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FUNDAMENTOS DE METEOROLOGIA Curso: Licenciatura em Ensino de Física Nível: 2o Ano II semestre Docente: dr. Caisse Amisse Nampula, 2014 INTRODUÇÃO CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! Disciplina: Meteorologia/ 2o Ano / 2oSemestre/ Carga horária semanal - 5h Disciplina da componente de formação científico-técnica específica. Ministrada em 20 semanas, distribuídas em aulas teóricas e praticas, incluindo avaliações; Visa levar o estudante a conhecer: Diversas áreas da meteorologia; Sua aplicabilidade no nosso dia-a-dia; e Relacionar a Meteorologia com diversas áreas da Física. INTROD. INTRODUÇÃO CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. Objectivos da disciplina: No fim desta cadeira, o estudante deve ser capaz de: Conhecer as diversas áreas da meteorologia e descrever a relação entre elas; Falar dos fenómenos atmosféricos, como e quando podem ocorrer com mais detalhes; Interpretar com clareza os processos envolvidos na variação do tempo e do clima, em particular na região em que o nosso país se localiza. INTRODUÇÃO CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. Tabela1: plano temático resumido da disciplina de Meteorologia INTRODUÇÃO CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. Estratégias e métodos de Ensino-Aprendizagem: Aulas teóricas e praticas (ou seminários); Debates; Trabalhos de pesquisa feitos pelos estudantes sob orientação do docente da cadeira; Meios de ensino: Quadro; giz; mapas; retroprojector; computador; Outros recursos relevantes para a cadeira, como visita de estudo ao INAM-Delegação de Gaza; Avaliação: Duas (02) avaliações escritas ou uma (01) avaliação escrita e um (01) trabalho de pesquisa; Um (01) exame escrito. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. INTRODUÇÃO Bibliografia Básica: McGregor, G. R. (1998). Tropical Climatology, 2nd edition, England. Martin, T. N., D. D. Neto et al. (2004). Revista Brasileira de Agrometeorologia, Santa Maria, Brasil. Thornton, P.E. et al. (1999). Agricultural and Forest Meteorology: An improved algorithm for estimating incident daily solar radiation from measurements of temperature, humidity and precipitation, no 93. Varejão-Silva, (2005). Meteorologia e Climatologia, Recife, Brasil. Ayoade, J.O (1991). Introdução a Climatologia para os trópicos., 3ª ed., São Paulo: Bertrand Brasil,. 332p. Etc. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. INTRODUÇÃO Conteúdos a leccionar por cada capítulo Capitulo I: A Meteorologia e suas ramificações. 1.1. Noções gerais (tempo, vento e clima, temperatura, etc.). 1.2.Organização dos serviços meteorológicos nacionais e internacionais. 1.3. Aplicações práticas da meteorologia: O impacto económico do tempo. Agricultura: crescimento das plantas, florestas. Aviação: desastres do tempo: descolagem e aterragem. Actividades marítimas. Etc. Capitulo II: A Atmosfera 2.1. Origem da atmosfera e composição. 2.2. Distribuição vertical da temperatura. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. INTRODUÇÃO Conteúdos a leccionar por cada capítulo Capitulo III: A energia da atmosfera Balanço de energia e transferência de energia. Energia solar: absorção pela atmosfera, dispersão, reflexão, absorção pela terra. Capitulo IV: Movimento vertical da atmosfera. Gradiente de pressão. Processo adiabático. Variação da estabilidade adiabatica. Cartas adiabáticas. Capitulo V: Nuvens, Precipitação e o Ciclo Hidrológico. Tipos de nuvens. Condensação e formação das nuvens. Precipitação, evaporação. O ciclo hidrológico. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. INTRODUÇÃO Conteúdos a leccionar por cada capítulo Capitulo VI: Movimento horizontal da atmosfera 6.1. Os ventos da atmosfera (vento gradiente, vento geostrófico e vento da camada de fricção). 6.2. A temperatura e os movimentos do ar. Escalas de movimento. Circulação geral da atmosfera. Ciclones e anticiclones, tipos de vento (ventos locais, brisas terrestres e marítimas, ventos de montanha e vale, etc.). Capitulo VII: Sistemas extra-tropicais de tempo. 7.1. Massas de ar e frentes. Tipos de massas de ar. Frentes de ar. Correntes de Jacto. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. I CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. INTRODUÇÃO Conteúdos a leccionar por cada capítulo Capitulo VIII: Meteorologia tropical. 8.1. O tempo tropical: zona de convergência inter-tropical, ciclones tropicais, caso especial da região em que Moçambique se localiza. Capitulo IX: Instrumentos meteorológicos (termómetro, radiómetro, pluviómetro, anemómetro, etc.) e a previsão do tempo: recolha de dados, análise das cartas de tempo, prognóstico meteorológico/ previsão do tempo, precisão da previsão do tempo. Capitulo X: O Clima. 10.1. Factores/ Elementos do clima: temperatura, humidade, etc. 10.2. Classificação do clima. 10.3. Mudanças climáticas. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I A Meteorologia vem do grego: meteoros (= elevado no ar ou tudo que cai) + logos (= estudo). É a ciência que estuda os fenómenos atmosféricos, desde a superfície da Terra até a estratosfera, cerca de 25 km de altitude; com ênfase naqueles com impacto nas actividades humanas e na biosfera. Os seus impactos mais tradicionais tornam-se conhecidos através da previsão do tempo e da climatologia. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I 1.1. Tempo e clima Tempo: estado da atmosfera em determinado instante e lugar. Por exemplo: Valor da temperatura, pressão atmosférica, direcção e velocidade do vento, humidade e relativa na cidade Pemba no dia 15 Janeiro de 2009. Porém, variações, flutuações e condições extremas do tempo são também importantes para a caracterização de uma região. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Clima: representa o tempo médio, isto e, conjunto de condições normais que dominam uma região; obtidas a partir das medias de observações durante um certo intervalo de tempo (10 anos na região equatorial e 30 nas regiões inter-tropicais e temperadas) Por exemplo: A temperatura ou precipitação media de Janeiro na cidade de Pemba. A cidade de Xai –Xai está quente em Novembro. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Agricultores: estão interessados não apenas em conhecer a precipitação média de Novembro, mas também a frequência de Novembros extremamente secos. Gestãode recursos hídricos: exige o conhecimento não apenas de valores médios, mas também de valores extremos e sua probabilidade de ocorrência. Concluindo: A longo prazo, o clima determina se uma região é ou não habitável, e sua vegetação natural; num prazo mais curto, é o tempo que condiciona a segurança dos meios de transporte, a forma de lazer, a dispersão de poluentes e as actividades da agricultura. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Elementos que se medem regularmente e considerados básicos (mais importantes) para a descrição do estado do tempo. TEMPO Temperatura do ar (T) Humidade do ar (H) Vento (v) direcção + Velocidade Pressão Atmosférica (P) Tipo de nuvens Precipitação Acumulada (p) CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Meteorologia – ciência extremamente vasta e complexa. Atmosfera muito extensa, variável e sede de inúmeros fenómenos. Ideias e conceitos gerais são abordados em ramos tradicionais da Meteorologia: Meteorologia pura e Climatologia. Meteorologia Pura Meteorologia Física Meteorologia Sinóptica Meteorologia Dinâmica Meteorologia Observacional Meteorologia Instrumental CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Climatologia estuda os fenómenos atmosféricos do ponto de vista de suas propriedades estatísticas (médias e variabilidade) para caracterizar o clima em função da: localização geográfica; estação do ano, hora do dia, etc. Os diversos ramos da Meteorologia são áreas inter-relacionam e se sobrepõem. Podem-se identificar através de vários critérios: i. segundo região de estudo; ii. segundo a aplicação; iii. técnica ou equipamentos utilizados. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Ramos da Meteorologia: i. Segundo aArea de Estudo Meteorologia Tropical ou de Baixas Latitudes Meteorologia de Latitudes Medias Meteorologia Regional Micro-Meteorologia Meteorologia de Meso-Escala CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Ramos da Meteorologia: ii. Segundo a Aplicação Meteorologia Aeronáutica Meteorologia Marinha Agro- Meteorologia Meteorologia Ambiental Hydro- Meteorologia Bio-Meteorologia CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Ramos da Meteorologia: iii. Segundo a Técnica ou Equipamentos Utilizados (Detecção Remota) Radio-Meteorologia Meteorologia por Satélite CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Ramos da Meteorologia: Tecnologias sofisticadas tais como as associadas a: Radar Satélites permitem observação e monitoramento mais detalhado da atmosfera; computadores de alta velocidade tornam possível lidar com complexos modelos numéricos da atmosfera. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Importancia da Meteorologia: Com crescente acervo de conhecimentos na Meteorologia, torna-se possivel compreender e solucionar problemas praticos, tais como: Previsão de fenómenos atmosféricos que influenciam as actividades humanas: variação diária do tempo; riscos para a aviação; Secas e cheias; tempestades severas; eventos na alta atmosfera que possam afectar as rádio-comunicações), etc. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Importancia da Meteorologia: Avaliação do impacto das actividades humanas sobre o meio atmosférico: poluição do ar; modificação da composição da atmosfera; tempo e clima; Etc. Modificações benéficas de certos processos físicos que agem em pequena escala: supressão de granizo e de nevoeiro; aumento e redistribuição da precipitação através da alteração da quantidade de partículas higroscópicas; CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Importacia da Meteorologia: Fornecimento das informações estatísticas básicas da atmosfera necessárias para planeamento de longo prazo: zoneamento de uso do solo; projecto de edifícios; especificações para aeronaves; Etc. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Concluindo: O tempo e clima são decisivos para: Agricultura; Zootecnia; Gestão de recursos hídricos Aspectos da vida quotidiana: vestuário, actividades ao ar livre, etc.; Saúde humana/danos materiais em condições extremas; Transportes (terrestre, marítimo e aéreo); Tomada de decisões politicas relacionados com a poluição ambiental e seu controle (comportamento da Atmosfera) CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA CAP. I Organizações Meteorológicas: Cada pais do mundo possui uma organizacao (ou instituto Nacional de Meteorologia). Cada um desses Institutos subordina-se a OMM/WMO (organização meteorológica mundial/ World Meteorological Orgainzation); responsável pela coordenação e supervisão da situação meteorológica no planeta; Para de Moçambique temos o Instituto nacional de Meteorologia (INAM) com sede em Maputo e possui delegações em todo o país. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I 2.1. Composição do ar Atmosfera, camada gasosa que envolve a Terra; constituída por: mistura de gases (ar seco); vapor de água; e partículas em suspensão; que varia em função do tempo, da situação geográfica, da altitude e das estações do ano. Tabela : Principais gases que compõem o ar seco até 25 Km de altitude Fonte: Varejão-Silva (2005) CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I 2.1.1. Distribuição dos gases na atmosfera Quase toda a atmosfera está contida nos primeiros 100Km acima da superfície do mar. Acima dos 60Km até 1000Km encontramos a Ionosfera: muito importante para a comunicação a longa distância; pois reflecte ondas de rádio Acima dos 100Km a densidade do ar é desprezível quando comparada com a densidade à superfície. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I As concentrações de: O2, N2, Ar são quase constantes em quase toda a atmosfera abaixo dos 100Km; CO2 pode ser elevada nas proximidadesdas suas fontes (queimadas, cidades, estradas, indústrias, ou variar durante o dia devido ao ciclo metabólico das plantas ligado ao ciclo do sol); vapor de água é, na maioria dos casos maior próxima à superfície da Terra, que é mais quente e é onde se localizam as fontes de humidade; O3 encontra-se a cerca de 25Km de altitude devido a acção dos raios ultravioletas do sol; . É nesta camada que ocorre a absorção da radiação ultravioleta, impedindo que esta penetre na atmosfera. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I Atmosfera é um gás, sofre acção da pressão devido ao seu peso. a pressão é maior próxima à superfície de modo a suportar todo o peso da atmosfera acima. Deste modo, a densidade do ar também é maior perto da superfície. A maior parte dos fenómenos meteorológicos de importância têm lugar abaixo dos 10 a 12 Km, e toda a vida se concentra nos primeiros 100 a 200m acima da superfície. Figura: distribuição vertical da massa atmosferica CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I 2.1.2. Perfil Vertical da Atmosfera Uma vez que a composição da atmosfera é mais ou menos constante para os seus constituintes principais, ela não pode ser usada para identificar camadas ou regiões na vertical. O critério mais conveniente é o da estrutura térmica, que divide a atmosfera nas camadas. Figura : Perfil vertical da atmosfera. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I i. Troposfera A camada inferior da Atmosfera; Estende-se a uma altitude média de 12Km (aproximadamente 20Km no equador e, cerda de 8Km nos pólos). temperatura decresce com a altitude (~ 6.5°C/Km); Esta taxa na realidade é bastante variável, algumas vezes a temperatura cresce em finas camadas, caracterizando uma inversão de temperatura. é o principal domínio de estudo dos meteorologistas, pois é nesta camada que ocorrem essencialmente todos os fenómenos que em conjunto caracterizam o tempo; Contém cerca de 90% da massa da atmosfera. Na troposfera as propriedades atmosféricas são facilmente transferidas por turbulência de grande escala e mistura. O seu limite superior é conhecido como tropopausa. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I ii. Estratosfera Localiza-se acima da troposfera, desde a tropopausa até 50 e 55Km. A temperatura da estratosfera mantêm-se praticamente constante até cerca de 20Km (camada isotérmica). A partir desse nível, a temperatura sobe lentamente até cerca de 32Km, aumentado depois rapidamente. Radiação UV proveniente do Sol e absorvida pelo ozono nesta região. A baixa densidade da troposfera a estas altitudes significa que a radiação solar é transferida para uma quantidade relativamente pequena de moléculas. Estas moléculas têm por isso energia cinética elevada e a temperatura do ar aumenta. O calor assim produzido é transferido para baixo por subsidência e radiação. verifica-se menor convecção porque é mais quente na parte superior e fria na parte inferior, verifica-se ausência de nuvens, embora se observem algumas nuvens ocasionalmente nas latitudes elevadas e altitudes entre 20 e 30Km. Seu Limite siperior (Estratopausa) CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I iii. Mesosfera temperatura decresce com a altitude, até a mesopausa (seu limite superior que está em torno de 80 km) até atingir ~ - 90°C. mesopausa marca o fim da atmosfera homogénea. Até este nível, a composição gasosa da atmosfera é quase constante, com excepção em relação às quantidades de vapor de: H2O; e ozónio (O3). A região abaixo da mesopausa é também conhecida por homosfera (inclui a troposfera, estratosfera e a mesosfera). As temperaturas na mesopausa são tão baixas do que em qualquer outro nível da atmosfera superior. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I iv. Termosfera Encontra-se logo acima da mesopausa, e sem limite superior definido; Temperatura é inicialmente constante e depois cresce rapidamente com a altitude, devido à absorção de ondas muito curtas da radiação solar por átomos de O2 e N2. temperaturas mais elevadas inferiores às experimentadas próximo a superfície da Terra. Menor densidade de moléculas dos gases, maior velocidade media (altas temperaturas) = menor colisão; Temperaturas são definidas em termos da velocidade média das moléculas. Baixa transferência de calor. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. II: A ATMOSFERA CAP. I Concluindo: Como já vimos, é importante estudar os diversos constituintes da atmosfera no seu todo; mas quase todas as nuvens e fenómenos meteorológicos de interesse vital no nosso dia-a- dia têm lugar na troposfera. Assim concentraremos as nossas aulas principalmente nos processos atmosféricos que ocorrem na troposfera. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Objectivos: compreender os principais processos de interacção da radiação solar e terrestre com os constituintes da atmosfera e da superfície da Terra; discutir as possíveis consequências provenientes dessa interacção. Analisar os processos de troca de calor que se verificam no sistema atmosférico da Terra. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I O SOL, principal fonte de energia do sistema Terra-Atmosfera: importante nos processos físicos, químicos e biológicos; Radiação solar, onda electromagnética: qualquer alteração no fluxo incidente de radiação solar resultará em diferentes cenários/processos na atmosfera e superfície; podendo haver alterações em vários processos meteorológicos e climáticos na Terra. Processos externos: Rotação e translação da Terra: dia/noite; estacão do ano Latitude; Altitude; Relevo, etc. Constituicao da atmosfera: nuvens, gases, aerosois, etc. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Alterações nos constituintes da atmosfera que interagem com a radiação electromagnética podem afectar: o perfil de temperatura; e, logo o perfil de pressão. Alteração da distribuição vertical e horizontal da pressão atmosférica afecta: velocidade e a direcção do vento. aumento da concentração dos chamados gases do efeito estufa e o consequente aumento da temperatura do planeta. (Clima da Terra) CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I É importante lembrar que assim como o meio afecta o campo de radiação, o campo de radiação pode alterar o meio e assim por diante. Denominam-se tais processos como processos de realimentação do sistema (do inglês feedback processes). Exemplo: Sol Superficieda Terra Nuven (bloqueia radiação = efeito estufa) Parcela de ar R. Solar aquece a superfície; Instabilidade. Ascensão das parcelas Resfriamento Adiabatico. Humidade suficiente – conden= huva. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I O Sol E a fonte de energia para a atmosfera, incluído a geração e manutenção da vida na Terra. Dimensões físicas do sol: Raio médio 6,960 x 1010 cm massa 1,989 x 1033 g Volume 1,414 x 1033 cm3 gravidade 2,740 x 104 cm/s2 Período de rotação 24,65 dias Idade actual do sol ~ 4.5 bilioes de anos Tempo que resta (teoricamente) 5 biliões de anos! CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Leis de Radiação 1. Lei de planck : 2. Lei de Wien 3. Lei de Stefan-Boltzmann . mKT T 2897 2897 maxmax 4 TE fhE . Energia emitida na transição de níveis energéticos; energia associada a cada fotao de luz. f - frequência de radiação; h = 6,626 x 10-34 constante de Planck. Permite estimar a T de uma fonte a partir do seu espectro de emissão; Quando mais quente o corpo radiante, menor e o λ de onda da máxima radiação δ = 5.67 x 10-8 [W/m2K] Corpos de maior T emitem mais energia total por unidade de área que os com menor T. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Espectro da radiação solar O sol emite radiação sob forma de onda electromagnética. Suas características: . Hzfrequenciaf mondadeocumpriment smxc fc /10298.2 . 8 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Espectro da radiação solar A radiação monocromática incidente sobre qualquer superfície opaca (como a Terra) e: absorvida ou reflectida Onde: Sλ - espalhamento; t – transmissividade; r – reflectividade; α – absorvidade. . opaconaocorpotrS negrocorpor EEE incidentereflectidaabsorvido ............1 ................1 )()()( Num dia de nebulosidade media, estima-se que a superfície horizontal da Terra que se encontre numa distancia media Terra-Sol , num angulo de 90o recebe uma radiação solar igual a 1353 W/m2 . Também conhecido por constante solar (Io ). CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Radiação terrestre A radiação de onda curta vinda do sol e absorvida pela Terra e convertida em calor; A valor médio da temperatura na superfície da Terra e de -15oC, valor muito inferior ao da superfice do sol.. Assim : Terra emite IR ………λ = [ 4,0 – 8,0 μ]; Máximo de radiação solar ocorre nos 10 μ; ********Bons absorsores de VIS são bons Emissores de IR; O3 absorve directamente IR [9.6 – 15 μ] Vapor de H20 – bons absorvedores de IR. São transparentes [8 – 11,5 μ] = JANELA ATMOSFERICA; Nuvens sao absorventes mais eficientes de IR. . CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Transferencias de calor A convicção - e resultante de um aquecimento diferencial; E um dos principais processos responsáveis pela instabilidade atmosférica. A condução - e importante nas camadas finas em contactado com a superfície da terra; Radiação – tem lugar no vácuo, e comporta-se como onda electromagnética CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Balanço de Radiação solar CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Balanço de Radiação do sistema Terra-Atmosfera CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Balanço Longitudinal de Calor CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I Variacao diaria da radiacao solar vs Temperatura CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I 1. Radiações solar Difusa e Global Pirómetro Eppley Medição da Radiação solar CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I 2. Radiação solar Directa Pireliometro Medição da Radiação solar CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA CAP. I 3. Insolacao Heliografo de Campbell Stokes CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I A termodinâmica tem um papel importante no estudo da meteorologia: Sua aplicação : vai desde os processos micro-físicos; para a formação de nuvens ate processos relacionados com a circulação geral da atmosfera. Entre diversos elementos do tempo (Pressão, temperatura, humidade, precipitação, ventos, etc.), a pressão e menos perceptível fisicamente. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I Aquecimento diferencial entre dois pontos/superficies (ΔT) Diferença de pressão entre elas (ΔT) Gera ventos Variação de pressão tem importante influencia na variação do tempo, indirectamente ligada a outros elementos Pressão = forca exercida sobre uma superfície Ou Pressão = peso da coluna de ar acima da superfície sobre tal área. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I No caso da atmosfera: Nao possui paredes; E confinada: na base pela superficie da Terra (Oceano+Terra firme); No topo pela forca de gravidade que impede sua fuga para exterior. No NMM, uma coluna padrao de ar com base de 1cm2 que pesa aproximadamente 1kg. Tal pressao equivaleria uma carga de 500 toneladas sobre um telhado de 50m2. Nesta situacao o Telhado nao desaba porque a pressao actua nao so na vertical, mas sim em todas direccoes. A PRESSAO DO TELHADO CONTRABALANCA A PRESSAO SOBRE O TELHADO. A medida que z aumenta p diminui; Peso da coluna acima diminui Ar e incompresivel diminui tambem ρ com z diminui + peso da coluna de ar CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.1. Lei dos Gases Variáveis: Pressão (p); Temperatura (T); e Volume (V). São relacionadas pela equação de estado. Todos osgases obedecem aproximadamente a mesma equação, “EQUACAO DE ESTADO DO GAS IDEAL”, para certos intervalos dos valores das variáveis envolvidas. Existem pequenos desvios, porem desprezíveis para fins meteorológicos CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I Lei dos Gases (cont.) RTP M R Re V m TR M m PV M m nmasTnRPV * ** 1 v v M R R * d d M R R * Para ar húmido (ar seco + vapor de agua) Para ar seco (N2, CO2, Ar e CO2) TRpouTRp dd TRe vv . Usada para no estudo da humidade atmosferica Mv =18.016 g– massa molecular da H2O Rv = 461 J/kg.K Md = 28.97 g Rd = 287 J/kg.K CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.1.1Unidades de Pressão Milibar (mb) Milímetro de Mercúrio (mmHg) Atmosfera (atm) Pascal (Pa) 1 Pa = 1 N/m 2 ( S.I.) 1 mb = 1 hPa = 100 Pa – Recomendada pela WMO em publicações técnicas. normalmente usada (pressões são da ordem de 105 (bar) mas precisão e de ordem de 10Pa. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.2. Equacao Hidrostatica ρ e peso do ar dependem mais de T e em menor escala de humidade e gravidade; Atmosfera esta em constante movimento, mas acelerações na vertical são muito pequenas ou muito localizadas no tempo e espaço. Por isso usa-se aproximação Hidrostática. Supõe-se que haja equilíbrio na vertical entre forcas devido a variação de “p” na vertical; Para tal usa-se Equação do Balanço Hidrostático ou equação hidrostática. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I Equacao Hidrostatica (cont.) Considera-se uma coluna de ar com secção horizontal de área, A. A camada de ar situada entre as alturas: Z e Z+δZ tem volume: δv=A δz Massa: δM = ρgA δZ Peso: δW =ρgA δZ F’ F P+δp Z+δz z p A camada sofre pressão em ambas faces horizontais Nível: Z p ; Nível: Z+ δZ p+ δp. δZ <o (- δZ) a pressão diminui com a altitude CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I Equacao Hidrostatica (cont.) Forcas derivadas: AppFeApF ).('. ……Equilíbrio das forcas com o peso zgp gdzzou zgAAppAp 0 0).(. 0' WFF Considerando δZ infinitesimal (dZ) zgdp Equação Hidrostática na forma diferencial. Da variação de P com altura Se p(z) = po (na superfície) p(z) < po para qualquer z < 0 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.3. Altura Geopotencial A equação hidrostática pode ser usada para determinar a espessura de uma camada em função das pressões. zgdp TR p mas g dp dz d Considerando g = go =9.8065m/s 2 = constante pg TdpR dz d Esta equação quando integrada de 1 para 2, resulta numa expressão aproximada (g não e constante na vertical, mas desprezível. E usada universalmente para determinar alturas em função de pressão. 21 1 1 2 12 lnln p p g TR p p g TR zz o d o d Equação hipsometrica, T = temperatura media entre as duas camadas, Z1 e Z2 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.5. Superfícies Isobáricas A pressão atmosférica (p); temperatura do ar (T) e a humidade do ar (h) são medidos na vertical. (Radiossondas) A altura (z) não e medida directamente; e obtida através da equação hipsometrica. Desde que se conheça “p” na superfície, pode-se calcular as espessuras das camadas consecutivas a partir da superfície, somando-as para obter as alturas de cada nível. Superfície Isobárica – resulta da união de pontos de mesma pressão obtidos de varias sondagens atmosféricas de uma mesma região. ISO (= mesma)+ BARICA (= relativo a pressão) = ISOBARICA CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I Cada ponto tem uma altura diferente e um desenho dessa superfície pode parecer um lençol ondulante, com partes Altas (ou cristas) e Baixas (ou depressões); Superfícies isobáricas nunca se cruzam, nem se tocam; Onde o espaçamento entre linhas e maior, a indica que a temperatura também e maior (Equação Hipsometrica) Fig. Superficies Isobaricas (corte vertical de varias superfícies isobáricas) CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I O ar tende a se movimentar das regiões de maior para as de menor pressão, isto e, tende a entrar nos cavados e sair nas cristas; Cavado – caracterizado por baixa de pressão em relação a sua vizinhança; Crista – caracterizada por altas pressões em relação a sua vizinhança. E importante para analise de temperatura, uma vez que o ar tende a se movimentar das altas para as baixas pressões. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.5. Cartas Isobaricas Uma superfície isobárica pode ser representada por linhas de alturas iguais (Isolinhas de altura geopotencial); Para atmosfera da Figura anterior (superfícies isobáricas): Se se efectuassem vários cortes horizontais, resultaria por projecção no plano horizontal uma figura como abaixo, para uma superfície de 850 hPa. Figura: Carta Isobarica CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.6. Cartas de Pressão Pode se cortar as superfícies isobáricas por um único plano horizontal; Neste caso, as intersecções seriam linhas de mesma pressão (isóbaras); Normalmente, essas cartas são feitas apenas para um plano no NMM, designado “Altura Zero”. Essas cartas são chamadas Cartas de Superfície: Nela podemos também localizar: Cavados e cristas; Centros de Baixa e de Alta Pressão. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.7. Redução da Pressão ao NMM Pressões ao NMM somente podem ser medidas no NMM e em pequeníssimas estacões em Terra, uma vez que maior parte destas se localiza acima do NMM; Existe um método para determinar a pressão que seria medida se a estacão estivasse no NMM; O método supõe que sob uma estacão a altura “H” existe uma camada de ar em que a temperatura “T” varia segundo o perfilmédio de T da atmosfera: KmC dz dT o /5.6 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.7. Reducao da Pressão ao NMM (cont.) KmC dz dT o /5.6 (1) Figura ilustrativa: 22 1 :, 2 H THTTT pordadoseraToDaqui HTT HTTdzdT dzdT TT T SSS So oS H H T T oS S o S o S oTR Hg S o d o S o o d oS P P e p p TR Hg p p g TR HZZ cahipsometriequacaoaUsando d o ln ln : 2 H TT S Tmed entre NMM e uma estacão S TR Hg So d o epp Pressão media no NMM CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8. Leis da Termodinâmica Da equação dum gás ideal sabe-se que uma variação na “T” produz uma variação da “energia interna “u”, e vice-versa. 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT) E uma expressão de conservação de energia que relaciona as possíveis trocas de energia entre um sistema e o seu ambiente/ vizinhança; E útil para determinar o comportamento do “ar”, por exemplo quando sujeito a diferentes formas de transporte de energia, quer seja Mecânica/ Termicamente. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Sistema - um elemento de volume de gás “V” e uma massa unitária “m”; Na Meteorologia: Não e pratico considerar como sistema, toda massa de ar, os cálculos são feitos para sistemas de massa de ar e volume infinitesimais, isto e, “δm” e “δV”, respectivamente. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Trabalho realizado por um gás: VsAsse sApW Quando o gás expande: deve vencer a foca de pressão do ambiente (pδA) sobre ele; Realiza trabalho (δW) contra o ambiente igual a essa forca vezes o deslocamento (δs) δV – variação do volume da parcela; A - e a área da superfície da parcela δs V Dilatação / expansão volumétrica δs pδA δA Forcas que actuam na parcela CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. VpW Forma mais simples de expressar trabalho. Se δV > 0 ……………………… δW > 0 Se δV < 0 ……………………… Δ W < 0 Trabalho realizado por unidade de massa: pd m dV pw m dW Onde: α = 1/ρ; δV 0 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Calor fornecido a um gás (dQ): “dQ” – pode produzir mudança no estado desse gás: Se “V” variou: “W” foi realizado pelo gás; ou “W” foi realizado contra o gás; Pode também haver aumento/ diminuição de “T”; Se “dQ” e fornercido ao gas: “dQ” e transformado em “dW” mecânico e/ou empregue no armazenamento de energia interna do gás. (1 Lei Termodinâmica – 1 LT) 1LT - Lei de Conservação de Energia CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Calor fornecido a um gás (dQ): δQ δW δU )2.1( )1.1( )1( dudqdw ou dwdqdu dudwdq Em (1.1) – variação da energia interna “du” e resultado da transferência de energia “dq”; para dentro ou para for a do gás e pela realização de trabalho “dw”; Em (1.2) – o trabalho realizado por um gás “dw” pode provocar uma transferência de energia “dq” entre o gás e o ambiente/ outro sistema e variação de energia interna do gás “du” du, dw, dq: podem ser >/< 0 mas sempre obedecem a 1LT CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Casos particulares da 1 LT: 1) Transformação Isovolumétrica (V = const): Volume = constante δV = 0; Nao ha movimento das fronteiras; . 0 pdw dTcdu dTcdq V V Todo calor fornecido “dq” e armazenado pelo gás aumentando “du”; Se “dq” diminuir “du” será diminuído na mesma proporção. cV – calor especifico a Volume = const; Para uma dada massa “m”: dTmcdQ V dTdq dqdu ~ CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Casos particulares da 1 LT: 1) Transformação Isovolumétrica (V = const): Para Ar Seco: cV = 717 J/Kg oC Então, 1a Lei da Termodinâmica será: pddTcdq V CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Casos particulares da 1 LT: 2)Transformação Isobárica (p = const.) P = const. dp = 0; Para atmosfera, são transformações que ocorrem em parcelas de ar que permanecem paradas por algum tempo ou que se movem sobre uma superfície isobárica/ trajectórias curtas na horizontal (δp ≈0); Usando a Equação de Estado: TRp d CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Casos particulares da 1 LT: 2) Transformação Isobárica (p = const.) TRp d dTRcdqdp dpdTRcdq ou dpdTRdTcdq dTRdppdpd dV dV dV d )(0 )( )( dpdTcdq cRc p pdV 1 lei da Termodinamica Cp =278+717 = 1004 J/K oC CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I 4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. Casos particulares da 1 LT: 3) Transformação Isotermica (T = const.): A energia interna “du” na varia (δu = 0); Todo calor fornecido e transformado em trabalho “dw”; dwdq CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I Exercícios: 1. Calcular a densidade e o volume especifico do ar, sabendo que a pressão e de 1,025x 105 N/m2 e a temperatura e de 23,7oC. 2. Uma camada da atmosfera na região tropical entre os níveis de pressão de 1000 e 500 hPa, na qual a temperatura media e 9oC. Encontrea sua espessura. 2.1. A mesma camada nos pólos, com temperatura media de -40oC. Encontre a sua espessura. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA Se uma parcela de ar em contacto com o ambiente: Ao subir, ou descendo, sua temperatura mantêm-se igual a do ambiente circundante, temos uma atmosfera neutra. C = C‟ A = A‟ B = B‟ T Z TB = TB‟ TA = TA‟ TC = TC‟ ZC‟ = ZC ZA‟ = ZA ZB‟ = ZB TB = TB‟ TA = TA‟ TB = TC‟ CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA T Z TB < TB‟ TA = TA‟ TC > TC‟ ZC‟ = ZC ZA‟ = ZA ZB‟ = ZB C C‟ A = A‟ B‟ B TC‟ TB‟ TC TA TB Atmosfera instável: TB < TB‟; ρB > ρB‟. A parcela precisa de um empuxo para continuar a subir. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA C C‟ A = A‟ B‟ B T Z TB< TB‟ TA =TA‟ TC < TC‟ ZC‟ = ZC ZA‟ = ZA ZB‟ = ZB TC‟ TB‟ TC TA = TA‟ TB Atmosfera Estável; TB‟ < TB – a parcela ao subir a sua temperatura diminui com altitude CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA Se uma parcela de “ar”, apresenta a sua temperatura varia adiabaticamente de tal maneira que: Ao subir, torna-se mais fria que o ambiente (e portanto mais densa); e Ao descer, torna-se mais quente que o ambiente (portanto menos densa); A tendência e voltar ao nível de equilíbrio (posição inicial), caracterizando uma ATMOSFERA ESTÁVEL. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA CAP. I Se representarmos o perfil da temperatura do ar (medido por uma radiossonda) como: Estabelecem-se os seguintes critérios de estabilidade: dz dT d d d ……………. Atmosfera estável ……………. Atmosfera instável ……………. Atmosfera neutra CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I Aqui faz maior sentido falar dos processos de evaporação e condensação. 5.1. Evaporação Dado um recipiente, parcialmente cheio de agua e inicialmente com vácuo encima; Estão representadas algumas moléculas na superfície livre da agua e outras no interior do liquido, se movendo aleatoriamente em todas direcções, com velocidades diferentes. 1 2 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.1. Evaporação (cont.) Verifica-se: Eventualmente uma molécula no seio do liquido tem componente de velocidade perpendicular a superfície livre da agua e colide com uma das moléculas da superfície; A molécula incidente transmite “momento linear” a molécula da superfície, esta por sua vez escapa para fora do liquido (passando a se mover no espaço livre) – EVAPORACAO; Evaporação – e a passagem das moléculas do estado liquido para o gasoso. Muitas moléculas do interior, vão colidir com as da superfície livre e, passado algum tempo: Algumas moléculas da agua estarão se movendo acima da superfície; Por sua vez estas colidem entre si, resultando num gás de moléculas livres movendo-se aleatoriamente acima da superfície livre. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.1. Evaporação (cont.) Verifica-se: Algumas destas moléculas, possuindo uma componente de velocidade dirigida para a superfície da agua, vão acabar retornando ao recipiente – CONDENSACAO; Enquanto algumas moléculas passao para o estado gasoso, outras voltam para o liquido; **TAXA DE EVAPORACAO LIQUIDA = TAXA DE SAIDA – TAXA DE RETORNO i) Taxa de saída: Depende da temperatura do liquido. Quanto mais quente o liquido, maior e a agitação das moléculas e logo maior probabilidade de colisões. Como resultado, vai aumentar a taxa de saída das moléculas por unidade de tempo será maior. Se a taxa de saída das moléculas (para gasoso) for maior , a taxa de retorno (para o liquido) por unidade de tempo será também menor. A evaporação liquida e maior no inicio do processo e vai diminuindo com o aumento das moléculas do gás, ate se atingir o equilíbrio dinâmico. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.1. Evaporação (cont.) Equilíbrio dinâmico: TAXA DE SAIDA = TAXA DE RETORNO A pressão exercida pelo vapor no equilíbrio dinâmico equivale a máxima pressão de vapor possível, isto e, Pressão de Vapor de Saturação (es); Esta depende da temperatura (T); Se T do liquido aumentar, a agitação das moléculas aumenta, maior taxa de saída; Para restabelecer o equilíbrio, será necessário: um numero maior de moléculas no gás; aumentando a pressão de saturação. O contrario ocorre se o liquido esfriar. Caso o espaço acima do liquido contiver ar inicialmente, o processo seria semelhante, havendo pouca variação no valores taxa de evaporação e de es. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.1. Evaporação (cont.) Equilíbrio Dinâmico: A evaporação liquida ocorre se e < es , se houver agua liquida e também suprimento (elevação) de calor; Caso não haja suprimento de calor, o processo de evaporação retira o calor da própria agua, e esta naturalmente vai se resfriar. Se for introduzido mais vapor de agua no ar, o excesso será condensado na forma de agua na superfície livre da agua ou sobre uma superfície sólida em forma de gotas suspensas no ar, ate que “e” seja igual a “es” de novo; Também e possível condicionar a condensação do vapor baixando a temperatura. (Ler mais………………!) CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.2. Orvalho e Neblina Suponha-se está-se sob presença do “ar húmido” a temperatura de 16oC e com a pressão de vapor, e = 12,3mb. A essa temperatura, a pressão de vapor de saturação e de 18,3mb. Isto significa que: O ar não esta saturado (e < es); Porem, se a temperatura (T) diminuir sem alterar a quantidade de vapor, a pressão não vai se alterar; e quando atingir o valor de 10oC, o ar terá exactamente a quantidade de vapor correspondente a saturação. Uma diminuição posterior de T, poderá fazer condensar parte do vapor. Este e o processo que ocorre na formação do Orvalho e Neblina; CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.2. Orvalho e Neblina (cont.) Na formação do Orvalho, verifica-se o seguinte: Durante a noite, a superfície do solo ou das plantas esfria, devido a perda de energia por emissãode radiação IR; e Com elas esfria o ar imediatamente adjacente, ate atingir o ponto de saturação, quando então o vapor se condensa sobre a superfície; A essa temperatura de saturação para uma dada pressão de vapor denomina-se “temperatura do ponto de orvalho”. No caso da Neblina, tem-se: O resfriamento do ar faz com que se atinja o ponto de orvalho, mas o vapor de agua condensa-se na forma de gotas suspensas. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.3. Nuvens Convectivas Quando uma parcela de ar húmido e forcada a subir, ela se resfria axiomaticamente ate uma temperatura em que o ar contido nela fique saturado: A saturação ocorre no nível de condensação por levantamento (NCL); A partir de NCL para cima, a parcela torna-se cada vez mais fria, e parte da humidade e obrigada a condensar em gotículas de H2O que aumentam de volume (tamanho) a medida que a parcela sobe e, a medida que mais ar húmido chaga naquele nível vindo de baixo; embora os processos sejam diferentes, a neblina também e uma nuvem formada próximo a superfície. Quase que todas nuvens de H2O liquida, cada gota forma-se a partir de uma partícula higroscópica (ou núcleo de condensação/ aerossol : pó, fumaça, sal do mar, compostos contidos na poluição do ar, etc.) que absorvem as primeiras moleculas de H2O. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.3. Nuvens Convectivas (cont.) Na ausência destas partículas, T teria que baixar muito mais que o ponto de orvalho de modo a iniciar a condensação; Os aerossóis tem sua origem na superfície da Terra: Sua concentração e maior sobre as cidades e florestas; e menor sobre o mar; Da concentração dos núcleos de condensação depende o tamanho das gotas formadas, isto e, para menor o numero de gotas, maior será a disponibilidade de vapor de H2O para cada gota; se as gotas crescem o suficiente para vencer o arrasto da corrente de ar ascendente, elas podem cair em direcção a superfície em forma de chuva/ precipitação. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.3. Nuvens Convectivas (cont.) 5.3.1. Classificação das Nuvens (Figura-Resumo) Nuvens Altas, Medias e baixas Onde: Ci – cirrus Cs – cirrostratus Cc – Cirrocumulus Figura(A) As– Altostratus Ac – Altocumulus Figuras (B) St– Stratus Sc – Stratocumulus Ns – Nimbostratus Figura (C) Nuvens de desenvolvimento vertical: Cumulus CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.4. Transformação Adiabática Saturada Já vimos que a parcela de ar ao subir, sofre uma transformação adiabática, expandindo-se/ se resfriando: Acima do NCL, o excesso de vapor condensa-se, libertando calor latente “L” (na razão de 600cal/g de vapor condensado); Esse calor por sua vez aquece a própria parcela; Deste modo, embora a parcela se resfrie ao subir, devido a expansão adiabática, a diminuição da temperatura não será tão grande quanto caso sem condensação. 5.4.1. Perfil Adiabático Sem Condensação e uma transformação adiabática seca ou não saturada. Ao atingir o NCL, o calor libertado não permite que a parcela se resfrie na mesma proporção. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I Гd NCL Z Fig. 5.1: Perfil adibático Seco (Гd). A medida que a parcela sobe, torna-se mais seca; a curva tende assimptoticamente a uma recta com inclinação do perfil adiabático seco ( como o caso do ar seco). NCL Гd B NCE A Z T Fig. 5.2: Perfil adiabático Saturado (Гd). Гd e estável para parcelas próximas a superfície; Se a parcela fica saturada a partir de NCL, o perfil adiabático saturado cruza o Гd e a parcela passa a ter flutuações no Nível de Condensação Espontânea (NCE), e pode subir ate ao nivel “B” onde perde flutuações. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.5. Humidade do Ar Sabe-se que o vapor de H2O e uma componente do ar cuja concentração vara no tempo e no espaço. E maior próximo as suas fontes: o solo ou superfícies liquidas de agua. Pode se expressar a sua concentração de diversas maneiras: i. Humidade absoluta ou densidade de vapor ρv – e a densidade de vapor. Varia com “V”; mv - e massa de vapor; V – e o volume do vapor ii. Pressão parcial de vapor ou pressão de vapor e – pressão exercida pelas moléculas de H2O; e proporcional ao numero de moléculas de H2O Nota: se a pressão total da mistura e: p – pressão parcial do ar seco. V m v v TRe vv epp d CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.5. Humidade do Ar (cont.) iii. Razão de mistura (w) … Razão entre a massa de vapor e a massa do ar seco. Normalmente expresso em “g/kg” porque a massa de vapor e muito pequena em relação a do ar seco; Porque o “volume ocupado pelas moléculas de vapor = volume ocupado pelas moléculas do ar seco”, usando a equação de estado temos: , mas d v m m w TRp TRe ddd vv d v d v d v V V m m w v d vd d dd v Rep eR Rp eR TRp TRe w 461 287 v d R R peppe p e w .... CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.5. Humidade do Ar (cont.) iv. Humidade relativa .... E a razão em (%) entre a quantidade de vapor existente e a máxima quantidade de vapor possível a mesma T, se o ar estivesse saturado. NOTA: RH dá-nos a ideia do quanto falta para o ar ficar saturado. Quer dizer, mesmo que a quantidade de vapor seja pequena, a temperatura pode ser tão baixa que uma pequena diminuição posterior a mesma, o ponto de saturação seja atingido. s w w RH %100 p e ep e w s s s s s e e RH %100 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera CAP. I 5.5. Humidade do Ar (cont.) v. Ponto de Orvalho Corresponde a temperatura a qual a parcela de ar húmido atinge a saturação. Neste caso, uma parcela de ar com pressão de vapor “e”, atemperatura do ponto de orvalho “Td”, obedece a equação: ds Tee )( )( Te Te RH s ds OBS: Em registos e mensagens meteorológicas, normalmente são dados “T” e “Td”, a partir dos quais se podem obter todas outras grandezas relativas a “RH”. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I Movimentos atmosféricos são resultado da diferença de pressões entre duas regiões. Vento é resultado da acção de forcas, das quais a forca de pressão é a origem do movimento. Assim: a atmosfera age através do vento como resposta as diferenças de pressão, no sentido de diminuir essas diferenças; O vento sopra no sentido de altas para baixas pressões. 6.1. Gradiente de Pressão ….. função tridimensional Gradiente de pressão, é a taxa de variação da pressão atmosférica em função da distancia. Suas componentes verticais assumem maior variação na direcção perpendicular as isóbaras. k z p j y p i x p p zyx ,, CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.1. Gradiente de Pressão (cont.) Exemplo-1: calcular o gradiente de pressão Da figura ao lado no ponto A. Assumimos que gradiente de pressão e maior na direcção perpendicular as isóbaras. mPa km hPa km hPa s p s p /105 80 4 1008.0 904908 3 Exemplo-2: No ponto B, embora a diferença de pressão e a mesma, o espaçamento entre as linhas e maior. mPa km hPa s p /103.3 120 904908 3 δs A 900hPa 904hPa 908hPa 912hPa 100km 900hPa 904hPa 908hPa 912hPa δs B 100km Sempre que a diferença de pressão entre isóbaras vizinhas for constante, o Gradiente de pressão será maior do lado de menor espaçamento. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.2. Forca Gradiente de Pressão) Considere a figura ao lado, de um elemento de volume de ar. δx δA Fx’ Fx p p +δp Na direcção „x‟ temos acção de duas forcas, devido a pressão sobre as duas paredes: zyppAppF zypApF x x ' A forca total devido a pressão na direcção “x” e: A forca por unidade de massa será dada por: … …. Forca gradiente de pressão como função tridimensional zypzyppzypFFF xxpx ' x p zyx zyp V zyp f M F px px 1 x p f px 1 xpx pf ~ pk z p j y p i x p f p 11 CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.2. Forca Gradiente de Pressão (cont.) A componente vertical de “fp” e equilibrada pelo peso da parcela; Na analise dos movimentos atmosféricos calcula-se apenas na horizontal: o sinal (-) indica que “fp” e oposta a variação positiva de “p”. j y p i x p pf Hp H 11 isobarasasdireccaona s p f H p ... 1 900hPa 904hPa 908hPa 912hPa fp Também “fp” pode ser definida a partir de alturas geopotenciais: 0, 1 : ' ', '1 zxse x z g x z gfentao zgpp zgpppmas x pp f px px x z gf px B C A P’ p p δz δx …gradiente de altura geopotencial para variação horizontal da distancia x z CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.2. Forca Gradiente de Pressão (cont.) A componente vertical de “fp” e equilibrada pelo peso da parcela; Na analise dos movimentos atmosféricos calcula-se apenas na horizontal: o sinal (-) indica que “fp” e oposta a variação positiva de “p”. j y p i x p pf Hp H 11 isobarasasdireccaona s p f H p ... 1 900hPa 904hPa 908hPa 912hPa fp Também “fp” pode ser definida a partir de alturas geopotenciais: 0, 1 : ' ', '1 zxse x z g x z gfentao zgpp zgpppmas x pp f px px x z gf px B C A P’ p p δz δx …gradiente de altura geopotencial para variação horizontal da distancia x z CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.3. Forca de Coriolis E uma forca fictícia (ou aparente); Aparece quando se observa o movimento da atmosfera a partir de um sistema de referencia preso a Terra; Depende essencialmente de: Rotação da terra; Latitude (fc = 0 no equador ; máxima nos pólos) ; e Velocidade do objecto (ou parcela de ar); E proporcional a v. Actua perpendicularmente ao movimento da parcela, apontand para: Direita no Hemisfério Norte; Esquerda no Hemisfério Sul. Por ser perpendicular a v, o trabalho realizado e nulo. Apenas actua no sentido de alterar a direcção e não intensidade da velocidade; CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.4. Balanço Geostrofico fp 996 hPa 1000 hPa fp fp fp fp fc fc fc v v v = fc Δv=0 v = const. (vg) fc; v = 0 Equilíbrio Geostrofico No inicio a parcela esta em repouso (fc ,v = 0; fp ≠ 0 ); A parcela e forcada a subir por ; “fp“, “v” aumenta e aparece “fc” que tende a desviar a parcela para esquerda (HS); Quando fc // fp , seus módulos também são iguais e a velocidade não mais varia …… Equilíbrio; Um aumento súbito de fp pode causar aceleração da parcela, aumentando fc ate um novo equilíbrio. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.4. Balanço Geostrofico (cont.) No caso de isóbaras Curvilíneas: As forcas fc e fp deve-se acrescentar a forca centrípeta (também fictícia) de modo que no equilíbrio, a velocidade seja tangente as isóbaras; No caso de isóbaras fechadas: O movimentoserá em torno dos centros de pressão, obedecendo a seguinte regra mnemónica para o HS. Para o HN, vale o inverso. Centro de Pressão Sentido do Movimento Nome do Sistema Baixa Horário Ciclone (ver figura) Alta Anti-Horário Anti-Ciclone A fp v fc 996 hPa 1000 hPa 1004 hPa B fp fc v 904 hPa 900 hPa 896 hPa CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.5. Forca de Atrito Suponhamos que: A atmosfera esteja dividida em camadas superpostas; Camadas adjacentes apresentam velocidades medias diferentes; Quando ou vento se desloca de uma camada para outra haverá variação da sua intensidade, sendo máxima quando este perpendicular as camadas; Cada camada e composta por moléculas com velocidades distribuídas caoticamente em todas direcções; e que em media resultam na velocidade do ar na camada. Assim: Moléculas que passam da camada mais lentas para a mais rápida, vão em media diminuir a velocidade desta; e quando passam da mais rápida para mais lenta verifica-se o inverso. (Transporte de Momento na vertical) Transporte de momento na vertical, resulta na variação do momento linear das camadas, representado pela forca de atrito (fa). fa – actua na camada mais rápida no sentido de diminuir a velocidade; - actua na camada mais lenta no sentido de acelera-la. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.5. Forca de Atrito (Cont.) No caso da camada adjacente a superfície da terra: A transferência de momento se da entre a superfície da Terra e a camada de ar; A Terra tem momento zero (0); Quando a camada lhe transmite momento, a variação da velocidade da Terra e imperceptível. Características da forca de atrito, na pratica: E oposta ao movimento, isto e, contraria ao sentido da velocidade; E proporcional a velocidade; E tanto maior quanto mais próximo da superfície. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.5. Forca de Atrito (Cont.) Efeito das forcas gradiente de pressão, de atrito e de coriolis sobre uma parcela de ar. 996 hPa 1000 hPa Δv=0 v = const. (vg) fc; v = 0 fp fp fc v fa A fa e muito elevado próximo superfície, o cruza as isóbaras com maior eficiência em níveis mais baixos da atmosfera A v v v B v v O vento entra no centro de baixa (B) pressão; e sai no centro de alta (A) pressão CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.6. Perfil Vertical do Vento v = 0 … na superfície; Cisalhamento = f (v, k); Rugosidade (k) e causada pela presença de plantas, edifícios, etc; Perfil vertical do vento e: Onde: 0.1 < k < 10 [cm] (para areia e grama alta, respectivamente. o z z kv ln 0.8 1.6 2.4 v(m/s) z(m) 160 240 320 400 480 560 640 Zo = 80cm 55cm 18cm Solo nu CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.7. Vento Térmico E também causado pelo cisalhamento vertical do vento; A inclinação das superfícies isobáricas aumenta com a altitude (z) A “fpH” também aumenta com (z), pois e proporcional ao gradiente da altura geopotencial (∂z/∂x); O vento geostrofico (vg) >> quanto >> fp , o que resulta no aumento da velocidade com altitude. P4 P1 P2 P3 TH V3 v2 v1 v4 VT V1 z CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.8.Movimentos na Vertical Já vimos que as forcas que actuam na atmosfera na vertical estão quase sempre em equilíbrio: Acelerações na vertical (algumas dezenas de cm/s; excepto em condições muito especiais de topografia abrupta ou convecção intensa ) são desprezíveis quando comparadas com as na horizontal (150 – 200m/s); Movimentos verticais geralmente acontecem associados aos horizontais e, embora pequenos são de muito importantes para determinação do tempo presente. Causas dos movimentos verticais: Convergência e divergência do ar; Efeitos orográficos; Convecção e ascensão nas frentes. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.8. Movimentos na Vertical Figura : convergência e divergência do ar i. Convergência e divergência Junto a superfície, o ar e forcado a entrar no centro de baixa pressão (B); Porque não pode permanecer ali/ nem penetrar no solo, e obrigado a subir (converge). A este movimente de o ar entrar numa região denomina-se Convergência(caso dos Ciclones). No centro de alta pressão (A), o ar a superfície e forcado a sair do centro e, substituído pelo ar vindo de outras camadas superiores, resultando num movimento vertical para baixo (subsistência). Este processo denomina-se Divergência (caso dos Anti-ciclones). Para que haja conservação de massa de ar, a circulação nos centros de pressão deve ser completa na atmosfera superior. regiões Nebulosidade, Precipitação, CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.8. Movimentos na Vertical (cont.) Figura 43: movimento do ar devido aos efeitos orográficos Quando uma montanha se opõe ao vento: O ar e obrigado a subir sobre ela; A face da montanha a montante (de onde o vento flui) torna-se mais nebulosa e chuvosa; A face a vazante torna-se mais seca e quente, já que a humidade foi condensada e transformada em precipitação antes do ar atingir esta face. ii. Efeitos Orograficos CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.8. Movimentos na Vertical (cont.) iii. Convecção e ascensão de frentes A convecção ocorre em atmosferas instáveis. Pode iniciar com: Convergência do ar próximo a superfície; ou Efeito orográfico; Pode ser inibida por: Divergência do ar; ou Subsistência do ar ao descer de uma montanha CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VI: Movimentos Atmosféricos CAP. I 6.8. Movimentos na Vertical (cont.) iii. Convecção e ascensão de frentes (cont.) Figura : Esquemas representativos das frentes quente e fria. CAP. III CAP. IV CAP. V CAP. VI CAP. VII CAP. II FWRD BWRD END! INTROD. CAP. VII: Circulacao geral CAP. I FIM! MUITO OBRIGADO PELA ATECAO DISPENSADA. Meteorologia Pura Representa a base teórica para a evolução da meteorologia e compreende diversos ramos, tais como: Meteorologia Física; Meteorologia Sinóptica; Meteorologia Dinâmica; Meteorologia Observacional; e Meteorologia Instrumental. Ramos Meteorologia Meteorologia Física Estudaos fenómenos atmosféricos relacionados directamente com a Física
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