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Capítulo 4 Climatologia e Meteorologia

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Apresentação em tema: "Capítulo 4 Climatologia e Meteorologia"— Transcrição da apresentação:

1 Capítulo 4 Climatologia e Meteorologia
UNIVERSIDADE FEDERAL DE SANTA CATARINA DEPARTAMENTO DE ENGENHARIA SANITÁRIA E AMBIENTAL ENS 5105 HIDROLOGIA E CLIMATOLOGIA ENS 5102 HIDROLOGIA PROFESSOR MASATO KOBIYAMA Capítulo 4 Climatologia e Meteorologia Patrícia Kazue Uda, Florianópolis, abril de 2011.

2 ATMOSFERA Atmosfera é uma camada relativamente fina de gases e material particulado (aerossóis) que envolve a Terra. De fato, 99% da massa da atmosfera está contida numa camada de ~0,25% do diâmetro da Terra (~32 km). Atua como sede dos fenômenos meteorológicos e Como determinante da qualidade e quantidade da radiação solar que atinge a superfície.

3 ATMOSFERA Estrutura Vertical da Atmosfera:

4 METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA
Meteorologia (do grego meteoros, que significa elevado no ar, e logos, que significa estudo) é a ciência que estuda as características físicas, químicas e dinâmicas da atmosfera terrestre. A Meteorologia Dinâmica trata dos movimentos atmosféricos e sua evolução temporal, sua abordagem é baseada nas leis da Mecânica dos Fluídos e da Termodinâmica Clássica. É a base dos atuais modelos atmosféricos de previsão do tempo nos principais centros de previsão dos países desenvolvidos. Sua principal ferramenta são os computadores. A Climatologia estuda os fenômenos atmosféricos do ponto de vista de suas propriedades estatísticas (médias e variabilidade) para caracterizar o clima em função da localização geográfica, estação do ano, hora do dia, etc.

5 METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA
Elementos Meteorológicos/Climatológicos: Elementos são grandezas (variáveis) que caracterizam o estado da atmosfera em um dado local e instante: radiação solar, temperatura, umidade relativa, pressão, velocidade e direção do vento. Fatores Meteorológicos/Climatológicos: Fatores são agentes causais que condicionam os elementos climáticos. Fatores geográficos como latitude, altitude e continentabilidade/oceanidade afetam os elementos. Por exemplo, quanto maior a altitude, menor a temperatura e a pressão atmosférica.

6 METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA
Escala Espacial dos Fenômenos Atmosféricos: Os fenômenos atmosféricos ocorrem de forma continuada, havendo influência de uma escala sobre a outra. No entanto, visando facilitar o entendimento de suas ocorrências e os efeitos possíveis da ação humana, pode-se separá-las em três grandes categorias: Macro-escala Meso-escala Micro-escala Refere-se aos fenômenos em escala local, em que a topografia condiciona o clima pelas condições do relevo local. A exposição (S, N, W, E), a configuração (vale, encosta, etc) e o grau de inclinação do terreno determinam o clima local. Dentro do “macro-clima” de uma região, pode haver diferentes “meso-climas”. Trata dos fenômenos em escala regional ou geográfica, que caracteriza o clima de grandes áreas pelos fatores geográficos, como latitude e altitude. Esta escala é o foco quando se fala de mudança climática. Condiciona o clima em pequena escala (microclima), sendo função do tipo de cobertura (solo exposto, gramado, floresta, cultura rasteira, represa, etc), que determina o balanço de energia.

7 METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA
Tempo x Clima O estado da atmosfera pode ser descrito por variáveis que descrevem sua condição energética em diferentes escalas temporais: Instantânea: que define sua condição atual. Média: que define sua condição média em termos estatísticos.

8 METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA
Tempo: É o estado da atmosfera em um local e instante, sendo caracterizado pelas condições de temperatura, pressão concentração de vapor, direção e velocidade do vento e precipitação. Clima: É a descrição média, valor mais provável, das condições de tempo predominantes. É uma descrição estática que expressa as condições médias do seqüenciamento do tempo em um local.

9 NORMAIS CLIMATOLÓGICAS
As "Normais Climatológicas" são obtidas através do cálculo das médias de parâmetros meteorológicos, obedecendo a critérios recomendados pela Organização Meteorológica Mundial (OMM). Essas médias referem-se a períodos padronizados de 30 (trinta) anos, sucessivamente, de 1901 a 1930, 1931 a 1960 e 1961 a Como, no Brasil, somente a partir de 1910 a atividade de observação meteorológica passou a ser feita de forma sistemática, o primeiro período padrão possível de ser calculado foi o de 1931 a 1960.

10 CLIMATOLOGIA A definição do clima pode ser expressa de várias maneiras, sendo algumas clássicas: Para Köeppen, é o somatório das condições atmosféricas que fazem um local ser mais ou menos habitável para seres vivos. Segundo Poncelet, é o conjunto habitual dos elementos físicos, químicos e biológicos que caracterizam a atmosfera de um local e influem nos seres que nele se encontram. Para Sorre, clima é a série de estados da atmosfera em um lugar, em sua sucessão habitual.

11 CLASSIFICAÇÃO CLIMÁTICA
A classificação climática visa caracterizar em uma grande área ou região, zonas com características climáticas e biogeográficas relativamente homogêneas. Dependendo do objetivo do classificador, essa caracterização pode ser feita com base: Na paisagem natural Em índices climáticos Em que o clima é caracterizado pelos elementos meteorológicos e suas combinações. Índices mais simples utilizam valores médios de períodos específicos, totais sazonais, eventualmente com o uso dos desvios em torno das médias. Em geral, os limites dos índices climáticos são estabelecidos de modo a permitir a concordância com as delimitações impostas pela distribuição da vegetação zonal. Baseia-se no fato de a vegetação ser um integrador dos estímulos do ambiente;

12 CLASSIFICAÇÃO DE KÖPPEN
Foi proposta em 1900 por Wladimir Köppen. Baseia-se no pressuposto de que a vegetação natural de cada grande região da Terra é essencialmente uma expressão do clima nela prevalecente. Assim, as fronteiras entre regiões climáticas foram selecionadas para corresponder, às áreas de predominância de cada tipo de vegetação, razão pela qual a distribuição global dos tipos climáticos e a distribuição dos biomas apresenta elevada correlação. Em 1918, o modelo foi revisado dando maior atenção à sazonalidade e aos valores médios anuais e mensais da temperatura do ar e da precipitação.

13 CLASSIFICAÇÃO DE KÖEPPEN
Segunda letra (indicador de tipo) Primeira letra (indicador de grupo) X x x Terceira letra (indicador de subtipo)

14 CLASSIFICAÇÃO DE KÖEPPEN
Em Santa Catarina: Cfa: clima subtropical constantemente úmido, sem estação seca, com verão quente (temperatura média do mês mais quente > 22oC). Cfb: clima temperado constantemente úmido, sem estação seca, com verão fresco (temperatura média do mês mais quente < 22,0oC).

15 ESTAÇÕES METEOROLÓGICAS
A maior rede de estações meteorológicas no Brasil é a do INMET (Instituto Nacional de Meteorologia): Estação de Observação de Altitude ou de Radiossonda Estação Meteorológica de Observação de Superfície Convencional Estação Meteorológica de Observação de Superfície Automática

16 Elementos meteorológicos/climatológicos
Temperatura Umidade do ar Pressão atmosférica Vento Saldo de radiação

17 TEMPERATURA A energia radiante que atinge a superfície terrestre é destinada a alguns processos físicos e, dentre esses, um (convecção) está relacionado ao aquecimento do ar e outro (condução) ao aquecimento do solo. Estes processos são responsáveis pelas variações de temperatura nesses meios. “A temperatura é um índice que expressa a quantidade de calor sensível de um corpo”.

18 TEMPERATURA DO SOLO O regime térmico de um solo é determinado pelo aquecimento de sua superfície pela radiação solar e pelo transporte de calor sensível ao seu interior, pelo processo de condução. A variação da temperatura do solo ao longo do dia e da profundidade pode ser estudada a partir da elaboração de perfis de variação da temperatura (tautócronas).

19 TEMPERATURA DO AR A temperatura do ar é um dos efeitos mais importantes da radiação solar. O aquecimento da atmosfera próxima à superfície terrestre ocorre principalmente por transporte de calor, a partir do aquecimento da superfície pelos raios solares. O transporte de calor sensível (H) na atmosfera se dá por 2 processos: Processo rápido de troca de energia, em que parcelas de ar aquecidas pela superfície entram em movimento convectivo desordenado, transportando calor (H), vapor, etc, para camadas superiores da atmosfera. Processo lento de troca de H, ocorrendo pelo contato entre as moléculas de ar. Esse processo tem extensão espacial limitada, ficando restrito à camada limite superficial. Condução Molecular Difusão turbulenta

20 VARIAÇÃO DA TEMPERATURA DO AR
Variação Diária Variação Mensal

21 MEDIÇÃO DA TEMPERATURA DO AR
O padrão para a medida da temperatura do ar visa homogeneizar as condições de medida, com relação ao topo e microclima, deixando essa variável dependente unicamente das condições macroclimáticas, o que possibilita a comparação entre locais. As medições são feitas com sensores instalados em um abrigo meteorológico, de 1,5 a 2,0 m de altura e em área plana e gramada.

22 CÁLCULO DA TEMPERATURA MÉDIA DO AR
Estação convencional: INMET: Estação termopluviométrica: Estação automática:

23 PRESSÃO ATMOSFÉRICA Denomina-se pressão atmosférica (p) o peso exercido por uma coluna de ar, com secção reta de área unitária, que se encontra acima do observador, em um dado instante e local. Fisicamente, representa o peso que a atmosfera exerce por unidade de área. O estudo da pressão atmosférica é muito importante, bastando lembrar que, sendo o ar um fluido, sua tendência é se movimentar em direção às áreas onde há menor pressão atmosférica. 1 mb = 1 hPa = 0,75006 mmHg.

24 UMIDADE DO AR A umidade do ar diz respeito à quantidade de vapor de água contido na atmosfera. Apesar de sua baixa concentração (máximo de 4%), o vapor de água é um constituinte atmosférico importantíssimo por interferir na distribuição da temperatura: em primeiro lugar, porque participa ativamente dos processos de absorção e emissão de calor sensível pela atmosfera; em segundo, atua como veículo de energia ao transferir calor latente de evaporação, de uma região para outra, o qual é liberado como calor sensível, quando o vapor se condensa. Quase metade do vapor de água total na atmosfera se encontra abaixo de 2000 metros.

25 ÍNDICES DE UMIDADE DO AR
Pressão de vapor de água: Baseada na Lei de Dalton das pressões parciais. Pressão exercida pela massa real de vapor de água existente na atmosfera. Representada pelo símbolo ea

26 ÍNDICES DE UMIDADE DO AR
Pressão de saturação de vapor de água: Baseada na Lei dos Gases Ideais. A quantidade e a saturação de vapor de água são função da temperatura ambiente. Pela equação de Tentes: Pressão de saturação do vapor da água no ar em função da temperatura do ar.

27 ÍNDICES DE UMIDADE DO AR
Umidade Absoluta (UA): massa total de vapor de água (mv) pelo volume de ar que o contém (V). Pela equação dos gases ideais: Para o vapor de água no ar: Portanto: Para ea em kPa, MV = 18,015 g.mol-1 , R = 8,31x10-3 kPa.m-3 .mol-1.K-1, T em oC, tem-se: (g.m-3) (g.m-3)

28 Tab 4.8 (es)

29 Tab 4.9 (ds)

30 ÍNDICES DE UMIDADE DO AR
Umidade relativa do ar: razão entre o conteúdo real de umidade de uma amostra de ar e a quantidade de umidade que o mesmo volume pode conservar sob mesma temperatura e pressão quando saturado. (%)

31 ESTIMATIVA DAUMIDADE DO AR
Psicrômetro: Constituído de dois termômetros, um com bulbo seco (Ts) e outro com o bulbo envolto em uma gaze sempre umedecida (Tu), que perde água a uma taxa dependente da concentração de vapor de água no ar. Quanto maior a diferença de temperatura entre os termômetros, mais distante a concentração de vapor no ar está da saturação, ou seja, a UR está baixa. Com a T do bulbo úmido, pela equação: Pela Equação Psicrométrica: Em que P é a pressão atm (kPa), Ts e Tu são as temperaturas dos bulbos seco e úmido (oC), esu é a tensão de saturação de vapor para Tu e A é a constante psicrométrica (0,00067 oC-1 para psicrômetros ventilados e 0,0008 oC-1 para psicrômetros não ventilados ). (kPa)

32 ESTIMATIVA DAUMIDADE DO AR
Sensores Capacitivos Utilizados em estações meteorológicas automáticas. Constitui-se de um filme de polímero, que absorve vapor de água do ar alterando a capacitância de um circuito ativo.

33 VENTO Vento é o movimento do ar em relação à superfície terrestre.
A intensidade e a direção dos ventos são determinados pela variação espacial do balanço de energia na superfície terrestre, que causa variações no campo de pressão atmosférica, gerando os ventos. Em adição, o vento auxilia na remoção do vapor de água do ar próximo à superfície para outras regiões

34 VENTO A velocidade do vento é uma grandeza vetorial, em que se mede normalmente parâmetros de sua componente horizontal (m.s-1 ou km.h-1). A direção do vento é o ponto cardeal de onde vem o vento.No Brasil, são adotadas oito direções: N, NE, E, SE, S, SW, W, NW. Nas estações meteorológicas, a velocidade do vento é medida por anemômetros, a altura padronizada de 10 m.

35 Varejão-Silva (2005) Meteorologia e Climatologia

36 RADIAÇÃO SOLAR E BALANÇO DE RADIAÇÃO
O sol é a fonte primária de toda a energia disponível aos processos naturais, ocorrentes na superfície da Terra, cerca de 99,97% da energia necessária aos processos físicos no sistema Terra-atmosfera são provenientes do Sol. Como a fonte de energia do ciclo hidrológico também é o Sol, os conhecimentos sobre o balanço energético no sistema Terra-atmosfera é indispensável no estudo do ciclo hidrológico global.

37 RADIAÇÃO SOLAR E BALANÇO DE RADIAÇÃO
Energia Eletromagnética: Energia radiante que se propaga no vácuo à velocidade da luz (3x108m.s-1). Espectro Eletromagnético: Conjunto de comp. de onda/freqüência ordenados de forma seqüencial. Intervalos do E.E.M. com características similares.

38 LEIS DA RADIAÇÃO Corpo Negro
Admite-se como modelo ideal denominado de Corpo Negro, aquele que possui absorção perfeita, ou seja, que apresente aλ = 1 para qualquer comprimento de onda.

39 LEIS DA RADIAÇÃO Lei de Stefan-Boltzman
Em 1879, Josef Stefan mostrou experimentalmente que a radiação emitida por um corpo negro em todos os comprimentos de onda (emitância total) é proporcional a quarta potência de sua temperatura absoluta. Ludwig Boltzman, em 1884, chegou à comprovação teórica dessa proporcionalidade, através da termodinâmica. Afirma que todos os corpos acima de zero absoluto emitem radiação (-273°C ou 0K). Esta lei explica a relação existente entre a intensidade de radiação emitida e a temperatura de um corpo negro.

40 LEIS DA RADIAÇÃO Lei de Stefan-Boltzman
A expressão analítica que traduz a emitância de um corpo negro (Me) é: Admite-se que a emitância dos corpos reais pode ser expressa como uma fração da emitância máxima: em que, Me é a emitância do corpo real (W.m-2), ε é a emissividade, T é a temperatura (K) e σ é a constante de Stefan-Boltzman (8,132 x cal.cm-2.min-1.K-4 = 5,6697 x 10-8 W.m-2.K-4.

41 LEIS DA RADIAÇÃO Lei do deslocamento de Wien (1894)
Para cada temperatura T, há um determinado comprimento de onda λm, que corresponde ao máximo da função E(λ, T). Então, λm é a abcissa do ponto onde se verifica a máxima emissividade à uma temperatura T. Em que m é o comprimento de onda de máxima emissão (µm) 2898 é uma constante (µm K) T é a temperatura absoluta do corpo(K)

42 LEIS DA RADIAÇÃO Lei do deslocamento de Wien (1894)
A emissão total de um corpo negro aumenta com a temperatura, ou seja, a Intensidade Radiante de um corpo com T de 4000k é menor do que a de um corpo com T de 6000k. À medida que aumenta a T, o λ de maior emissão do corpo negro, se desloca para λ menores. O Sol emite predominantemente radiação na região do visível, a uma temperatura de 6.000K. Espectro de emissão de corpos negros com diferentes temperaturas (Adaptada de Slater, 1980)

43 LEIS DA RADIAÇÃO Constante Solar (Io)
Quantidade de energia proveniente do sol, que na unidade de tempo, é interceptada por uma superfície plana, de área unitária, perpendicular à direção dos raios solares e situada fora da influência da atmosfera, a uma distância do sol igual à distância média Terra-sol. Atualmente, o valor W.m-2 (1,96 cal.cm-2.min-1)é utilizado.

44 FONTE DE RADIAÇÃO ELETROMAGNÉTICA
A principal fonte de energia para Terra é originada pelo SOL, que emite os feixes luminosos em direção a Terra. Entre o Sol e a superfície terrestre se interpõe a atmosfera, que interage de diferentes formas com a energia radiante. Grande parte da energia proveniente do sol pode ser perdida e/ou espalhada.

45 Pico de emissão da REM pelo Sol
SOL – 6.000K Terra – 300K Transmissão Janelas atmosféricas Alta transmitância da Atmosfera Fonte: Moreira (2003)

46 INTERAÇÃO RADIAÇÃO ELETROMAGNÉTICA X ATMOSFERA
Sol Os processos mais importantes que afetam a propagação da REM pela atmosfera Feixe de radiação Absorção - Fenômeno químico Vácuo Dispersão- Fenômeno físico Atmosfera

47 MÉDIA GLOBAL DE FLUXOS DE ENERGIA NA ATMOSFERA DA TERRA

48 SALDO DE RADIAÇÃO À SUPERFÍCIE
Qs Qa Q Qr em que, Rn é o saldo de radiação (W.m-2), Q é a radiação global, Qr é a radiação solar refletida, Qa é a radiação emitida pela atmosfera e Qs é a radiação emitida pela superfície.

49 SALDO DE RADIAÇÃO À SUPERFÍCIE
Q Radiação global: Radiação de ondas curtas incidente. Pode ser estimada com outros elementos meteorológicos, a partir de: em que Q é a radiação solar de ondas curtas incidente (W.m-2ou cal.cm-2.min-1), Q0 é a radiação solar no topo da atmosfera (W.m-2ou cal.cm-2.min-1) (Tabela 4.5), a = 0,29cosφ (sendo φ a latitude local), b = 0,52, n é a insolação diária (horas) e N é o número máximo de horas de brilho de sol por dia (Tabela 4.6).

50 Tabela 4.5. Radiação solar diária no topo da atmosfera (cal/cm2dia)
Tabela 4.6. Duração máxima da insolação diária (N), em horas, nos meses e latitude de 10ºN a 40ºS. Os valores correspondem ao 15º dia de cada mês. Tabela 4.5. Radiação solar diária no topo da atmosfera (cal/cm2dia) Latitude Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez 10oN 11,6 11,8 12,1 12,4 12,6 12,7 12,2 11,9 11,7 11,5 8oN 12,3 12,5 12,0 6oN 4oN 2oN Equador 2oS 4oS 6oS 8oS 10oS 12oS 11,4 12,8 14oS 11,3 12,9 16oS 13,0 11,2 13,1 18oS 11,1 13,2 20oS 10,9 11,0 13,3 22oS 13,4 10,8 13,5 24oS 10,7 13,6 26oS 10,5 13,8 28oS 13,7 10,4 10,6 30oS 13,9 10,3 14,1 Dados interpolados da Tabela meteorológica de Smithsonian. 6a edição Quadro 171

51 SALDO DE RADIAÇÃO À SUPERFÍCIE
Qr Radiação solar de onda curta refletida. É função do albedo (a)de cada cobertura. O albedo, ou coeficiente de reflexão, controla a disponibilidade de radiação líquida. Este fator representa a porcentagem de energia eletromagnética que é refletida por uma superfície em função de toda energia incidente sobre a mesma. Qr = aQ em que Qr é a radiação solar de ondas curtas refletida (W.m-2ou cal.cm-2.min-1), a é o albedo da superfície (adimensional) e Q é a radiação solar global (W.m-2ou cal.cm-2.min-1).

52 SALDO DE RADIAÇÃO À SUPERFÍCIE
Tabela 4.7. Albedo de diversas superfícies. Superfície % superfície Concreto 22 grama 24 sorgo 20 solo escuro seco 14 batata algodão 21 solo escuro úmido 8 beterraba 26 tomate 23 asfalto 7 cevada abacaxi 15 areia branca 37 trigo floresta conífera 5 - 15 neve recém caída 82 feijão floresta folhosa neve velha 57 milho campos naturais 3 - 15 Água 5 Fumo Cidades

53 SALDO DE RADIAÇÃO À SUPERFÍCIE
(Qa – Qs) Radiação de ondas longas emitida pela atmosfera e que atinge a superfície terrestre menos a radiação de ondas longas emitida pela superfície. Segundo Brunt (1952): em que Qa é a radiação emitida pela atmosfera (W.m-2ou cal.cm-2.min-1), Qs é a radiação emitida pela superfície(W.m-2ou cal.cm-2.min-1), n é a insolação diária (horas) e N é o número máximo de horas de brilho de sol por dia (Tabela 4.6).

54 TEXTOS E INFORMAÇÕES RETIRADOS DE:
KOBIYAMA, M. Apostila da disciplina Hidrologia e Climatologia. Florianópolis: UFSC/CTC/ENS/LabHidro. Moreira, M. A. Fundamentos do Sensoriamento Remoto e Metodologias de Aplicação. Ed. UFV, 2ª edição p PEREIRA, A. R.; ANGELOCCI, L.R.; SENTELHAS, P.C. Agrometeorologia – Fundamentos e Aplicações Práticas. Guaíba. Editora Agropecuária Ltda, 2002. PEREIRA, A.R.; NOVA, N.A.V.; SEDIYAMA, G.C. Evapo(transpi)ração. Piracicaba, SP. Editora FAELQ, 1997. SILVA, M. A V. Meteorologia e Climatologia. Recife: Versão Digital 2, p.


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