TERMODINÂMICA E ESTÁTICA DA ATMOSFERA. Capítulo 2 Vianello & Alves Meteorologia Básica e Aplicações

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1 TERMODINÂMICA E ESTÁTICA DA ATMOSFERA Capítulo 2 Vianello & Alves Meteorologia Básica e Aplicações

2 INTRODUÇÃO A atmosfera é uma imensa máquina térmica, cuja principal fonte de calor é a energia solar. Apenas 2% da energia solar é convertida em energia mecânica (circulação geral da atmosfera, ventos, nuvens, tempestades etc) A termodinâmica é o estudo das trocas de calor e trabalho num determinado sistema, portanto é fundamental para o estudante de Meteorologia Como o estado térmico de qualquer porção da atmosfera determina o seu peso, uma especial atenção será dedicada à estática da atmosfera. A dinâmica da atmosfera será objeto de outro capítulo

3 TEMPERATURA: é uma medida do grau de agitação das moléculas de um gás: a energia cinética média de cada gás varia diretamente com a sua temperatura Escalas termométricas mais comuns: Celsius, Kelvin e Fahrenheit Tc = 5. (Tf 32) /9 Tk = Tc + 273,15

4 Ex: transformar 70 F para as demais escalas

5 MASSA ESPECÍFICA:A massa específica (ou densidade absoluta) de uma substância representa a massa de tal substância contida numa unidade de volume. Ex: nas condições normais de temperatura e pressão (O C e 1 atm) a massa específica do ar atmosférico é de 1,3kg/m 3

6 PRESSÃO (P) é uma grandeza escalar que mede a força (F) exercida sobre a unidade de área (A) de uma superfície: em meteorologia a P resulta da ação do ar atmosférico sobre os corpos nele mergulhados. A força F corresponderá ao peso da coluna de ar que existe sobre o corpo considerado e A a área da secção transversal de tal coluna.

7 a P atm dependerá da altura, da temperatura, da umidade etc. desempenha papel importantíssimo no comportamento e no deslocamento das massas de ar A pressão atmosférica é calculada como sugerido por Torricelli, no século XVII, como sendo igual à pressão exercida por uma coluna de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera.

8 A pressão atmosférica é calculada como sugerido por Torricelli, no século XVII, como sendo igual à pressão exercida por uma coluna de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera.

9 Segundo a Lei de Stevin que garante não haver diferença de pressão entre dois pontos situados à mesma altura em um mesmo fluido em equilíbrio hidrostático P A = P B = Peso da coluna de mercúrio Área da secção transversal do tubo P A = V g = A h g A A P A = h g

10 Sendo h a altura da coluna de mercúrio, a massa específica do mercúrio (13,596 g/m 3 ) e g a aceleração da gravidade (9,8 m/s 2 ) Como e g são praticamente constantes é comum expressar a pressão em altura de coluna de mercúrio mmhg ou cmhg Tabela 10, pag 48

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12 760 mmhg = 1 atm = 1013,25 mb = 1013,25 hpa = 1013,25 x 10 2 Pa = 760 Torr = = 1,04 x 10 2 lbf / ft 3 em meteorologia o milibar (mb) é a unidade mais utilizada e no SIU (sistema internacional de unidades) é o hpa

13 1 Pa = 1 N / m 2 1 N = 1 kg. m / s 2 dyn = g. cm / s 2

14 EXERCÍCIO: A altura da coluna de mercúrio de um barômetro colocado ao nível do mar, à latitude de 45, em que g = 9,806 m/s2, é de 76 cm. Determine a pressão atmosférica em mmhg, Pascal (N/m2), milibares (mb)

15 VAPOR D ÁGUA NA ATMOSFERA Com uma concentração quase nula nas regiões desérticas e nos extremos polares, e de até 4% em volume nas regiões tropicais quentes e úmidas, o vapor d água é um dos principais constituintes atmosféricos. Exerce papel importante no balanço de energia próximo à superfície do solo Sua presença é absolutamente indispensável para a vida na terra. É elemento decisivo no ciclo hidrológico, quer transferindo água da superfície para a atmosfera, quer retornando, sob a forma líquida, como chuva.

16 Atua como absorvedor de radiação infravermelha, reemitindo-a em função de sua temperatura. Com isso atua como agente termoregulador, impedindo que a camada do solo se resfrie em demasia durante a noite. Ao passar da fase líquida para a gasosa, abasorve calor do ar circunvisinho, resfriando-o, e, ao retornar da fase gasosa para a líquida, libera o calor latente acumulado aquecendo assim a atmosfera.

17 Possuindo máximas concentrações nas regiões tropicais e equatoriais úmidas e mínimas nas latitudes elevadas e polares, acaba por estabelecer um fluxo de vapor d água das baixas para as altas latitudes e, ao condensar e precipitar, aquece aquelas latitudes. Com isso o vapor d água passa a desempenhar um papel relevante no transporte do superavit de calor tropical em direção aos pólos. Quando o ar é forçado a subir na atmosfera o vapor d água ao condensar desempenha duplo papel: forma pesadas nuvens e transfere calor para a atmosfera superior alimentando assim as chuvaradas intensas e ate mesmo furacões e os tufões O VAPOR D ÁGUA É A MAIOR FONTE DE CALOR LATENTE NA ATMOSFERA TROPICAL

18 PRESSÃO DE SATURAÇÃO DO VAPOR D ÁGUA Imagine um recipiente fechado contendo água com um manômetro instalado, inicialmente não existe água no recipiente e a pressão indicada pelo manômetro é nula, a evaporação da água ocorrerá até que o ambiente fique saturado e a pressão interna indicada pelo manômetro será então a pressão de saturação do vapor d água.

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20 Esta pressão registrada é devida apenas ao vapor d água é denominada de pressão de saturação do vapor d água. Seu valor varia com a temperatura em que ocorre o processo, uma vez que ao elevar a temperatura verificar-se-á que o ponteiro continua a subir, até que se estabilize novamente. Se a experiência for repetida com a presença de ar atmosférico chegar-se-á ao mesmo resultado.

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22 Os resultados permitem concluir que: a pressão de saturação do vapor d água não depende da pressão atmosférica, mas sim da temperatura Como o vapor d água é um dos constituintes atmosféricos a soma das pressões parciais dos diversos constituintes será igual a pressão atmosférica de acordo com a Lei de Dalton É de grande importância prática determinar a pressão de saturação do vapor d água

23 Através de considerações termodinâmicas rigorosas pode-se chegar a eq. de Clausius-Clapeyron, a qual fornece a declividade da reta tangente à curva de saturação em um ponto qualquer: d e s = L e s dt R v T 2 e s = pressão de saturação do vapor d água L = calor latente de evaporação (2,5 x106 J. kg -1 ) Rv = constante específica do vapor d água (461,50 J. kg -1. K -1 ) T = temperatura em K.

24 Existem na literatura várias formulas para o calculo de es, obtidas por integrações diretas da eq. Clausius-Clapeyron, uma delas é a de Magnus, em que o calor latente é função linear da temperatura e s = 10 (-2937,4/T 4,9283 log T + 23,5470) e s em mb e T em K Expressões mais elaboradas como a de Goff- Gratch foram adotadas pela OMM (Organização Meteorológica Mundial) como padrão para o calculo de es

25 A eq. proposta por TETENS apresenta ótimos resultados quando comparada a de Goff- Gratch, podendo ser utilizada na maioria das aplicações meteorológicas.

26 EQUAÇÃO DE TETENS para t 0 C para t < 0 C es em mb ou hpa t em C

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28 PRESSÃO REAL DE VAPOR D ÁGUA A quantidade de vapor d água é variável na atmosfera podendo o ar esta ou não saturado. Caso o ar esteja saturado a pressão real (ou parcial) corresponderá a pressão de saturação do vapor d água, que é função apenas da temperatura do ar. Caso o ar não esteja saturado a pressão real será menor que a de saturação, à mesma temperatura. A RAZÃO PERCENTUAL ENTRE A PRESSÃO REAL E DE SATURAÇÃO NOS DÁ A UMIDADE RELATIVA DO AR, PODENDO VARIAR DE 0 A 100%.

29 QUANTIFICAÇÃO DA UMIADE ATMOSFÉRICA Parte 2