5. Evaporação e Transpiração

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1 Transpiração 5.1. Definição Na fase terrestre do ciclo hidrológico, a evaporação e a transpiração são os processos físicos responsáveis pelas perdas de água da superfície para a atmosfera. Aos processos de evaporação e transpiração e atribuído o nome de evapotranspiração. O processo de evapotranspiração envolve a mudança de estado da água de líquido para vapor. A energia necessária para que ocorra a mudança de estado é chamada de calor latente para vaporização da água (λ). Geralmente representado por: λ = 2,501 0, T s [MJkg -1 ] onde T s Celsius e a temperatura da agua em graus maio de 03 LPdS 1

2 O suprimento de energia e tipicamente fornecido pelo sol. Uma parte da radiação incidente do sol não é usada na evaporação; alternativamente essa parte esta associada com o aquecimento da atmosfera próxima a superfície, e e denominada fluxo de calor sensível. As mudanças de temperatura na superfície são proporcionais ao produto: c pρa onde c p é o calor específico do ar à temperatura constante e equivalente a 0, kj kg -1 ºC. A densidade do ar úmido pode ser calculada pelas leis do gas ideal, mas alternativamente pode ser estimada por: maio de 03 LPdS 2

3 p ρa = 3,486 [kg m T onde: ρ a é a densidade do ar úmido p é a pressão atmosférica em kpa T é a temperatura do ar em graus Celsius -3 ] Grandezas características: É comum referir-se à evapotranspiração em termos de altura de líquido, como se as quantidades evaporadas fossem distribuídas de maneira homogênea e uniforme sobre toda a bacia hidrográfica. Sendo no Brasil, mm a unidade mais difundida. Outra forma de expressar a evapotranspiração é em termos da taxa pela qual a mesma ocorre. Ou seja, mm/dia ou mm/h. maio de 03 LPdS 3

4 Evaporação potencial Chama-se taxa de evaporação potencial àquela que é controlada pelas condições da atmosfera. Ou seja, quando a água disponível na superfície é ilimitada, como no caso dos oceanos e reservatórios. Evaporação atual ou real É aquela controlada pelas condições/disponibilidades de água da superfície. Por exemplo limitada pelo conteúdo de umidade do solo ou pelo comportamento fisiológico da vegetação. Eventualmente a evaporação atual ou real é equivalente à evaporação potencial. Aplicações Principais Projetos de irrigação Setor Elétrico: evaporação de reservatórios Uso da água subterrânea Panejamento/controle de enchentes Questões ambientais: qualidade das águas, prevenção de incêndios florestais, aquecimento global maio de 03 LPdS 4

5 5.2. Fatores que influenciam a evaporação Meteorológicos: Radiação disponível Temperatura Umidade relativa Déficit de pressão de vapor Velocidade do vento Caracteríticas da superfície evaporante: Qualidade das águas(salinidade/turbidez) Profundidade do espelho d água Tamanho/forma do espelho d água Presença de cobertura vegetal Cor do solo Conteúdo de umidade e características hidráulicas dos solos maio de 03 LPdS 5

6 5.3. Métodos de avaliação direta da evaporação Tanques evaporimétricos sendo o mais comum, o tanque classe A. É recomendável que seja aplicado um coeficiente redutor às leituras do tanque evaporimétrico para que sejam considerados os efeitos de superestimação das taxas de evaporação devido ao aquecimento das paredes do tanque. A WMO recomenda coeficientes entre 0,67 e 0,81, que varia de acordo com o tipo do tanque, local e estação do ano. O valor de 0,70 é freqüentemente utilizado no Brasil. Evaporímetro de pichè OBS: Tanto o tanque como o evaporímetro de pichè estão associados às taxas potenciais de evaporação maio de 03 LPdS 6

7 5.3. Métodos de avaliação indireta da evaporação Balanço hídrico Consiste na aplicação da equação de conservação de massa. No caso de bacias hidrográficas, em geral, é possível avaliar a evaporação real por: E a = P Q G S onde: P é a precipitação total anual Q é a vazão média anual G é a recarga para o lençol subterrâneo S é o acréscimo no armazenamento na bacia hidrográfica maio de 03 LPdS 7

8 Os termos G e S são de difícil obtenção, o que contribui para o aumento das incertezas já existentes na aplicação da equação. Mas em termos anuais, pode-se admitir que a variação da quantidade de água armazenada no solo é nula, ou seja, toda a água precipitada já foi transformada em escoamento. Assim, a equação de balanço hídrico é mais freqüentemente aplicada para determinação da evapotranspiração real em bacias hidrográficas em termos anuais, onde: E = P a anual Q anual [mm] sendo: P anual é a precipitação total anual em mm Q anual é a vazão média anual em termos em termos de altura de líquido, como se a vazão fosse distribuída de maneira homogênea e uniforme sobre toda a bacia hidrográfica. Nesse caso dada em mm maio de 03 LPdS 8

9 No caso da aplicação da equação de balanço hídrico em reservatórios: E res = I O S [mm] onde: I é o volume afluente ao reservatório, dado em termos de altura de líquido ou lâmina d água sobre a superfície do reservatório acrescido da precipitação sobre a superfície do reservatório. Nesse caso, dado em mm O é o volume efluente do reservatório, dado em termos de altura de líquido ou lâmina d água sobre a superfície do reservatório acrescido das perdas por infiltração através das paredes do reservatório. Nesse caso, dado em mm S é a variação do armazenamento de água no reservatório no período em que se deseja estimar as perdas por evaporação, dado em termos de altura de líquido ou lâmina d água sobre a superfície do reservatório. Nesse caso, dado em mm. A evaporação do reservatório é equivalente à evaporação potencial. Em geral aplicada em nível mensal e anual. maio de 03 LPdS 9

10 Fórmulas baseadas na temperatura Thornthwaite E onde: = f c T I E é a evapotranspiração potencial mensal em mm f c é um fator de correção que depende da latitude (tabela) T é a temperatura média mensal em ºC I é um índice dado por: a I = 12 = m = 1 5 m T m 1.5 a = 6.75 x10 7 I x10 5 I x10 2 I maio de 03 LPdS 10

11 Método baseado na Lei de Dalton (transferência de massa) E tm = b( e ed ) s onde: b e uma função da velocidade do vento e, (e s -e d ) e o déficit (D) de saturação de vapor O valor de b não é de fácil determinação e é obtido com base nos conceitos da camada limite próxima à superfície. De forma genérica b é dado por uma função da velocidade do vento: f( u) b=n f( r) maio de 03 LPdS 11

12 onde, N é um parâmetro que considera os efeitos da densidade do ar e pressão f(u) é uma função da velocidade do vento f(r) é uma função da rugosidade Por exemplo Penman em 1948, para a Inglaterra, os seguintes valores: u2 b = 0, 35.( 0, 5 + ) 100 Sendo u 2 a velocidade do vento 2 m acima da superfície (em mi/h) maio de 03 LPdS 12

13 Métodos baseados no balanço de energia H R n λe A d i S P A d o G Componentes do balanço de energia para um volume unitário a partir da superficie do solo até uma altura arbitraria (adaptado de Shuttleworth, 1992) R n radiação líquida incidente λe energia que deixa o sistema como evapotranspiração H energia que deixa o sistema como fluxo de calor sensível G energia que deixa o sistema como calor conduzido no solo S energia temporariamente armazenada no volume de controle. Geralmente e considerada dispresível, exceto para florestas. E proporcional as variações de temperatura na vegetação, no ar e no solo superficial assim como, as variações na umidade atmosférica P energia absorvida pelos processos bioquímicos nas plantas, tipicamente considerado igual a 2% da radiação líquida(r n ) maio de 03 LPdS 13

14 A d perda de energia associada com o movimento lateral do ar; este termo e significativo na situacao de oasis ; em geral e despresível, caso contrário A d = A d o -A d i Definindo A como a energia disponível no sistema, as seguintes igualdades são verdadeiras: A A = λe + H = R G n S P A d MJm 2 1 dia Combinando as duas igualdades têm-se: 1 E = ( R λ ρ H G S P n A d )[mm/dia] onde: λ calor latente para vaporização da água λ = MJkg T s T s e a temperatura em ºC da superficie da agua ρ densidade do ar igual a 1,2 kg m -3 ao nivel do mar 1 maio de 03 LPdS 14

15 Método Combinado: Penman E ( R 1 γ = λ n G) + 6,43(1 + 0,53u + 1 γ 2 )( e s e d ) [mm/dia] onde: E tm e a evaporacao estimada pela lei de Dalton R n e a radiacao liquida R n = ( 1 α )( R + R ) s l R e R i =R s +R l, onde R i e a radiacao incidente e R s e R l sao respectivamente a radiacao de ondas curtas proveniente do sol e a radiacao emitida pela propria atmosfera de ondas longas R e e a radiacao emitida pela propria superficie 4 ( = fε σ ( T ) MJm -2 dia -1 ) R e α e o albedo ou reflectancia de ondas curtas maio de 03 LPdS 15

16 λ é o calor latente para vaporização é o gradiente da curva de pressão de vapor saturado em função da temperatura (= e s / T) γ é a constante psicrométrica c p p γ = 0,622λ p = 101,3 0,01055 (altitude em "m") ρ a é a densidade do ar úmido G é o fluxo de calor conduzido da superfície para o solo T T1-2 G = csds [MJm dia t 2 1 onde: T 1 é a temperatura no início do intervalo de tempo considerado, em graus celsius T 2 é a temperatura no final do intervalo de tempo considerado, em graus celsius t é o intervalo de tempo considerado, em dias c s é uma característica relacionada a capacidade de aquecimento dos solos. Para solos úmidos pode ser adotada igual a 2,1 MJm -3 ºC d s profundidade efetiva estimada do solo, m, ~0,18m. maio de 03 LPdS 16 ]

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