Radiação

A radiação electromagnética corresponde a uma forma de energia que se propaga através do espaço como perturbações eléctricas e magnéticas, com diferentes comprimentos de onda. As ondas electromagnéticas são definidas em termos de frequência, ν, e movem-se a uma velocidade constante. A distância entre dois picos consecutivos da onda electromagnética designa-se por comprimento de onda, λ, e é numericamente igual à divisão da velocidade pela frequência (Incropera & Witt, 2001).

O espectro electromagnético abrange uma enorme gama de comprimentos de onda (Figura 2.2), que variam entre os raios gama, com comprimentos de onda curtos, e as ondas de rádio, cujos comprimentos de onda são longos. A zona intermédia do espectro, com comprimentos de onda entre 0,1 a 100 µm, corresponde à radiação térmica, que engloba parte da radiação ultravioleta, a radiação visível e parte da radiação infravermelha. A única região do espectro a que o olho humano é sensível é a gama do “visível”, com comprimentos de onda situados entre 0,35 e 0,75 µm.

Figura 2.2 – Espectro electromagnético

Da radiação que incide sobre uma superfície, I, apenas uma parcela é absorvida, α, sendo a restante reflectida, ρ, e transmitida, τ (Figura 2.3). A lei da conservação da energia obriga a que, para uma dada temperatura, a sua soma seja sempre igual à unidade. Na aplicação aos edifícios considera-se que os sólidos não transmitem radiação (τ = 0), excepto no caso dos vidros, que apenas transmitem radiação de onda curta.

1 = + +ρ τ α (4) em que

α Coeficiente de absorção, que traduz a razão entre a radiação absorvida pelo objecto e a radiação total que sobre ele incide

45 ρ Coeficiente de reflexão, que traduz a razão entre a radiação reflectida pelo objecto e a radiação

total que sobre ele incide

τ Coeficiente de transmissão, que traduz a razão entre a radiação transmitida pelo objecto e a radiação total que sobre ele incide

Figura 2.3 – Radiação incidente numa superfície (absorção, reflexão e transmissão)

Radiação de onda curta

A radiação solar total que incide numa fachada subdivide-se em radiação directa e difusa. A radiação directa corresponde aos raios provenientes directamente do sol e a radiação difusa é devida à múltipla reflexão dos raios solares na atmosfera. No Porto, a radiação solar global varia entre 0 W/m2, durante a noite, e cerca de 1100 W/m2, ao meio-dia solar nos meses de Verão (Meteotest, 2007; LFC, 2009). A radiação solar que incide numa superfície opaca é parcialmente absorvida, sendo o fluxo de calor calculado através da seguinte expressão (Künzel, 1995):

perp s s solar I q =α ⋅ , (5) em que

qsolar [W/m2] Densidade do fluxo de calor absorvido pela superfície

devido à radiação solar incidente

αs [-] Coeficiente de absorção para a radiação solar

Is,perp [W/m2] Componente da radiação solar normal à superfície

O coeficiente de absorção para a radiação solar apresenta uma boa correlação com o que é observado pelo olho humano, pelo que uma superfície escura absorve mais radiação solar do que uma superfície clara. A Tabela 2.2 apresenta alguns valores de αs, que podem variar entre 0,15, para

46

Tabela 2.2 – Valores do coeficiente de absorção para a radiação solar, αs

MATERIAL αααα_s REFERÊNCIA

Reboco pintado com cor clara (novo) 0,2 Hagentoft (2001) e WUFI (2008)

Reboco pintado com cor clara (envelhecido) 0,4 WUFI (2008) e Künzel (1995)

Reboco pintado com cor média 0,5 RCCTE (2006)

Reboco pintado com cor escura 0,8 RCCTE (2006)

Radiação de onda longa

A emissão de radiação de onda longa por uma superfície está relacionada com a noção de corpo negro, que se define como uma superfície ideal que absorve toda a radiação que sobre ele incide, para qualquer comprimento de onda (Incropera & Witt, 2001).

A radiação emitida por um corpo negro é traduzida pela Lei de Planck, cuja representação gráfica se apresenta na Figura 2.4. A radiância varia de forma contínua com a variação do comprimento de onda e para um dado comprimento de onda a radiância aumenta com a temperatura da superfície. A radiação máxima emitida a uma determinada temperatura ocorre para um comprimento de onda λmax, traduzido na Figura 2.4 pela linha a tracejado. Quanto mais alta é a temperatura absoluta do

corpo mais pequeno é o comprimento de onda para o qual ocorre o valor máximo da radiância espectral.

Figura 2.4 – Radiância espectral do corpo negro – adaptado de Hagentoft (2001)

A Lei de Stefan-Boltzmann resulta da integração da Lei de Planck, no domínio [λ = 0; λ = ∞[, e permite obter a radiação total emitida por um corpo negro para uma determinada temperatura.

47 Graficamente, a radiação total emitida, Icn, é representada pela área abaixo da curva de Planck para

uma determinada temperatura. 4

T

I_cn =σ⋅ (6)

em que

Icn [W/m2] Radiação total emitida pelo corpo negro

8 10 67 , 5 ⋅ − = σ [W/(m2
K4)] Constante de Stefan-Boltzmann T [K] Temperatura absoluta

As superfícies reais emitem menor quantidade de radiação do que os corpos negros. O parâmetro que caracteriza a energia emitida por um corpo real, Ie, designa-se por emissividade, ε, que traduz a

relação entre a radiação emitida pela superfície real e a radiação emitida por um corpo negro à mesma temperatura. Barreira (2004) apresenta um catálogo bastante completo com valores da emissividade de diversos materiais. Segundo a Lei de Kirchhoff, para uma determinada temperatura, em qualquer superfície a emissividade, ε, e o coeficiente de absorção de radiação de onda longa, αol, são iguais, ou seja,

ol α

ε = (7)

A radiação emitida por uma superfície real (Figura 2.5) traduz-se então pela expressão: 4

T

I_e =ε⋅σ⋅ [W/m2] (8)

Figura 2.5 – Radiação emitida por uma superfície

A maioria dos materiais utilizados correntemente nos edifícios comporta-se como corpos cinzentos, com emissividades e coeficientes de absorção independentes do comprimento de onda.

48

Radiação de onda longa emitida pela atmosfera terrestre

A radiação absorvida pela atmosfera terrestre é proveniente directamente do sol, sob a forma de radiação de onda curta, e da superfície terrestre, como radiação de onda longa. A radiação emitida pela superfície terrestre resulta da absorção pelo solo da radiação solar directa e difusa que atravessa a atmosfera (Figura 2.6). A absorção de radiação de onda longa pela atmosfera é muito influenciada pelos seus constituintes, fundamentalmente o vapor de água e os gases carbónicos. A Figura 2.7 ilustra a capacidade de absorção de cada constituinte da atmosfera, em função do comprimento de onda. Sobrepondo os espectros das várias partículas, é possível verificar que a atmosfera tem menor capacidade de absorver radiação de onda longa entre os 8 e os 12 µm. Esta região do espectro, denominada por janela atmosférica, é considerada “transparente” à radiação de onda longa porque facilita a sua passagem através da atmosfera e a sua consequente perda no espaço (Salby, 1996).

Figura 2.6 – Radiação de onda longa absorvida e emitida pela atmosfera

Para se manter o equilíbrio térmico, a radiação absorvida pela atmosfera é, por sua vez, emitida na direcção da superfície terrestre e do espaço, sob a forma de radiação de onda longa (Figura 2.6). A emissão da radiação pela atmosfera rege-se pela Lei de Plank, com um espectro de emissão semelhante ao de um corpo negro com uma temperatura da mesma ordem de grandeza da temperatura efectiva do céu. Só na região da janela atmosférica, o céu deixa de emitir radiação de

49 uma forma contínua para todos os comprimentos de onda, reduzindo-se consideravelmente o seu poder emissivo (Figura 2.8).

Figura 2.7 – Espectro de absorção de radiação de onda longa que atravessa verticalmente a atmosfera (Salby, 1996)

Figura 2.8 – Radiação de onda longa emitida pela atmosfera na direcção da superfície terrestre (Salby, 1996)

O efeito da janela atmosférica pode, contudo, ser atenuado no caso do céu enevoado. As nuvens e o nevoeiro emitem radiação de acordo com a Lei de Plank, sobretudo devido ao efeito das partículas

50

de vapor de água (Aelenei et al., 2001). A aproximação do comportamento do céu enevoado à Lei de Plank depende do tamanho, espessura e altura das nuvens ou do nevoeiro, parâmetros que influenciam a sua temperatura. De acordo com Holm et al. (2004), uma nuvem pequena e alta (ou fria) apenas adiciona 4% à radiação emitida pelo céu limpo, enquanto que o efeito de uma nuvem espessa e baixa (quente) traduz-se num aumento de 25%.

A determinação da radiação emitida pela atmosfera no sentido da superfície terrestre implica a utilização do conceito de temperatura efectiva do céu, Tatm, que é definida como sendo a

temperatura de um corpo negro que emite a mesma quantidade de radiação que a atmosfera (Aelenei, 2004). 4 atm atm T I =

σ

Iatm [W/m2] Radiação emitida pela atmosfera

Tatm [K] Temperatura efectiva do céu

Sendo a atmosfera constituída por diversas camadas com propriedades radiativas distintas, a temperatura efectiva do céu depende de um perfil vertical de temperaturas. Como este tipo de informação não é corrente, em termos práticos assume-se que o céu se comporta como um corpo cinzento, que tem uma emissividade εatm e uma temperatura igual à do ar próximo do solo, Ta.

4 a atm atm T I =

ε

σ

εatm [-] Emissividade da atmosfera

Ta [K] Temperatura do ar próximo do solo

Esta aproximação é aceitável uma vez que, de acordo com alguns autores, grande parte da radiação atmosférica incidente na superfície terrestre é emitida pela atmosfera abaixo dos 150 m, sendo a temperatura dessa região não muito diferente da temperatura ao nível do solo (Finkenstein & Haupl, 2007).

A determinação da radiação atmosférica, emitida no sentido da superfície terrestre, pode ser efectuada por medição directa, através de pirgeómetros, por métodos teóricos detalhados ou por relações empíricas, que calculam o valor da emissividade do céu.

51 Os métodos teóricos detalhados baseiam-se nos espectros de emissão dos gases constituintes da atmosfera e necessitam de perfis detalhados da sua concentração com a altitude, bem como da temperatura e humidade relativa do ar nas diferentes camadas da atmosfera. Esta informação raramente está disponível, pelo que a utilização das relações empíricas é mais frequente (Aelenei, 2004).

Os métodos empíricos, que apresentam expressões para a determinação da emissividade do céu, consistem em resumos estatísticos da correlação existente entre medidas directas da radiação atmosférica e parâmetros de superfície (temperatura, pressão atmosférica e índice de nebulosidade). De acordo com Finkenstein e Haupl (2007), estes métodos estabelecem boas correlações para as condições de céu limpo, mas não são tão satisfatórios quando se referem ao céu enevoado.

A radiação atmosférica no Porto, ao contrário da radiação solar, não tem oscilações significativas durante o dia, variando entre os 220 W/m2, para temperaturas do ar mais baixas e/ou situações de céu limpo, e os 440 W/m2, quando a temperatura do ar aumenta e/ou o céu está enevoado (Meteotest, 2007; LFC, 2009).

2.1.2 Mecanismos de transferência de humidade