1 Meteorologia. 2 Estrutura da Atmosfera 1.Temperatura 2. Pressão e Altura Geopotencial 3....

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Meteorologia

2

Estrutura da Atmosfera1. Temperatura

2. Pressão e Altura Geopotencial

3. Umidade

4. Distribuição Vertical de Temperatura e de Gases "Estufa”

5. Relação entre Pressão e Densidade

6. Estrutura de Pressão e Densidade

7. Ventos

3

TemperaturaDependência Latitudinal da Radiação Incidente

Média Anual figura 5.1

Fluxo Incidente Médio no Equador:

Fluxo Incidente Médio Global:

Fig. 1. Distribuição Latitudi-nal Média Anual da Radiação incidente.

22

T Wm435Wm1367

F

S

22

G Wm3414

Wm1367

4F

S

4

Dependência Latitudinal da Radiação Incidente Sazonal

Fluxo solar instan-tâneo por unidade de área é máximo no ponto subsolar.

Periélio em janeiro

Fig. 2. Verão no HS

Fig. 3. Revolução

5

Dependência Latitudinal da Radiação Emergente

Radiação Emergente: varia menos com a latitu-de; vapor d’água é o principal emissor, logo depende for-temente da temperatura; no nível que a atmosfera é transparente à radiação terrestre, temperatura está aproximadamente igual (a altitudes diferentes); não existe controle geo-métrico.

Fig. 4 Saldo líquido nos trópicos e déficit líquido nas latitudes altas

6

Temperatura na Troposfera

Fig.5. Temperatura Média Anual promediada zonalmente, em oC. Diminui verticalmente, diferença entre pólo e Equador é de cerca de 30 oC.

7

Temperatura Potencial na Troposfera

Fig. 6. Temperatura Potencial Média Anual promediada zonalmente, em oC. Aumenta verticalmente.

8

Temperatura da Estratosfera

Fig.7. Distribuição de Temperatura Média promediada zonalmente, em oC, no solstício do verão boreal.

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Balanço de Energia da Atmosfera

Diferenças de temperatura entre Equador e pólo são menores do que às que haveria, por balanço de radiação.

Exemplo: pólo no inverno, não há balanço.

Como há equilíbrio local e global outras formas de transporte de energia além da radiação. Movimento de fluido, na vertical e horizontal.

10


Fig. 8 Balanço de Energia Local

11


Transporte Dinâmico = resultado tanto dos ventos atmosféricos quanto das correntes oceânicas

Escoamento líquido através de cada hemisfério é de cerca de 5.1015 W.

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Pressão e Altura GeopotencialAlturas das Superfícies de Pressão

Usa-se pressão em vez de altura como coordenada vertical:

p

H

gp

RT

p

zRT

gpg

z

p

13

5.2.1 Alturas das Superfícies de Pressão

A altura geopotencial z(p) é definida como:

p

dp

g

TRzz

p

dp

g

TRpz

p

p

p

p

s

1

2

12

)(

z2-z1=z é a espessura de uma camada da atmosfera, entre p1 e p2.

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Superfícies Isobáricas

Fig 9 A geometria das superfícies de pressão. p1>p2>p3>p4, onde p1, p2, p3 e p4 são superfícies de pressão constante.

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Superfícies Geopotenciais

Fig 10 A altura da superfície de 500 hPa em janeiro, em dm.

p

p

g

TR

zquentefrio

quentefrio

)0(ln

onde a variação é das latitudes frias para as quentes e p(0) é a pressão superficial.

Se T= 30 ºC, a superfície de 500 hPa cai z= 608m, como observado.

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Superfícies Geopotenciais

Fig 11 Altura geopotencial média zonal (m) para condições de média anual, valores são a diferença de um valor de referência.

As camadas atmosféricas são espessas nas regiões tropicais, porque elas são quentes e finas nas regiões polares frias.

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Umidade Específica

Fig 12 Umidade Específica média zonal (g/kg) para condições de média anual.

18

Umidade Relativa

Fig 13 Umidade relativa média zonal (%) para condições de média anual.

19

Convecção

Fig 14 Secagem devido a convecção

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Ventos Distribuição de Ventos

Fig 15 Circulação proposta por Hadley, formada por uma célula meridional gigante estucada do Equador ao pólo.

21

Dis

trib

uiçã

o de

Ven

tos

Fig 16 Seção de corte meridional dos ventos zonais (m/s), sob condições anuais (topo), dezembro, ja-neiro e fevereiro (DJF, no meio) e junho, julho e agosto (JJA, embaixo).

22

Dis

trib

uiçã

o de

Ven

tos

Fig 17 Seção de corte meridional dos ventos zonais em direção ao norte (m/s), sob condições anuais (topo), dezembro, janeiro e fevereiro (DJF, no meio) e junho, julho e agosto (JJA, embaixo).

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Dis

trib

uiçã

o de

Ven

tos Fig 18. Função de corrente de over-tuning meridional na média anual sob condições anuais (to-po), DJF, (no meio) e JJA (embaixo). Uni-dades de 1010kg/s. Escoamento circula ao redor de centros positivos (negativos) no sentido horário (anti-horário). Na mé-dia anual, o ar ascende ao norte do Equador e desce em torno de 30o N ou S.

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Turbilhões e Ondas

Fig 19 Pressão na superfície

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Distribuição Vertical de Temperatura

Estrutura vertical é qualitativamente similar em todos os pontos;

Perfil característico 40oN em dezembro;

Temperatura promediada pela massa é de 255 K.

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Efeito do Sol

3 regiões quentes;

regiões onde radiação solar é absorvida em comprimentos de onda diferentes.

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Termosfera

Primeira região quente T alta e variável;

Região de absorção de UV pelo oxigênio (O2 e O);

O2 O e CO2 são fotoionizados por UV energético (<0,1 );

Perda de IR é pequena e T é alta (até 1000 K).

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Termosfera

Ar é tênue e são poucas colisões, logo não existe conexão entre T e radiação térmica (T4);

Ionosfera nesta e nas altitudes acima, atmosfera ionizada reflete ondas de rádio.

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Mesosfera

Da mesopausa (80-90 km) até a estratopausa (~50 km), a temperatura aumenta até o segundo ponto quente.

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Estratosfera

Máximo no topo absorção de UV de comprimento de onda médio (0,1 a 0,35 m) ; Estratosfera é muito estratificada, pouco misturada e tem longos tempos de residência de partículasPróximo ao equilíbrio radiativo.

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Distribuição Vertical de Ozônio

Camada de ozônio é resultado da foto-dissociação do O2;

Ozônio é o principal absorvedor de UV;

Pico concentração de ozônio em 20 km, pois a camada de ozônio é opaca ao UV (a maior parte do UV é absorvido no topo da camada).

32

Estratosfera

mOmOO

OOhO

32

2

33

Troposfera

Tropopausa entre 8 e 16 km, dependendo da latitude e da estação do ano. Troposfera T aumenta até a superfície; Contém 85% da massa da atmosfera; É onde o “tempo” acontece!

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Distribuição Vertical de Vapor Troposfera contém quase todo o vapor de água, que é o principal gás estufa; Quantidade de vapor, devido a relação de Clausius-Claperyron, diminui com altura, porque T diminui com a altura; (Ar frio não consegue conter tanto vapor de água quanto ar quente.)

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Equilíbrio Radiativo Troposfera aquece-se pela absorção de IV pelo H2O; Estratosfera é aquecida (e criada) pela absorção de UV pelo O3; Estrutura térmica na troposfera não pode ser explicada somente por equilíbrio radiativo.

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Em resumo ...

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Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático

Qual é a distribuição vertical de pressão e densidade, dado o perfil vertical de temperatura estudado?

Se atmosfera em repouso = estática

pressão só depende do peso;

peso só depende da densidade.

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Este é o Balanço Hidrostático !

Definindo: z aumenta a partir da

superfície;

g tem sentido contrário;

coluna vertical de ar com área da base A e altura z;

pressão e densidade são funções de z (mas podem ser de x, y e t).

39


pzp

zzpp

zpp

B

T

)(

)(

)(

onde p é o aumento de pressão de z até z-z

40


zz

pp

Se z é pequeno:

41


zAM

A massa do cilindro é:

42


Cilindro não está acelerando, logo a soma de forças é NULA!

Forças verticais atuando:

força gravitacional: Fg= -gM= -g A

z

força de pressão no topo FT=-p A ;

força de pressão no base FB=(p+ p)

A.

Logo: Fg+FT+FB=0

43


Se Fg+FT+FB=0,

então:

zgp

zAgAp

ApzAg

ApApApzAg

AppApzAg

0

0

0)(

44


Como:

gz

p

zz

pp

então:

Esta é a Equação do Equilíbrio Hidrostático!!!!

45


Se:

z

dzgzp

gz

p

)(

então:

Massa por unidade de área da coluna atmosférica acima de z.

46


Se:

z

dzgzp

gz

p

)(

então:

Massa por unidade de área da coluna atmosférica acima de z.

47


Na superfície:

sphPa1013

Terra da superfície da Área

)0(

a

z

Mg

dzgzp

48

Estrutura Vertical de Pressão e Densidade

Usando a equação de estado p=RT:

RT

gp

z

p

• Troca-se as incógnitas p e por p e T;

• Entretanto, enquanto p e variam muitas ordens de grandeza até 100 km, T não varia mais que 30%.

49

Atmosfera Isotérmica

Considerando a variação de T, pode-se

tomar T=constante= To

H

p

RT

gp

z

p

o

• H é a constante de escala:

g

RTH o

50


Integrando

H

p

z

p

obtém-se

H

zpzp s exp)(

51


Alternativamente

• Ou seja, a pressão decresce exponencialmente para cima com a altura, proporcionalmente a H;

• Se To= 250 K, H=7,31 km.

• Se p= 100 hPa, z=H.ln(1o)= 16,82 km.

p

pHz sln

52

Atmosfera Não-isotérmica

Considerando T não constante, a constante de escala H(z) é definida como:

• Logo: ou:

g

zRTzH

)()(

)(zH

p

z

p

)(

1ln

zHz

p

53


Integrando

• Se H(z) = H, obtém-se o resultado anterior.

z

os zH

dzpzp

)(

'exp)(

54


Perfis de atmosfera isotér-mica fornecem resultados que são uma boa aproximação da realidade.

Perfil de pressão real para 40o N em dezembro (azul) e o perfil para atmosfera isotér-mica com H=6,8 km (trace-jado).

55

Estrutura Vertical de Pressão

Para regiões onde as temperaturas são mais quentes que o valor de referência (com H=6,8 km):

a pressão decresce menos rapi-damente que no perfil isotér-mico.

K08,237R

gHTo

baixa troposfera

estratopausa

termosfera

56

Estrutura Vertical de Densidade

Para o caso isotérmico, considerando:

RTp

obtém-se

H

zpzp s exp)(e

H

z

RT

pz

o

s exp)(

57

Estrutura Vertical de Densidade

Para o caso não-isotérmico, considerando:

• Como a densidade cai exponencialmente a mesma taxa da pressão, 80% da massa da atmosfera encontra-se abaixo de 10 km.

z

oo

s

zH

dz

RT

pz

)'(

'exp)(

58

Tabela de Dados

Dados são médias globais e temporais, disponíveis em http://paoc.mit.edu/labweb/atmos-obs/globalmeans.htm

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