de que a passagem de corrente varia à medida que varia a umidade relativa.
QUESTÕES DE REVISÃO
1) Descreva o movimento da água através do ciclo hidrológico.
2) Da análise do balanço global de água conclui-se que deve haver um fluxo de água dos continentes para os
oceanos. Por que?
3) Faça a distinção entre evaporação, transpiração e sublimação.
4) Explique como energia sob forma de calor está envolvida nas mudanças de fase da água.
5) Qual a diferença entre condensação e deposição?
6) Resuma os processos pelos quais a água muda de um estado para outro. Indique se a energia está sendo
absorvida ou liberada.
7) Faça a distinção entre pressão do ar e pressão de vapor. Como eles se comparam em magnitude?
8) Qual a diferença entre umidade absoluta e razão de mistura? O que elas tem em comum? No que a
umidade relativa difere da umidade absoluta e da razão de mistura?
9) Em que situação o ar é dito saturado?
10) Como as variações de temperatura influenciam (a) a pressão de vapor de saturação, (b) a razão de
mistura de saturação e (c) a umidade relativa?
11) Se a temperatura permanece constante e se a razão de mistura decresce, como varia a umidade
relativa?
12) Por que a umidade relativa usualmente cai entre o nascer do sol e o início da tarde num dia claro com
vento calmo?
13) Em que hora do dia mais provavelmente se formará orvalho no exemplo da figura 5.6?
14) Em localidades onde o inverno é muito frio alguns sistemas de aquecimento central de casas são
equipados com umidificadores. Por que?
15) Descreva o princípio de funcionamento do psicrômetro.
16) Descreva o princípio de funcionamento do higrômetro de cabelo.
17) Por que a temperatura de bulbo úmido é diferente da temperatura de ponto de orvalho? Quando são
iguais?
18) Quais são as desvantagens do higrômetro de cabelo? Ele tem alguma vantagem sobre o psicrômetro?
Quais?
19) Usando as tabelas 5.2 e 5.3, determine a umidade relativa e a temperatura de ponto de orvalho se o
termômetro de bulbo seco indicar 22°C e o termômetro de bulbo úmido indicar 16°C. Quais seriam os valores
se o termômetro de bulbo úmido indicar 19°C?
20) De que forma pode-se aumentar a umidade relativa do ar?
Sugestões de leitura:
Sugestões de leitura:
Capitulo 07 do livro:
AYOADE, J.O. Introdução a Climatologia para os trópicos. 3ª ed. São Paulo: Bertrand Brasil, 1991. 332p.
(tradução Professora Maria Juraci Zani dos Santos)
Capitulo 02 do livro:
-SILVA, M.A. Meteorologia e Climatologia. INMET: Brasília, 2000. 515p. (versão digital disponível em
www.agritempo.gov.br clicar em publicações e em seguida livros).
Capítulo 06 e 15 do livro:
PEREIRA, A.R., SENTELHAS, P.C., ANGELOCCI, L.R. Agrometeorologia: Fundamentos e aplicações
práticas. Guaíba: Agropecuária, 2002. 478p.