meteo

1ªAula
• Características das distribuições verticais
médias de pressão e temperatura.
• Composição da atmosfera.
• Diagrama de fases da água.
• Classificação de nuvens.
• Força do gradiente de pressão.
• Força de Coriolis.
• Circulação de ar em depressões e anticiclones.
• Circulação global observada.
2ª Aula
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•
•
•
Sistemas frontais e nuvens associadas.
Processos adiabáticos (seco e saturado).
Estabilidade e Instabilidade.
Mecanismos de brisa.
Pressão
• Lei fundamental da hidrostática: “a diferença
de pressão entre dois pontos no interior de um
fluido é igual ao peso, por unidade de área, da
coluna de fluido compreendida entre os níveis
desses pontos”.
• Pressão atmosférica ao nível do mar:
2
1 N / m - 101325 Pa - 76 cm de mercúrio
Distribuição vertical da Pressão
• A densidade do ar é tanto maior
quanto a pressão a que este
está sujeito.
• O ar que se encontra junto á
superfície é mais denso e está
sujeito a uma pressão maior do
que o ar nas camadas
superiores da atmosfera, o que o
torna ainda mais denso.
• Assim resulta da lei fundamental
da hidrostática que: para uma
mesma diferença de alturas h
se observe uma maior variação
da pressão junto à superfície.
• Esta distribuição indica que 90%
da massa da atmosfera se
encontra nos primeiros 20km.
Temperatura
• Os três máximos relativos
de Temperatura são
resultado de três zonas de
absorção preferencial de
radiação solar.
• A taxa de variação da
Temperatura com a altitude
indica a existência ou não
de estabilidade.
TERMOSFERA
MESOSFERA
ESTRATOSFERA
12km
TROPOSFERA
Constituição da atmosfera
• Devido á existência de duas zonas
de instabilidade abaixo dos 90 km
que favorecem o movimento
vertical, resultando numa boa
mistura da massa de ar, observa-se uma camada em que os
componentes se distribuem em
proporções constantes designada
por HOMOSFERA.
• Acima dos 90 km a distribuição dá-se de acordo com as densidades
de cada componente, satisfazendo
a condição de equilíbrio
hidrostático. A esta camada dá-se
o nome de HETEROSFERA.
Diagrama de fases da água
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•
O conteúdo de água no ar é muito
variável pois este componente tem
a particularidade de ocorrer em três
fases distintas (sólida, liquida e
vapor).
A tensão de vapor ( e) indica a
concentração de vapor existente no
ar.
Define-se tensão de saturação
(e sat) como o valor de tensão de
vapor para o qual, mantendo a
temperatura do ar constante, o
vapor condensa. (processo A-B)
A Humidade relativa é a grandeza
que relaciona a tensão de vapor
com a tensão de saturação. A
Humidade relativa será tanto maior
quanto mais perto da saturação
estiver o ar.
Define-se Temperatura do ponto de
orvalho ( Torv) como sendo a
temperatura à qual, mantendo
constante a tensão de vapor, se dá
a condensação. (processo A-C)
curva de saturação
HR 
e
e sat
Classificação de Nuvens
• Nuvens altas (base acima dos 7 km),
médias (2-7 km), baixas (0-2 km) e de
desenvolvimento vertical.
• Nuvens estratiformes (grande
desenvolvimento horizontal, pouca
espessura) ou cumuliformes (significativo
desenvolvimento vertical).
• Nuvens com precipitação, identificadas
pelo termo nimbo (nimbus).
Força do gradiente de pressão
•
•
•
•
A Força do gradiente de pressão
actua em cada partícula de ar fazendo
com que este se desloque das altas
para as baixas pressões.
As linhas que unem os pontos de igual
pressão chamam-se isóbaras.
A velocidade do vento será tanto
maior quanto mais perto as isóbaras
estiverem umas das outras, resultando
uma maior velocidade do vento nas
zonas depressionárias do que nos
anticiclónes.
O “enchimento” das depressões
devido à convergência de ar à
superfície, é compensado pelo
movimento vertical ascendente. Nos
anticiclones observa-se o mecanismo
inverso, resultando um movimento
vertical descendente da massa de
ar.
Força de Coriolis
• A força de Coriolis é uma consequência do
movimento de rotação da Terra, e actua em
cada partícula de ar resultando num desvio para
a direita da direcção da sua velocidade inicial
no emisfério Norte e para a esquerda no
emisfério Sul.
• Só os corpos com movimento em relação à
Terra são actuados por esta força, pois esta é a
diferença entre a força centrifuga que actua no
corpo quando este se encontra em movimento
em relação à Terra e a força centrifuga que lhe
actua quando está parado.
•Forças que actuam num corpo
parado em relação à Terra.
•Forças que actuam num corpo
que se desloca na direcção
Oeste-Este.
• No caso de um corpo que se desloca na direcção Oeste-Este,
a sua velocidade de rotação será maior do que quando estava
parado. Consequentemente a força centrifuga que actua sobre
este será também maior e a força resultante deixa de ter a
direcção da vertical do lugar, fazendo com que este seja
desviado para a direita.
Circulação de ar em depressões e
anticiclones
•
•
O ar está também sujeito à força de atrito com a superfície da Terra. A
direcção desta força opõe-se à direcção da velocidade do ar obrigando este
a deslocar-se mais devagar.
O movimento de uma massa de ar em depressões e anticiclones será o
resultado da combinação da Força do gradiente de pressão, da Força de
Coriolis e da Força de atrito. Como se trata de uma solução estacionaria
(não varia no tempo) há equilíbrio entre as forças, ou seja a resultante das
forças que actuam em cada partícula de ar é nula.
Hemisfério Norte
Circulação meridional num
planeta sem rotação
• Num planeta sem rotação
circulação atmosférica
explica-se apenas pelo facto
de haver uma maior
concentração de radiação
Solar incidente na superfície
do globo na região equatorial
do que nas regiões polares.
• A densidade do ar é
inversamente proporcional à
sua temperatura. Assim, o ar
será menos denso na região
equatorial e mais denso nos
Pólos. A circulação
atmosférica entende-se como
o resultado desta diferença
de densidades que faz com
que o ar se mova por acção
da força do gradiente de
pressão, formando duas
células convéctivas gigantes.
Circulação global observada
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•
O que acontece na realidade é que a
Força de Coriolis impede o regime de
circulação apresentado anteriormente.
O ramo superior da célula é acelerado
na direcção Este em ambos os
hemisférios ,criando uma instabilidade
que impede a sua extensão para além
dos 30º de latitude.
No ramo inferior, o ar que se desloca
dos trópicos para o Equador é
acelerado para Oeste em ambos os
hemisférios originando os ventos
alísios na zona intertropical.
Nas latitudes elevadas observa-se
uma segunda célula com a mesma
circulação da primeira, com descida de
ar frio na zona polar e subida de ar
relativamente mais quente nas
latitudes médias.
As duas células anteriores encontramse ligadas por uma célula com
circulação contrária às anteriores.
Massas de ar
• A formação de uma massa de ar é um processo lento no
qual se dão trocas de calor e humidade entre a
atmosfera e a superfície do globo, em que o equilíbrio se
dá ao fim de vários dias de contacto.
• Assim as características de uma massa de ar dependem
das características da superfície subjacente.
• As zonas em que ocorrem anticiclones estacionários,
com lenta subcidência de ar e movimento à superfície
de baixa velocidade são zonas propicias à formação de
massas de ar.
• Em termos gerais temos:
Massa de Ar Tropical (marítima ou continental)
Massa de Ar Polar (marítima ou continental)
Sistemas Frontais
• A circulação global obriga a que as massas de ar sejam
transportadas para fora do seu local de formação, transportando
consigo as características desse mesmo local.
• Quando duas massas de ar com características diferentes se
encontram, há uma zona de forte gradiente das propriedades do ar
(temperatura e humidade). A superfície que separa as duas massas
de ar chama-se Superfície Frontal. Dá-se o nome de Frente à
intersecção da superfície frontal com a superfície do globo.
• A diferença de densidades implica que estas sejam zonas de
grande instabilidade, favorecendo o movimento vertical, com
movimentação do ar tropical sobre o ar polar.
• O ar tropical tem grande capacidade de retenção de vapor de água.
Ao subir dá-se arrefecimento adiabático implicando a formação de
nuvens e, eventualmente precipitação.
• Por outro lado, a manutenção de uma corrente ascendente origina
uma zona depressionária em que o ar roda no sentido ciclónico.
Perturbação na superfície frontal
•P
• Em geral as perturbações frontais deslocam-se de Oeste para Este.
• Assim um observador que se encontre fixo no ponto P, à medida
que o sistema se desloca, começa por observar uma diminuição
regular da pressão, enquanto no céu começam a surgir nuvens
altas (cirrus e cirrostratus), depois nuvens médias (altostratus)
possivelmente acompanhadas de chuvisco, depois nuvens baixas
(nimbostratus) acompanhadas de precipitação continua.
• Até então a massa de ar à superfície continua a ser constituída por ar
polar, encontrando-se o ar tropical em altitude.
• A certa altura o observador verifica uma súbita subida de temperatura
(de vários ºC) quando se dá a chegada de ar tropical à superfície, com a
passagem do primeiro ramo da perturbação frontal, designado por
Frente Quente. À passagem da frente quente, a pressão atinge um
mínimo e o vento sofre uma mudança brusca na direcção.
• Durante algum tempo o observador vai encontrar-se no sector quente.
Nessa fase, a pressão, temperatura e vento variam pouco e poderá
ocorrer precipitação sob a forma de aguaceiros.
• À passagem da Frente Fria observa-se um novo mínimo da pressão, a
temperatura sofre uma descida brusca, o vento muda subitamente de
direcção e ocorre precipitação intensa sob a forma de aguaceiros.
• Após a passagem da frente fria a pressão começa a subir regularmente
e começam a aparecer abertas até se estabelecer uma situação
anticiclónica com céu limpo.
Processos adiabáticos (seco e saturado)
• Como o ar é mau condutor de calor, os processos de
aquecimento/arrefecimento diabáticos (envolvendo
trocas de calor) são muito lentos.
• O processo mais eficiente de variação de temperatura
da atmosfera é o processo de compressão/expansão
adiabático. Neste processo, em que não há trocas de
calor com o exterior, a variação de temperatura deve-se
inteiramente ao fluxo de trabalho associado ao processo
de expansão ou compressão.
• O processo de expansão adiabática traduz-se numa
descida da temperatura de aproximadamente 10ºC por
cada km de subida de uma particula de ar, antes de se
dar a saturação (processo adiabático seco).
• Depois de se dar a saturação, o vapor começa a
condensar e dá-se uma grande libertação de calor
associada à mudança de estado (vapor - água liquida),
que implica uma redução na taxa de arrefecimento
(processo adiabático saturado). Valores típicos, na
Troposfera média, são da ordem dos 6ºC/km.
Estabilidade e Instabilidade
• Para classificar a atmosfera
quanto à estabilidade,
comparamos a temperatura de
uma partícula que se desloca
verticalmente, sofrendo um
processo adiabático, com o
perfil de temperatura da
atmosfera.
• A diferença de temperaturas
entre a partícula e o meio faz
com que esta seja devolvida à
sua posição inicial, no caso
estável, ou faz com que esta
continue a deslocar-se, no
caso instável.
Mecanismos de brisa
• A brisa é um fenómeno de circulação
local que se deve à diferença de
temperaturas entre o ar que se encontra
sobre o continente e o ar que se encontra
sobre o oceano.
• Durante o dia, a camada superficial do
solo aquece devido à radiação solar,
enquanto a superfície do oceano aquece
mais lentamente. A temperatura do ar
sobre o continente tenderá a tornar-se
mais elevada do que sobre o oceano. A
diferença de temperaturas entre as duas
massas de ar desencadeia uma
circulação, com subida do ar quente
continental em direcção ao oceano e
descida de ar frio marítimo em direcção
ao continente (brisa marítima).
• Durante a noite, a superfície do oceano
conserva melhor o calor acumulado ao
longo do dia e a superfície continental
arrefece mais rápido, o que faz com que
também haja diferenças de temperatura,
invertendo assim o sentido da circulação
(brisa terrestre).
Brisa marítima
Brisa terrestre