1ªAula

1. 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.

2. 2ª Aula • Sistemas frontais e nuvens associadas. • Processos adiabáticos (seco e saturado). • Estabilidade e Instabilidade. • Mecanismos de brisa.

3. 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: 1 - 101325 Pa - 76 cm de mercúrio

4. 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 se observe uma maior variação da pressão junto à superfície. • Esta distribuição indica que 90% da massa da atmosfera se encontra nos primeiros 20km.

5. 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

6. 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.

7. Diagrama de fases da água curva de saturação • 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 ( ) indica a concentração de vapor existente no ar. • Define-se tensão de saturação ( ) 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 ( ) como sendo a temperatura à qual, mantendo constante a tensão de vapor, se dá a condensação. (processo A-C)

8. 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).

10. 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.

11. 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.

12. Forças que actuam num corpo que se desloca na direcção Oeste-Este. • Forças que actuam num corpo parado em relação à Terra. • 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.

13. 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

14. 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.

15. Circulação global observada • 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 encontram-se ligadas por uma célula com circulação contrária às anteriores.

16. 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)

17. 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.

18. Perturbação na superfície frontal • 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. • P

19. 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.

20. 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.

21. 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.

22. Mecanismos de brisa Brisa marítima • 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 terrestre