1 meteorologia. 2 estrutura da atmosfera 1.temperatura 2. pressão e altura geopotencial 3....
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Meteorologia
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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
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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.
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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
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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
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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.
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Temperatura Potencial na Troposfera
Fig. 6. Temperatura Potencial Média Anual promediada zonalmente, em oC. Aumenta verticalmente.
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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.
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Balanço de Energia da Atmosfera
Fig. 8 Balanço de Energia Local
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Balanço de Energia da Atmosfera
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
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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.
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Umidade Relativa
Fig 13 Umidade relativa média zonal (%) para condições de média anual.
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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.
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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).
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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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Distribuição Vertical de Temperatura
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).
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Estratosfera
mOmOO
OOhO
32
2
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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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Distribuição Vertical de Temperatura
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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Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
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).
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Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
pzp
zzpp
zpp
B
T
)(
)(
)(
onde p é o aumento de pressão de z até z-z
40
Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
zz
pp
Se z é pequeno:
41
Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
zAM
A massa do cilindro é:
42
Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
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
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Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
Se Fg+FT+FB=0,
então:
zgp
zAgAp
ApzAg
ApApApzAg
AppApzAg
0
0
0)(
44
Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
Como:
gz
p
zz
pp
então:
Esta é a Equação do Equilíbrio Hidrostático!!!!
45
Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
Se:
z
dzgzp
gz
p
)(
então:
Massa por unidade de área da coluna atmosférica acima de z.
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Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
Se:
z
dzgzp
gz
p
)(
então:
Massa por unidade de área da coluna atmosférica acima de z.
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Relação entre pressão e densidade: Balanço Hidrostático
Na superfície:
sphPa1013
Terra da superfície da Área
)0(
a
z
Mg
dzgzp
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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%.
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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
Atmosfera Isotérmica
Integrando
H
p
z
p
obtém-se
H
zpzp s exp)(
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Atmosfera Isotérmica
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
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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
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Atmosfera Não-isotérmica
Integrando
• Se H(z) = H, obtém-se o resultado anterior.
z
os zH
dzpzp
)(
'exp)(
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Atmosfera Não-isotérmica
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).
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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
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Estrutura Vertical de Densidade
Para o caso isotérmico, considerando:
RTp
obtém-se
H
zpzp s exp)(e
H
z
RT
pz
o
s exp)(
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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)(
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Tabela de Dados
Dados são médias globais e temporais, disponíveis em http://paoc.mit.edu/labweb/atmos-obs/globalmeans.htm