Atmosfera

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Meteoro É um fenómeno (sem ser nuvem) observado na atmosfera ou na superfície do globo, que pode ser precipitação, suspensão ou depósito de partículas líquidas ou sólidas de água ou não, ou fenómeno de natureza óptica ou eléctrica. Nuvem É um agregado visível de partículas muito pequenas de água no estado líquido ou no estado sólido, ou nos dois, em suspensão na atmosfera. Os meteoros classificam-se em quatro grupos: • Hidrometeoros; • Litometeoros; • Fotometeoros; • Electrometeoros. Hidrometeoros É o meteoro constituído por um conjunto de partículas de água no estado líquido ou sólido que caem ou estão em suspensão na atmosfera, são levantadas da superfície do globo pelo vento, ou estão depositadas em objectos no solo ou na atmosfera livre. Os mais vulgares: chuva; chuvisco; neve; granizo (diâmetros ≤ 5mm), saraiva (diâmetros entre 5 e 50 mm ou ainda maiores), nevoeiro (reduzem a menos de 1 km a visibilidade horizontal na superfície do globo, neblina (reduzem a não menos de 1 km a visibilidade), orvalho, geada, …. Litometeoros É o meteoro constituído por um conjunto de partículas que na maioria são sólidas e não aquosas. Estas partículas estão mais ou menos em suspensão na atmosfera, ou levantadas do solo pelo vento. Os mais vulgares: fumo (produzidas por combustão), nuvem de poeira ou areia, tempestade de poeira ou areia, … Mário Talaia – Departamento de Física

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Fotometeoros É o fenómeno luminoso produzido pela reflexão, refracção, difracção ou interferência da luz solar ou lunar. Os mais vulgares: fenómenos de halo, coroa, irisação, arco-íris, … Electrometeoros É uma manifestação visível ou audível da electricidade atmosférica: Os mais vulgares: trovoada, relâmpago, trovão, ….

Nuvens São classificadas em baixas CL (Sc, St, Cu e Cb), médias CM (Ac, As e Ns) e altas CH (Ci, Cc e Cs). O fenómeno de halo pode ser observado nos Ci (cirros). Irisação pode ser observado nos Ac (altocúmulos). Também pode ser observado nos Cc (cirrocúmulos) e Sc (estratocúmulo). Coroa pode ser observada nos Cc (cirrocúmulo), Cs (cirroestrato), Ac (altocúmulo), As (altoestrato), Sc (estratocúmulo), St (estrato).

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Cúmulo

Cirro

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Radiação A emitância radiante integral Eb é proporcional à quarta potência da temperatura (lei de Stefan-Boltzmann)

Eb = σT 4 onde σ = 5.6697 × 10 −8 W.m-2.K-4 ou σ = 1.33 × 10 −12 cal.cm-2.s-1.K-4 é

constante de Stefan-Boltzmann (1 cal = 4.1855 J)

Distribuição espectral da radiação solar e terrestre Mário Talaia – Departamento de Física

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Radiação Terrestre. O efeito de estufa

A radiação de onda comprida correspondente às temperaturas terrestre que cobrem a gama dos 4 µm até várias dezenas de µm, e pode ser considerada separadamente da radiação de onda curta ou radiação solar. A primeira preocupação, ao considerar a atmosfera, deveria ser estudar as suas propriedades de absorção nessa gama, a fim de tirar as conclusões dessas propriedades. Contudo, será mais fácil tratar primeiro um caso mais simples e depois estender a análise à atmosfera. Comecemos por considerar, como exemplo simplificado, as condições numa estufa. Toma-se as três seguintes hipóteses simplificativas: não há perda de calor pelo solo para o ar (é uma simplificação excessiva! …); a taxa de perda de calor das camadas superficiais do solo para as camadas mais profundas pode ser desprezada e a radiação de onda comprida da atmosfera que entra na estufa é desprezável em face da radiação solar que entra. De acordo com estes pressupostos, vamos agora supor que uma porção do solo recebe radiação solar, da qual uma grande parte é absorvida. Designase pela letra E, esta fracção do fluxo de energia por unidade de área (uma outra será reflectida, de acordo com as propriedades do solo). Por alguns instantes vamos supor que não há nenhum telhado sobre o solo, como indica.

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A superfície começará a aquecer devido à energia absorvida e a sua energia radiante emitida consequentemente aumentará. Pode-se supor que o solo se comporta como um corpo negro para a emissão, e sendo a sua temperatura T0, a emitância radiante será σT04 . A temperatura aumentará até que a

energia emitida equilibre a energia solar recebida; portanto o equilíbrio radioactivo atingir-se-á quando E = σT04

Suponhamos agora que a alguns metros acima do solo se instale um telhado de vidro, como mostra a Figura 03. O equilíbrio radioactivo muda drasticamente. O vidro deixa passar a radiação incidente assim como a reflectida, mas impede completamente (como corpo negro) a passagem de onda comprida emitida pelo solo e, emite ele próprio energia, das suas duas superfícies, dada por σT 4 para a atmosfera e para o solo, sendo T a temperatura do vidro suposta uniforme em toda a espessura. O solo passa então a receber mais energia do que antes, e a sua temperatura aumentará até que o equilíbrio seja restabelecido, isto é, quando o solo e o vidro emitem tanto quanto absorvem. Seja T0' a temperatura final do solo. Nestas novas condições ou novo estado, a emissão do vidro para a atmosfera, que é a única que volta à atmosfera, deve equilibrar novamente a energia recebida E e portanto, E = σT 4 . Comparando esta expressão com a E = σT04 , chega-se facilmente a T = T0 . O vidro tem agora a temperatura que o solo tinha antes de se introduzir o telhado de vidro. O balanço de energia por unidade de área do vidro será dado por, 2σT04 = σT0' e portanto,

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T0' = 1.19T0 . Por exemplo, se T0=20ºC=293K tem-se

T0' =348K=75ºC. Este valor é aproximado. Deve-se lembrar de todas as simplificações assumidas para o modelo. Mário Talaia – Departamento de Física

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Uma conclusão imediata a tirar é o efeito que o telhado de vidro é capaz de produzir; o efeito do aumento considerável na temperatura do solo e consequente no ar dentro da estufa deve-se à mudança da radiação de onda curta em onda comprida.

Energia solar interceptada pela Terra

A Terra, estando em média em estado estacionário com uma temperatura constante, tem que perder para o espaço tanta energia de radiação de onda comprida quanta recebe do Sol em radiação de onda curta. A energia recebida do Sol é caracterizada pela radiação solar na unidade de tempo e por unidade de área que incide na superfície exterior da atmosfera; é chamada constante solar S e o seu valor é igual a 1353 W.m-2=1.94 cal.cm-2.min-1. A potência total recebida na Terra a partir do Sol é igual ao valor da constante solar S multiplicada pela secção recta da Terra, ou seja pela área circular da Terra Asr (se fosse “vista do Sol”). Assim,

P = S ⋅ Asr = S ⋅ πRT = 1.718 × 1017 W tomando para raio da Terra, RT, o valor de 6370 km. A potência média recebida pela Terra por unidade de área, de toda a sua superfície (nestas condições, a superfície será igual a 4πRT2 ), será dada por

P = 338 W.m-2 ou 0.49 cal.cm-2.min-1 2 4πRT Como é evidente, este terá de ser, também, o valor perdido para o espaço por radiação de onda comprida.

Balanço energético

Vamos estudar de seguida a disposição e distribuição média da radiação solar na Terra (atmosfera e globo) durante o ano. Considere-se a situação Mário Talaia – Departamento de Física

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indicada na Figura. Por comodidade, vamos supor que a emitância radiante do Sol que atinge a orla exterior da atmosfera (338 W.m-2) representa 100 unidades convencionais.

Balanço energético médio do sistema Terra – atmosfera

Das 100 unidades da radiação da radiação solar incidente, 19 são absorvidas durante a sua passagem através da atmosfera; 16 no ar (pelo vapor de água, poeiras, O3, etc.) e 3 pelas nuvens. Um total de 30 unidades é reflectido para o espaço, sendo 20 pelas nuvens, 6 pelo ar (dispersão de Rayleigh) e 4 pela superfície terrestre. As 51 unidades restantes são absorvidas pela superfície da Terra. A Terra distribui esta energia (51 unidades) entre radiação infravermelha e fluxos de calor sensível e latente (radiação de onda comprida), como é indicada na figura. A emissão infravermelha, que representa a emissão para cima da superfície terrestre, menos a emissão para baixo da atmosfera, perfaz 21 unidades, 15 das quais são absorvidas ao atravessarem a atmosfera e 6 das quais chegam a ser enviadas para o espaço. As restantes

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30 unidades são transferidas da superfície terrestre para a atmosfera por combinação dos fluxos de calor latente e sensível. Do ponto de vista da atmosfera “sozinha”, há uma perda de 49 unidades de radiação infravermelha (70 unidades emitidas para o espaço pela orla exterior da atmosfera (6+38+26) menos 21 unidades de fluxo para cima da superfície terrestre) o que excede, em 30 unidades, a energia ganha por absorção da radiação solar (16+3=19). Este défice é equilibrado pela afluência de 30 unidades de calor latente e sensível da superfície terrestre. Como resumo final: no sistema entram 70 unidades (100-(6+20+4)) e saem 70 (6+38+26); a atmosfera absorve 64 unidades (16+3+15+(7+23)) e emite 64 (38+26) e a superfície terrestre absorve 51 unidades e emite 51 (21+(7+23)). No balanço médio, a atmosfera experimenta um arrefecimento radioactivo que é equilibrado pelo calor latente de condensação libertado nas zonas de precipitação, e pela condução de calor sensível a partir da superfície terrestre que está por baixo. Se não houvesse os fluxos de calor latente e sensível, a superfície terrestre deveria ser consideravelmente mais quente (da ordem dos 340 K em vez dos 288 K observados) de modo a emitir suficiente radiação infravermelha que satisfizesse o balanço para se atingir o equilíbrio térmico. Os números indicados devem ser tomados apenas como uma alternativa; no entanto, o quadro geral desta situação estudada é, sem dúvida, tido como correcta.

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Meteorologia Física Noções gerais

Admite-se que o “ar” é constituído apenas por dois gases perfeitos ou ideais, ou seja, pelo ar seco e vapor de água. O ar seco é uma mistura em proporções fixas de diversos gases (N2, O2, Ar, etc.). A existência do vapor de água é considerada variável. Os dois formam em conjunto o chamado

ar – húmido. A descrição termodinâmica do ar húmido baseia-se na combinação das propriedades individuais do ar seco e do vapor de água. Na atmosfera, quando não há mudanças de fase, podemos aceitar que tanto o ar como cada um dos seus constituintes se comportam como gases perfeitos.

Equação de estado dos gases perfeitos

Se ao volume V do gás à pressão p e à temperatura T corresponder uma quantidade de substância (expressa em mole de moléculas) igual a n, então

V = nVm , e pV = nR T

e pV = nRT

é designada por equação de estado dos gases perfeitos. Todos os gases, dentro de certas condições, seguem aproximadamente a mesma equação de estado. No caso do ar seco, ⎛ R ⎞ pa ⎜⎜ = ρ a T ⎟⎟ = ρ a RaT M ⎝ ⎠ a

Se equação dos gases ideais for aplicada ao vapor de água, vem, Mário Talaia – Departamento de Física

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⎛ R ⎞ e⎜⎜ = ρ w T ⎟⎟ = ρ w RwT M ⎝ ⎠ w

Para o ar seco;

(cv )a

= 718 J.kg-1.K-1 = 0.171 cal.g-1.K-1 = 20.8 J.mol-1.K-1

(c )

= 1005 J.kg-1.K-1 = 0.240 cal.g-1.K-1 = 29.1 J.mol-1.K-1

p a

Ra = (c p )a − (cv )a = 287 J.kg-1.K-1 Para o vapor de água;

(cv )w = 1390 J.kg-1.K-1 = 0.332 cal.g-1.K-1 (3.85)

(c )

p w

= 1850 J.kg-1.K-1 = 0.443 cal.g-1.K-1 (3.86)

Rw = (c p )w − (cv )w = 460 J.kg-1.K-1 (3.87)

Grandezas higrométricas

O conteúdo em vapor de água da atmosfera pode ser avaliado por meio de diferentes parâmetros, nomeadamente: Pressão de vapor, e : corresponde à pressão parcial do vapor de água

definida por e = ρ w RwT . Humidade absoluta ou massa volúmica de vapor, ρ w : corresponde à

massa volúmica do vapor de água e define-se pela razão entre a massa de vapor de água mw e o volume V de ar húmido que o contém. ρ w = mw V . Razão de mistura, r: é a razão entre a massa de vapor de água mw e a

massa de ar seco ma , ou seja a massa de vapor de água existente na unidade de massa de ar seco. r = mw ma = ρ w ρ a e é expressa em gramas de vapor de água por quilograma de ar seco (g.kg-1 de ar seco).

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Razão de mistura de saturação, rs : é a razão entre a massa de vapor de

água mws num dado volume de ar saturado, em relação a uma superfície líquida, e a massa de ar seco ma , sendo rs = mws ma . Humidade relativa, U: a humidade relativa em relação à água é a razão,

expressa em percentagem, entre a razão de mistura r e a razão de mistura de saturação rs à mesma pressão e temperatura. U=

r (T , p ) e (T ) r e × 100% = s d × 100% ≈ × 100% = s d × 100% (049) rs rs (T , p ) es es (T )

Temperatura de ponto de orvalho, Td: é a temperatura até à qual o ar

húmido deve ser arrefecido, a pressão e razão de mistura constantes, para que atinja a saturação em relação à água líquida. O que acabamos de referir equivale a dizer que, o ponto de orvalho é a temperatura à qual a razão de mistura de saturação rs em relação à água se torna igual à razão de mistura r. A temperatura de ponto de orvalho é um bom indicador do conteúdo da humidade do ar na superfície terrestre, devido a pressão variar apenas ligeiramente. Temperatura de termómetro molhado, Tw: é a temperatura até à qual uma

partícula de ar tem de ser arrefecida por evaporação de água no seu seio, a pressão constante, para que o ar se torne saturado. A temperatura de termómetro molhado é medida directamente com um termómetro cujo bolbo está coberto com um tecido húmido e que permita a passagem do ar. Verifica-se sempre Td ≤ Tw ≤ T , em que o sinal “igual” corresponde à situação de saturação.

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