8TC - METEOROLOGIA POL AR.pdf

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO 
CENTRO DE CIÊNCIAS MATEMÁTICAS E DA NATUREZA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
DEPARTAMENTO DE METEOROLOGIA 
 
Disciplina: POLUIÇÃO DO AR (IGT603) 
Professor Responsável: Luiz Francisco Pires Guimarães Maia 
(luizmaia@acd.ufrj.br) 
 
Texto Complementar 
UNIDADE 8 – METEOROLOGIA DA POLUIÇÃO DO AR 
 
DIREÇÃO DO VENTO 
A direção do vento exprime a posição do horizonte aparente do 
observador a partir da qual o vento parece provir (ou seja: de onde o vento 
sopra) e nunca para onde o vento estaria indo. A direção é expressa em termos 
do azimute isto é, do ângulo que o vetor velocidade do vento forma com o norte 
geográfico local (0°), medido no mesmo sentido do movimento dos ponteiros de 
um relógio analógico. Assim, o vento que vem de leste tem direção de 90°, 
aquele que procede do sul tem direção de 180° etc. 
 
 
Figura 1: Rosa dos ventos 
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Na rosa dos ventos também podemos expressar quais as direções de 
maior incidência (predominância) de vento, para um determinado ponto, e suas 
variações de velocidade, como na figura 2. Esse tipo de representação também 
serve para expressar as direções onde temos maiores concentrações de 
poluentes, como mostra a figura 3, que pode ser chamada de Rosa de 
Poluição. O termo “rosa de poluição”, em analogia à rosa dos ventos, está 
relacionado à deterioração da qualidade original da atmosfera, quanto ao 
parâmetro em estudo, independentemente de estar apresentando 
concentração que possa causar danos. Associa, portanto, para cada direção do 
vento, as faixas de concentrações de um dado poluente selecionado. 
 
 
 
Figura 2: Rosa dos ventos com as direções predominantes do vento para um 
determinado ponto. 
 
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Figura 3: Rosa de poluição com as direções predominantes de ozônio para um 
determinado ponto. 
 
BRISAS 
(Fonte: Geografia Opinativa) 
 A dinâmica dos ventos, seja ela na escala do macroclima, como 
na dinâmica geral de circulação da atmosfera, ou no microclima, limitados a 
pequenas regiões, é quase completamente determinada pela localização e pela 
intensidade de centros de alta e de baixa pressão. A formação destes centros, 
todavia, está intimamente relacionada com a distribuição de energia solar sobre 
determinada área. 
Em regiões com relevo recortado, a variação de temperatura é bastante 
evidente. O topo de montanhas fica mais suscetível ao recebimento de energia 
solar durante o dia, ao mesmo tempo que, durante as noites, libera esta 
energia mais facilmente e de maneira mais rápida. Ao contrário, os vales, tendo 
sua recarga de energia bloqueada pelas regiões mais altas e seu tempo de 
exposição ao Sol reduzido, recebem menos energia durante o dia, enquanto 
que apresentam dificuldade de liberá-la durante a noite. 
Assim, durante o dia, o topo da montanha está com uma temperatura 
maior que o vale. Cria-se, portanto, uma zona de baixa pressão na montanha 
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concomitantemente a criação de uma zona de alta pressão no vale. Ocorre, 
consequentemente, um deslocamento ascendente do vento quente pelas 
encostas. Esta é a Brisa de Vale. 
 
 Já durante as noites, o topo da montanha está com uma temperatura 
menor que o vale. Cria-se, assim, um centro de alta pressão na montanha e um 
centro de baixa pressão no vale. O vento, que nesta situação é frio, passa, 
então, a descer as encostas. Esta é a Brisa de Montanha. 
 
Nas regiões próximas ao mar, um fator importante que influencia no 
clima é a circulação de ar que ocorre entre o continente e o oceano. O ar 
sempre tende a seguir das áreas de alta pressão (áreas de anticiclone, mais 
frias) para as de baixa pressão (ciclone, mais quentes). A terra, por questões 
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químicas, tende a sempre aquecer-se mais rápido que a água. A água, por sua 
vez, retém mais calor e resfria mais devagar. Conforme o ar é aquecido na 
região mais quente, ele se torna menos denso e tende a ascender. O ar mais 
frio tende a se deslocar para essa região a fim de ocupar esse espaço “vazio”. 
O ar quente que ascendeu, ao atingir altas altitudes, se resfria e então se torna 
mais denso, tendendo a descender e então ir em direção a região mais quente. 
Esse é o processo de circulação dos ventos. 
 Sendo assim, durante o dia, a terra recebe calor do sol e se aquece mais 
rápido, ficando alguns graus mais alto que o mar. Seguindo por esta linha de 
pensamento, a parte continental acaba virando uma área de baixa pressão 
(recebe ventos) e o mar de alta pressão (dispersa ventos). Portanto, os ventos 
de superfície tomam o sentido oceano-continente. Esta é a chamada Brisa 
Marítima. 
 
Já durante a noite, o que ocorre é o inverso. Por reter calor por mais 
tempo, a água fica mais aquecida que a terra, logo o oceano vira uma área de 
baixa pressão e o continente de alta pressão. Sendo assim, a terra é quem 
começa a dispersar ventos para o mar, com ventos de superfície no sentido 
continente-oceano, criando a Brisa Terrestre. 
 
Circulação 
da brisa 
marítima 
Circulação 
da brisa 
terrestre 
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ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA 
(Prof. Alice Marlene Grimm – Meteorologia Básica – UFPR) 
Uma parcela de ar sofre forças de flutuação (empuxo) que a fazem 
deslocar-se verticalmente quando surgem diferenças de densidade entre a 
parcela e o ar ambiente. Se o ar da parcela for mais quente (e portanto, menos 
denso) que o ar ambiente, ela tende a subir. Se o ar da parcela for mais frio 
(mais denso) que o ar ambiente ela tende a descer. 
A estabilidade atmosférica é determinada comparando-se a variação de 
temperatura de uma parcela de ar ascendente ou descendente com o perfil de 
temperatura do ar ambiente. A taxa de resfriamento de uma parcela de ar 
ascendente depende de estar saturada (taxa adiabática úmida ou saturada) ou 
não saturada (taxa adiabática seca). 
Numa camada de ar estável, uma parcela de ar ascendente torna-se 
mais fria que o ar ambiente ou uma parcela de ar descendente torna-se mais 
quente que o ar ambiente. Tanto num caso como no outro a parcela é forçada 
a retornar à sua altitude original. 
 
Condição de estabilidade 
 
Numa camada de ar instável, uma parcela de ar ascendente torna-se 
mais quente que o ar ambiente e continua a subir e uma parcela de ar 
descendente torna-se mais fria que o ar ambiente e continua a descer. 
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Camada de ar instavel 
Condição de instabilidade 
 
Analisando o perfil das condições de estabilidade com a taxa adiabática 
fixa, podemos perceber na figura abaixo que se a taxa de temperatura do 
ambiente diminui com a altura, temos a condição de instabilidade. Se a taxa do 
ambiente for paralela a taxa adiabática, temos uma condição neutra. E se a 
taxa de temperatura do ambiente aumentar com a altura, temos a condição de 
estabilidade. 
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Qualquer fator que cause o aquecimento do ar mais próximo à superfície 
em relação ao ar mais para cima aumenta a instabilidade. O oposto é 
verdadeiro: qualquer fator que resfrie o ar mais próximo à superfície torna o ar 
mais estável. 
 A estabilidade é aumentada por: 
1. resfriamento radiativo da superfície da Terra após o por do sol e, 
por conseqüência, do ar próximo à superfície; 
2. resfriamento de uma massa de ar por baixo quando ela atravessa 
uma superfície fria; 
3. subsidência de uma coluna de ar. 
A instabilidade é aumentada por: 
1. intensa radiação solar que aquece o solo e, por conseqüência, o 
ar por baixo; 
2. aquecimento de uma massa de ar por baixo quando ela atravessa 
uma superfície quente; 
3. movimento ascendente do ar associado com convergência geral; 
4. levantamento forçadode ar, tal como o induzido por montanhas; 
5. resfriamento radiativo do topo de nuvens. 
 
 
 
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INVERSÃO DE TEMPERATURA 
As condições mais estáveis ocorrem durante uma inversão de 
temperatura, quando a temperatura cresce com a altura. Como os poluentes 
são geralmente adicionados ao ar a partir da superfície, a inversão de 
temperatura os confina às camadas mais baixas, até que a inversão se dissipe. 
Nevoeiro espalhado é outro sinal de estabilidade. Se a camada com o nevoeiro 
estivesse se misturando livremente com a camada mais seca acima, o nevoeiro 
seria rapidamente eliminado por evaporação. 
A inversão de temperatura pode formar-se por (1) subsidência de ar, (2) 
grande resfriamento radiativo ou (3) advecção de massas de ar.