Fundamentos da Dispersão Atmosférica

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1 Fundamentos da Dispersão Atmosférica Professor: Neyval Costa Reis Jr. Departamento de Engenharia Ambiental Centro Tecnológico UFES Fundamentos da Dispersão Atmosférica Ementa: Micrometeorologia. Teorias da difusão de contaminantes na atmosfera. Modelagens da dispersão atmosférica de contaminantes: modelos gaussianos, estatísticos e de equações de fundamentais de transporte. Mecanismos de remoção de contaminantes. Dispersão de contaminantes em longas distâncias. Dispersão de odores. Dispersão de contaminantes em terrenos de geometria complexa e em regiões costeiras. Programa Detalhado Equação Governante do Transporte de Massa Micrometeorologia Meteorologia local e global da poluição do ar Estabilidade atmosférica Campo de Vento e Perfis de Temperatura Mecanismos de remoção e reações químicas dos contaminantes atmosféricos Principais Abordagens para Modelagem da Dispersão de Poluentes Modelos Determinísticos vs. Estatísticos Modelos Eulerianos vs. Modelos Lagrangeanos Modelo de Caixa Modelo Gaussiano Modelos baseados nas equações de transporte Modelos de Regressão e Séries Temporais Modelo Receptor Aplicações Modelos regulatórios - EPA Dispersão de contaminantes em longas distâncias. Dispersão de odores. Dispersão de contaminantes em terrenos de geometria complexa e em regiões costeiras. 1

2 2 Equações governantes S z K z y K y K x z w y v x u t = ω ρ ω ρ ω ρ ω ρ ω ρ ω ρ ρω ω ω ω x Para estudar a dispersão de uma espécie química (substância), a equação geral de conservação de massa da substância é descrita a seguir. É necessário conhecer o campo de velocidades (u, v, w) e os coeficientes de difusão turbulenta K Equações governantes S z C K z y C K y C K x z wc y vc x uc t C z y x = x Para estudar a dispersão de uma espécie química (substância), a equação geral de conservação de massa da substância é descrita a seguir. ρω C = Massa de contaminante por volume da mistura Fenômenos de Transporte na Atmosféra Parte I

3 Transporte de contaminantes na baixa atmosfera Convecção (campo de ventos) + Difusão (Turbulência) Efeito da Velocidade do Vento (convecção) Efeito da Velocidade do Vento (convecção) 3

4 Circulação de grande escala na América do Sul (dados NOAA) Transporte de contaminantes na baixa atmosfera Convecção (campo de ventos) + Difusão (Turbulência) Estrutura dos ventos na troposfera 4

5 Turbulência u [m/s] t [s] Média no tempo Média no tempo 5

6 Média no tempo Média no tempo Média no tempo 6

7 Turbulência atmosférica Turbulência na atmosfera Os mecanismos de transporte na atmosfera são dominados pela turbulência. Os efeitos de difusão molecular são bastante pequenos quando comparados aos efeitos da difusão turbulenta. D lam << D turb Freqüentemente os coeficientes de difusão turbulenta são 3 a 4 ordens de grandeza maiores que os laminares. Assim, as equações governantes devem ser reescritas incluindo os coeficientes de difusão turbulenta. Além disso, é possível negligenciar os efeitos da difusão molecular. Turbulência na atmosfera A intensidade de Turbulência na atmosfera é fortemente ligada a estratificação vertical de temperaturas (densidade). O perfil vertical de temperaturas pode agir suprimindo ou ampliando os movimentos turbulentos, este efeito é chamado Estabilidade Atmosférica. 7

8 Estabilidade atmosférica Perfil Adiabático de Temperaturas T = z g c p o = C m T T [ o C] Estabilidade atmosférica Variação de temperaturas no ciclo diário 9:00 Estabilidade atmosférica Variação de temperaturas no ciclo diário 4:00 9:00 16:00 12:00 8

9 Estabilidade atmosférica Variação de temperaturas no ciclo diário 4:00 9:00 16:00 12:00 Estabilidade atmosférica (Condição Instável) Perfil Adiabático de Temperaturas T o = C z m Temperatura da partícula fluida menor que a vizinhança, portanto existe a tendência de amplificar o movimento descendente T o < C z m T T [ o C] Estabilidade atmosférica (Condição Instável) Temperatura da partícula fluida maior que a vizinhança, portanto existe a tendência de amplificar o movimento ascendente T o < C z m T T [ o C] 9

10 Estabilidade atmosférica (Condição Estável) T o > C z m Temperatura da partícula fluida maior que a vizinhança, fazendo com que os efeitos de empuxo forcem a partícula de volta a sua posição original T T [ o C] Estabilidade atmosférica (Condição Estável) T o > C z m Temperatura da partícula fluida menor que a vizinhança, fazendo com que os efeitos de empuxo forcem a partícula de volta a sua posição original T T [ o C] Estabilidade atmosférica Atmosfera Neutra Ampliação dos movimentos turbulentos Supressão dos movimentos turbulentos 10

11 Temperatura Potencial T T [ o C] θ [ o C] Perfil Adiabático de Temperaturas T = z g c p Perfil de Temperatura Potencial (θ ) θ T = + z z logo: θ = T + g c p g c p z Estabilidade atmosférica Condição Instável θ [ o C] Condição Neutra θ [ o C] Condição Estável θ [ o C] Estabilidade atmosférica Condição Instável Τ [ o C] Condição Neutra T[ o C] Condição Estável Τ [ o C] 11

12 Estabilidade atmosférica Condição de inversão Τ [ o C] Condição de inversão - Fumigação T[ o C] Condição de Inversão Τ [ o C] Estabilidade atmosférica Variação real dos perfis de temperatura na atmosfera Fonte: Arya,

13 Evolução da CLP durante o dia Curva A é a altura da CLP durante o dia e a curva B é a altura da camada de inversão durante a noite. Fonte: Arya,1999 Evolução da CLP durante o dia 12:00 18:00 00:00 06:00 12:00 Fonte: Stull, 1988 Camadas da CLP Camada Superficial 13

14 Efeito da umidade Perfil Adiabático de Temperaturas T = z g c p o = C m Atmosféra seca T [ o C] Efeito da umidade Equação de estado do gás ideal Umidade específica ( R ) ρt P = Rρ T = * m Q = M M vapor _ d ' agua vapor _ d ' agua + M ar _ seco m Q = m vapor _ d ' agua ar _ seco p vapor _ d ' agua P Massa molecular da água [g/mol] Massa molecular do ar seco [g/mol] Pressão parcial de vapor d agua Efeito da umidade Lei de Dalton P = P ar P _ seco + vapor _ d ' agua Combinando a lei de Dalton com a equação de estado de gases ideais R* P = mar _ seco M ar V _ seco T + m R* vapor _ d ' agua M vapor _ d ' agua V T R* mar _ seco P = ρt Q mar _ seco mvapor _ d ' agua 14

15 Efeito da umidade R* mar _ seco P = ρt Q mar _ seco mvapor _ d ' agua Correção na equação de estado para incorporar a umidade do ar R P * = m ar _ seco ρt v m ar _ seco Tv = T Q = T 61 m vapor _ d ' agua Temperatura virtual. É definida como a temperatura que o ar seco possuiria se estivesse à mesma pressão e densidade que o ar úmido. ( Q) Temperatura Potencial Virtual Perfil Adiabático de Temperaturas T T [ o C] θ v [ o C] Tv = z g c Perfil de Temperatura Potencial (θ ) p θv Tv = + z z logo: θv = Tv + g c p g c z p Temperatura Potencial Virtual θ v z θ v z θ v z < 0 0 > 0 Condição Instável Condição Neutra Condição Estável T θ v [ o C] 15

16 Indicadores de estabilidade Para descrever os níveis de turbulência na atmosfera, e desta forma sua capacidade de dispersão de poluentes, é necessário caracterizar/quantificar a estabilidade da atmosfera. Os valores do gradiente vertical de temperaturas, apesar de serem bons indicadores da estabilidade estática da atmosfera, não incorporam os efeitos mecânicos da turbulência. Classificação da Estabilidade Atmosférica Turbulência na Atmosfera Forças mecânicas Forças de empuxo térmico Indicadores de estabilidade Outros parâmetros são usados para descrever a relação entre as magnitudes das forças relacionadas aos efeitos do empuxo térmico e da turbulência mecânica. São eles: Número de Richardson (Ri) Comprimento de Monin-Obukhov (L) 16

17 Comprimento de Monin-Obukhov Para condições não neutras Monin e Obukhov encontraram uma relação bem definida entre os dois grupos π introduzindo uma escala característica de comprimento definida da seguinte forma:. 3 2 τ 0 ρ L = k g θ 0 ( ).,, θ ω Essa escala de comprimento é denominada de Comprimento de Monin- Obukhov. 0 Perfil vertical de velocidade horizontal (não-adiabática) Assim o Comprimento de Monin-Obukhov é dado por: L = k g u 3 * θ 0 ( ).,, θ ω Quando L é positivo o fluxo turbulento de calor sensível é negativo e neste caso a CLS é estável. Quando L é negativo o fluxo vertical turbulento de calor sensível é positivo e neste caso a CLS é instável ou convectiva (convecção térmica). L Quando tende para infinito o fluxo é nulo, portanto a CLS é neutra. Neste caso a TSMO indica que o perfil de velocidade média é logarítmica 0 Comprimento de Monin-Obukhov L é uma escala de altura, que é proporcional a uma altura acima da superfície onde os fatores de empuxo térmico do ar são equivalentes à produção mecânica de turbulência. 17

18 L < 0 em condições instáveis L = ± em condições neutras L > 0 em condições estáveis Classe de Estabilidade de Pasquill Pasquill sugeriu a classificação da estabilidade atmosférica em 6 classes: Classe A: Regime turbulento que torna a atmosfera extremamente instável. Classe B: Regime turbulento que torna a atmosfera medianamente instável. Classe C: Regime turbulento que torna a atmosfera ligeiramente instável. Classe D: Regime turbulento que torna a atmosfera neutra. Classe E: Regime turbulento que torna a atmosfera ligeiramente estável. Classe F: Regime turbulento que torna a atmosfera bastante estável. 18

19 Classes de estabilidade de Pasquill Valores estimados do número de Richardson e do comprimento de Monin-Obukhov Classe de Estabilidade A B C D E F Ri (para altura de 2 metros) -1,0 a -0,7-0,5 a -0,4-0,17 a -0,13 0 0,03 a 0,05 0,05 a 0,11 L (metros) -2 a -3-4 a a -15 ± 35 a 75 8 a 35 Classe de Pasquill vs. L Air Pollution Meteorology & Dispersion, S. Pal Arya, Oxford University Press,

20 Aproximação prática do valor do comprimento de Monin-Obukov 1 = a+ blog L z o Onde a e b são os coeficientes de Golder z o é a rugosidade aerodinâmica superficial. Os coeficientes de Golder Tipo de Estabilidade Classes de Coeficientes Pasquill a b Extremamente instável A -0,096 0,029 Moderadamente instável B -0,037 0,029 Levemente instável C -0,002 0,018 Neutra D 0 0 Levemente estável E 0,004-0,018 Moderadamente estável F 0,035-0,036 20

21 Ventos na atmosfera Radiação solar menor radiação incidente maior radiação incidente menor radiação incidente Circulação de grande escala + frio + quente Visão simplificada + frio 21

22 Modelo Ideal (sem rotação) Entretanto Fonte: Força de Coriolis Força devida a rotação da terra. Exemplo: Tiro ao alvo sem rotação Tiro ao alvo com rotação Força de Coriolis Força devida a rotação da terra. Exemplo: Tiro ao alvo sem rotação Tiro ao alvo com rotação 22

23 Força de Coriolis Força devida a rotação da terra. Exemplo: para um observador externo para um observador sobre o alvo Força de Coriolis Circulação global considerando a rotação da terra e um campo de ventos permanente Fonte: 23

24 Circulação global considerando a rotação da terra e um aquecimento não uniforme Fonte: Fonte: estmeteo/livpratm.htm Fonte: estmeteo/livpratm.htm 24

25 Circulação de grande escala na América do Sul (dados NOAA) On-line (imagens de satélite) CPTEC 25

26 Características topográficas que alteram o campo de ventos Ventos em vales: Anabáticos e Catabáticos Canalizado Brisas Marinhas e Terrestres Obstáculos ou edificações 26

27 A presença de edificações altera o padrão do escoamento e conseqüentemente altera o comportamento das plumas de poluentes na região próxima ao prédio. Escoamento ao Redor de Prédios Murakami (1993) 27

28 Escoamento ao Redor de Prédios Hosker (1980) Representação esquemática da dispersão de contaminantes ao redor de um edifício isolado com fontes (S) em diversas posições (a) fonte localizada a sotavento do edifício, (b) a barlavento (onde o vento incide) do edifício, (c) sobre o telhado e (d) em alturas diferentes a do obstáculo. Fonte: MERONEY apud SANTOS, Representação esquemática da dispersão de contaminantes ao redor de um edifício isolado com fontes (S) em diversas posições (a) fonte localizada a sotavento do edifício, (b) a barlavento (onde o vento incide) do edifício, (c) sobre o telhado e (d) em alturas diferentes a do obstáculo. Fonte: MERONEY apud SANTOS,

29 Perfil vertical de velocidade Perfil vertical de velocidade 29

30 Perfil vertical de velocidade Perfil vertical de velocidade Perfil vertical de velocidade 30

31 Perfil vertical de velocidade Perfil exponencial de velocidade 31

32 Perfil logarítmico de velocidade Perfil vertical de velocidade: exponencial vs. logarítmico 32