A apresentação está carregando. Por favor, espere

A apresentação está carregando. Por favor, espere

DISPERSÃO DE POLUENTES Prof. Dr. Ariovaldo José da Silva.

Apresentações semelhantes


Apresentação em tema: "DISPERSÃO DE POLUENTES Prof. Dr. Ariovaldo José da Silva."— Transcrição da apresentação:

1 DISPERSÃO DE POLUENTES Prof. Dr. Ariovaldo José da Silva

2

3

4 Escalas de Movimentos na Atmosfera Sinótica – movimentos do ar associados com a circulação geral da atmosfera. Sistemas frontais Anticiclones (altas pressões) Baixas pressões na troposfera Os efeitos da escala sinótica na poluição se classificam em: Condição favorável à dispersão (baixas pressões, frentes) Condição desfavorável (altas pressões estacionárias no inverno e as inversões térmicas) Extensão horizontal de 100 a 3000 km

5 Escalas de Movimentos na Atmosfera Mesoescala – movimentos que incluem as brisas marítima e terrestre, circulação dentro de vales, e o fenômeno de efeito de ilhas de calor. Extensão: 100 km na horizontal e dezenas de metros na vertical A qualidade do ar é influenciada por: Variações diurnas da estabilidade atmosférica Topografia regional Os fenômenos que ocorrem dentro dessa camada têm importância fundamental nos processo de transporte e dispersão das emissões. Principais parâmetros meteorológicos Inversões térmicas de baixa altitude Variação diária da altura da mistura Taxa de ventilação horizontal dentro dessa camada

6 Microescala – movimentos resultantes dos efeitos aerodinâmicos das edificações das cidades e dos parques industriais, rugosidade das superfícies e cobertura vegetal. Transporte e difusão de poluentes ocorre num raio inferior a 10 km na horizontal e 300 m a 500 m na vertical.

7 Fundamentos de Meteorologia Ventos A distribuição dos ventos numa determinada área depende da intensidade, variação normal e trajetória das variações de pressão de grande escala que ocorre no planeta (fenômenos macrometeorológicos) Os ventos sofrem variações temporal e espacial em função dos movimentos dos sistemas de pressão, aquecimento diurno e resfriamento da superfície da Terra.

8 A direção predominante e velocidade dos ventos são apresentados na forma de um diagrama polar denominado rosa dos ventos.

9

10 Variação da velocidade e direção do vento com a altitude O vento geostrófico é um vento horizontal, não acelerado, que sopra ao longo de trajetórias retilíneas, que resulta de um equilíbrio entre a força de gradiente de pressão (horizontal) e a força de Coriolis. Este equilíbrio só é aproximadamente possível em altitudes nas quais o efeito do atrito seja omissível (isto é, acima de poucos quilômetros).

11 Temperatura na atmosfera Gradiente vertical de adiabática seca ou (Adiabatic Lapse Rate) Fenômeno de expansão ou compressão do ar seco ou úmido ΔT/Δz = 0,98ºC/100 m (~1ºC/100 m) Teoricamente, um pequeno volume de ar quando deslocado para acima da superfície encontra baixa pressão, se expande e se resfria, mas na atmosfera isso nunca ocorre. Portanto, este conceito serve apenas como referência para estimar a turbulência na atmosfera real

12 Gradiente vertical da adiabática saturada ΔT/Δz = 0,6 º / 100 m (para pressão de 1 bar e 10 o C) o Gradiente Térmico Vertical ΔT/Δz = X o /100 m o Temperatura potencial o Temperatura que um volume de ar seco assumiria a pressão de 1 bar

13 Camada Limite Planetária ou Camada de Mistura (Bondary Layer ou PBL) ou Camada de Atrito É a região onde a atmosfera sofre os efeitos da superfície através de trocas verticais de momento, calor e misturas de massas de ar Divide-se em três subcamadas Próxima ao chão (z 0 ) Camada de superfície z 0 a h s (10 a 200 m) Camada de Transição (Ekman) de h s a z i (100 a m)

14 Valores típicos para área urbana Ventos fracos : 120 m Ventos moderados: 384 m Ventos fortes: 1237 m

15 Estabilidade e Instabilidade da Atmosfera A estabilidade da atmosfera é entendida como a capacidade de resistir ou intensificar movimentos verticais, ou seja, suprimir ou aumentar a turbulência Na baixa atmosfera o grau de turbulência depende do gradiente vertical de temperatura

16 Uma camada de ar seco ou úmido é estável quando o gradiente térmico vertical é inferior ao gradiente da adiabática seca (0,98 o C/ 100 m)

17 Sempre que o gradiente térmico vertical for maior que o gradiente de Lapse Rate (Taxa de Lapso) a atmosfera é instável.

18 Quando o decréscimo da temperatura vertical é muito próximo do gradiente adiabático seco caracteriza atmosfera indiferente ou neutra. Quando o gradiente térmico da atmosfera estiver entre os valores do gradiente da adiabática e do ar saturado a atmosfera está condicionalmente instável. Isso ocorre até uma massa de ar seco se elevar, daí ela segue a Lapse Rate e tende a se estabilizar.

19 Condições de Instabilidade Forte intensidade de radiação solar Céu com nebulosidade do tipo cúmulo convectivo Gradiente superadiabático Vento entre fraco e moderado Temperatura elevada Condições de neutralidade Vento forte a moderado Céu nublado Forte mistura mecânica Não há resfriamento nem aquecimento A temperatura estabelece um perfil adiabático

20 Inversão térmica Os poluentes acumulam próximo a superfície ao invés de dispersarem Nas grandes cidades a velocidade de deslocamento horizontal das massas de ar é dificultada pelas edificações. Isso ocorre também em regiões serranas. O movimento vertical das massas de ar é governado pelo perfil de temperatura da atmosfera

21


Carregar ppt "DISPERSÃO DE POLUENTES Prof. Dr. Ariovaldo José da Silva."

Apresentações semelhantes


Anúncios Google