Dinâmica da Atmosfera II - Unifal-MG

Principais movimentos
atmosféricos
• Vento geostrófico: velocidade horizontal
constante, sem divergência, paralelo às
isóbaras, em níveis superiores da atmosfera,
efeitos desprezíveis de fricção.
1 ∂
2ω v y sen φ =
p
ρ ∂x
1 ∂
2ω v x sen φ =
p
ρ ∂y
•
f = 2ω sen φ
Note que se escrevemos na componente de coriolis:
1 ∂
p
vy =
f ρ ∂x
1 ∂
vx =
p
f ρ ∂y
e
r
vg = v x iˆ + v y ˆj
•
Tem-se
•
Mudando o sistema de coordenadas com versores paralelo (s) e
perpendicular (n) à direção da velocidade vg, então:
r
1 ∂ r
vg = −
ps
f ρ ∂n
e
r
1 ∂ r
Gp = −
pn
ρ ∂n
• Perto do equador f~0 e estas equações não são válidas
• Vento gradiente: ventos curvos (circulação
fechada): ciclones e anticiclones.
Vento gradiente em escoamento anticiclônico.
•
A força centrípeta pode ser escrita como:
Fc = Co − G p
e
V2
Fc =
r
V = velocidade do escoamento gradiente

r = raio do escoamento
Co = 2ω sen φ V = fV
1 ∂
e Gp = −
p
ρ ∂n
V2
1 ∂
= 2ω sen φ V −
p
ρ ∂n
r
V 2 − fr V +
r ∂
p =0
ρ ∂n
fr
V=
−
2
fr
r ∂
−
p = velocidade do vento anticiclônico
2
ρ ∂n
2
O sinal da raiz foi determinado fazendo
(movimento inercial )
∂
p = 0→ V = 0
∂n
Vento gradiente em escoamento ciclônico.
•
A força centrípeta pode ser escrita como:
V2
1 ∂
=
p − 2ω sen φ V
ρ ∂n
r
V 2 + fr V +
fr
V =−
+
2
r ∂
p =0
ρ ∂n
2
fr
r ∂
p = velocidade do vento ciclônico
−
ρ ∂n
2
Variação vertical do vento na atmosfera livre
•
•
A velocidade do vento varia muito em media e altas altitudes da
atmosfera (5 a 10 km), devido principalmente à temperatura.
Combinando a equação de estado com a equação do equilíbrio
hidrostático:
Pα = RT e ∇P + ρ g = 0
∂
gP
P = −ρ g = −
T = valor médio de T
∂z
RT
Integrando :
P2
∂P
g
∫P P = − RT
1
 P2 = 500 hPa ∴ z2 = z500
∫z ∂z  P1 = 1000 hPa ∴ z1 = z1000
1
z2
g
K 'T
 1000 
 1000 
ln 
K ' = R ln 
( z500 − z1000 ) → z500 − z1000 =
=

g
 500  RT
 500 
z500 − z1000 = espessura da camada de ar entre dois níveis de pressão
definindo Φ = gz = potencial gravitacional ou geopotencial
Φ 2 − Φ1 = K ' T
 P1 
K ' = R ln  
 P2 
• O geopotencial é proporcional à temperatura média da camada.
• Em regiões quentes a espessura é maior que em regiões frias.
Ventos térmicos
•
Se existir um gradiente de temperatura entre duas isóbaras (ou entre duas camadas de
ventos geostróficos), a velocidade do vento térmico é:
r
1 )
VT = k × ∇ ( Φ 2 − Φ1 )
f
Ventos térmicos
Longitude – entre os polos e o equador
Latitude – efeito da luz solar
Direção dos bentos no Brasil em Novembro/2012
Alta
Pressão
Baixa
PRessão
Modelos de circulação atmosférica Terrestre
a) Uma célula sem coriolis; b) Duas células sem coriolis; c) Duas células com coriolis; d) Quatro células com coriolis
Modelo de circulação Terrestre
Efeito da diminuição da espessura das células com a longitude.
Efeito do geopotencial
Circulação atmosférica em níveis superiores da atmosfera
Circulação Influência dos Continentes - Latitude.
Influência da latitude e da geografia - Circulação de Walker
Circulação Geral da Atmosfera – Influência dos Continentes.
Ventos locais
Efeito de Fricção – ventos de superfície
Efeitos da Fricção
O efeito sobre a velocidade do vento, em geral
pode ser avaliado por:
V2  z2 
= 
V1  z1 
1
7
Circulação de Jato - uso na aviação: Tóquio - Los Angeles
•
•
•
Ocorre entre a troposfera e a estratosfera: de 5 a 20 km de altitude
Velocidades altas: >100 km/h
Zonas de encontro de frentes frias e quentes
Circulação de Jato - uso na aviação: Tóquio - Los Angeles
Circulação Geral da Atmosfera - Resumo.