UNIVERSIDADE FEDERAL DE CAMPINA GRANDE - UFCG CENTRO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS – DCA PÓS-GRADUAÇÃO EM METEOROLOGIA

1. UNIVERSIDADE FEDERAL DE CAMPINA GRANDE - UFCG CENTRO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS – DCA PÓS-GRADUAÇÃO EM METEOROLOGIA NUVENS EQUIPE: Soetânea Santos de Oliveira Leandro Gomes de Sousa Winícius dos Santos Araújo Ivone Cristina Barros Pedroza Disciplina: Métodos de Modelagem Numérica da Atmosfera Professor: Dr. Enilson Palmeira Cavalcanti

2. 9.1 – Tipos de Nuvem e de Nevoeiro e o Mecanismo de Formação • Nuvem é um conjunto visível de gotículas de água líquida ou de gelo, ou ambas ao mesmo tempo, em suspensão na atmosfera. • As nuvens são um tipo de hidrometeoro. Um Hidrometeoroé um conjunto de partículas de água líquida ou sólida em suspensão no ar ou em queda livre na atmosfera. • As nuvens afetam a atmosfera de vários modos. Elas absorvem e refletem a radiação, modificam a temperatura do ar, a pressão, e a velocidade do vento, produzem precipitação, misturam ar e gases rapidamente na vertical, removem gases e partículas do ar, e alteram os coeficientes de fotolise.

3. 9.1.1 – Classificação das Nuvens • Em 1802, Jean Baptiste Lamark (1744-1829) propôs um esquema para classificação de nuvem, porém os tipos de nuvens que ele sugeriu não foram aceitos. • Em 1803, Luke Howard propôs um esquema alternativo de identificação das nuvens, que usava nomes com raízes latinas. • Para classificar as nuvens convencionou-se a divisão da troposfera em três camadas, nas quais as nuvens de diferentes tipos (gêneros) formam-se mais frequentemente.

4. Cirrus (Ci) – Nuvens isoladas em forma de filamentos brancos e delicados, ou faixas estreitas brancas ou quase brancas, com aspecto fibroso. São constituídas de cristais de gelo. Cirrocumulus (Cc) – Lençol ou camada fina de nuvens brancas, formadas de elementos muito pequenos, semelhantes a grãos, rugas ou flocos, ligados ou não e quando estão em grande número, pode conferir ao céu o aspecto granular. São constituídas por cristais de gelo e algumas gotículas d`água. Cirrostratus (Cs) – Véu de nuvens transparente e esbranquiçado, de aspecto fibroso (como os cabelos) ou liso, cobrindo total ou parcialmente o céu, produzindo geralmente fenômenos de halo. São constituídas de cristais de gelo. Altocumulus (Ac) – Camada branca ou cinzenta, tendo geralmente sombras, usualmente ondulados, ou compostos de lâminas, massas arredondadas, rolos, etc, que podem estar ou não fundidas, por vezes parcialmente fibrosos ou difusos. São constituídas por gotículas de água, pelo menos em sua maioria. 9.1.1 – Classificação das Nuvens Tipos de Nuvens

5. Altostratus (As) – Véu acinzentado ou azulado de aspectos estriado, fibroso ou uniforme, cobrindo o céu total ou parcialmente, apresentando partes suficientemente delgadas para revelar o sol, pelo menos vagamente como através dum vidro fosco. Não produz fenômeno de halo. São constituídas por gotículas de água e cristais de gelo. Nimbostratos(Ns) – Camada cinzenta, muitas vezes escura e suficientemente espessa em toda a sua extensão para esconder o Sol. Existem frequentemente abaixo desta camada nuvens esfarrapadas, com a qual podem estar ou não fundidas. São constituídas por gotículas de água e cristais de neve, ou pela misturas dessas partículas. Stratocumulus(Sc) – Camada de nuvens brancas ou cinzentas, quase sempre com partes escuras, não-fibrosas (exceto no caso de virga), ondulado ou composto de mosaicos, massas arredondadas, rolos, etc., que podem ou não estar fundidos. São constituídas de gotículas de água, acompanhadas de gotas de chuva ou de pelotas de neve. 9.1.1 – Classificação das Nuvens Tipos de Nuvens

6. Stratus(St) – Camada geralmente cinzenta com uma base bastante uniforme, que pode produzir chuviscos, agulhas de gelo ou neve granular. Às vezes o Stratus aparece com a forma de bancos esfarrapados. São constituídas por gotículas de água muito pequenas. Cumulus(Cu) – Nuvens isoladas, geralmente esparsas e com contornos acentuados, desenvolvendo-se verticalmente com a forma de montões, cúpulas ou torres, cujas partes superiores muitas vezes assemelham-se a uma couve-flor. As partes destas nuvens iluminadas pelo sol são na maiores das vezes, dum branco brilhante; a sua base é relativamente escura e quase horizontal. São constituídas principalmente por gotículas de água. Cumulonimbus(Cb) – Nuvens pesadas e espessas, com uma grande extensão vertical em forma de montanhas ou torres imensas. Pelo menos, parte da sua porção superior é normalmente uniforme, fibrosa ou estriada e quase plana; desenvolvendo-se, muitas vezes, em forma de uma bigorna ou um vasto penacho. Debaixo da base desta nuvem, freqüentemente muito escura, há normalmente nuvens baixas esfarrapadas, fundidas ou não com ela, e precipitação. São constituídas por gotículas de água, e principalmente em sua região superior, por cristais de gelo. 9.1.1 – Classificação das Nuvens Tipos de Nuvens

7. 9.1.1 – Classificação das Nuvens • O nevoeiro é uma nuvem que toca o solo. No entanto o nevoeiro não é classificado como uma nuvem e sim como um tipo separado de hidrometeoro, sendo definido como a suspensão de gotas de água líquida na atmosfera, reduzindo a visibilidade horizontal para menos de 1 km (WMO, 1975). • Se a visibilidade for maior que 1 km, o nevoeiro é chamado névoa. • Se o nevoeiro contiver cristais de gelo em vez de água líquida, é chamado nevoeiro gelado. • Outros hidrometeoros suspensos no ar são chuva, chuva congelada, garoa, garoa congelada, neve, neve granular, pelotas de neve, prisma de gelo, granizo, saraiva, pelotas de gelo e spray. E os hidrometeoros fixos à uma superfície são orvalho, orvalho branco, geada, geada branca, escarcha branca, escarcha transparente, e chuva fria.

8. 9.1.2 – Formação das Nuvens As Nuvens se formam por meio de vários mecanismos: • As nuvens que se formam através do aquecimento da superfície e da convecção livre são chamadas Nuvens Convectivas. • As nuvens que aparecem quando ventos horizontais encontram barreiras topográficas, como uma montanha, que força o vento a mover-se verticalmente para cima (levantamento orográfico) são chamadas Nuvens Orográficas. • As nuvens também podem se formar quando o ar da superfície converge, assim como quando ventos horizontais convergem ao redor de um centro de baixa pressão. • As nuvens ainda podem se formar ao longo de frentes atmosféricas, como mostrado na figura ao lado. • À frente de uma frente fria os tipos de nuvem mais prevalecentes são cumulonimbus, altocúmulo, cirrostratus, e cirrus, e à frente de uma frente quente, stratocumulus, stratus, nimbostratus, altostratus, cirrostratus, e cirrus são as formas mais prováveis.

9. 9.1.2 – Formação das Nuvens • O tipo de nuvem que resulta de um determinado processo de formação depende da altura do nível de condensação de levantamento (LCL), da estabilidade da atmosfera sobre o LCL, e da taxa de mistura de ar circunvizinho entre as nuvens. • Alguns tipos de nuvens formam-se das interações entre outros tipos de nuvem e o ambiente. Cirrocumulus, altocumulus e stratocumulus podem formar-se quando o topo de uma nuvem cirrostratus, altostratus ou stratus esfria rapidamente e a base esquenta rapidamente. O resultado dos movimentos de flutuabilidade dentro das nuvens produz bolsas de ar que sobem para formar nuvens cirrocumulus, altocumulus ou stratocumulus. Nuvens cirrus se formam freqüentemente como uma porção no topo de uma nuvem cumulonimbus que se dissipa ou quando uma bolsa de ar úmido entra em uma região fria.

10. 9.1.3 – Formação de Nevoeiros • Nevoeiro de radiação – forma-se quando o ar próximo ao solo esfria rapidamente durante a noite e ao amanhecer o dia, de forma que a temperatura do ar seja inferior a do ponto de orvalho. • Nevoeiro de advecção – forma-se quando o ar quente e úmido move-se sobre uma superfície mais fria resfriando a temperaturas abaixo do ponto de orvalho. Tais nevoeiros acontecem freqüentemente em regiões litorâneas. • Nevoeiro orográfico – forma-se quando fluxos de ar quente e úmido elevam-se sobre uma barreira topográfica e esfriam adiabaticamente abaixo do ponto de orvalho. A formação deste tipo de nevoeiro é semelhante à formação de uma nuvem orográfica.

11. 9.1.3 – Formação de Nevoeiros • Nevoeiro de Evaporação – forma-se quando água contida no ar quente e úmido evapora e em seguida mistura-se com o ar frio e seco, em que a umidade recondensa. O nevoeiro de evaporação subdivide-se em dois tipos: • Nevoeiros de Vapor: acontece quando água de uma superfície quente evapora e em seguida sobe resfriando o ar antes de recondensar, dando-se o aparecimento de vapor na subida; e osNevoeiros Frontais: acontece quando a água dos pingos de chuva esquenta e evapora, enquanto caem por uma massa de ar fria. A umidade recondensa no ar frio para formar um nevoeiro. Estas condições existem freqüentemente à frente de uma aproximação de frente. Quando o nevoeiro já não tocar o solo, passa a ser uma nuvem stratus. As nuvens stratus formam-se freqüentemente da dissipação de um nevoeiro.

12. 9.2 Processos Pseudoadiabáticos Úmidos • Estabilidade Atmosférica na presença de ar úmido; • Numa nuvem se o vapor d’água condensa, libera calor Latente, aumenta a instabilidade e o potencial da nuvem; • Uma parcela de ar subindo adiabaticamente seca, esfria na razão de -9,8K/Km, se ela condensar, o calor latente liberado compensa o resfriamento adiabático seco para +4k/Km.

13. 9.2 Processos Pseudoadiabáticos Úmidos • Processo: • Adiabático úmido: Calor Latente é absorvido por ar seco, vapor d’água e água líquida. • Pseudoadiabático: Calor Latente é absorvido por ar seco e vapor d’água. • Ascensão pseudoadiabática úmida ocorre no interior de uma nuvem se ela for formada quando: • O ar está supersaturado e condensa.

14. 9.2.1 Lapse Rate Pseudoadiabático • Consideramos que o calor latente é absorvido apenas pelo ar seco e vapor d’água; derivamos a equação do Lapse Rate Pseudoadiabático em termos da Temperatura virtual (Tv). • Numa ascensão pseudoadiabática. A Energia do Calor Latente por unidade de massa do ar (J/Kg) liberada durante a condensação é (9.1) Onde, Leé o calor latente de evaporação (J/Kg); v,s = εpv,s/pdé a razão de mistura da massa do vapor d’água à saturação sobre uma superfície líquida (Kg/Kg).

15. 9.2.1 Lapse Rate Pseudoadiabático • Combinando (9.1) com a Primeira Lei da Termodinâmica em termos da temperatura virtual produz (9.2) • Substituindo o Volume Específicoαa = 1/ρa = R´Tv/pa em (9.2) e rearranjando obtemos (9.3)

16. 9.2.1 Lapse Rate Pseudoadiabático • Diferenciando (9.3) com respeito à altitude, e combinando o resultado com a equação do equilíbrio hidrostático∂pa/ ∂z = - ρag e equação de estadopa = ρa R’Tv temos (9.4) Onde o subscrito wsignifica Pseudoadiabático • Quando ∂v,s/ ∂z = 0, (9.4) simplifica-se à equação para o lapse rate adiabático seco Γd = g/cp,d • Diferenciando a razão de misturav,s = εpv,s/pd com respeito à altitude, então substituindo a equação de Clausius Clapeyrondpv,s =Lepv,s dT/RvT2, onde dT =R’dTv/Rm = TdTv/Tv, v,s = εpv,s/pd, R’= εRv, e ∂pd/ ∂z = - pdg/R’T produz

17. 9.2.1 Lapse Rate Pseudoadiabático • Substituindo (9.5) e Γd = g/cp,dem (9.4) e rearranjando obtemos a Temperatura Virtual Pseudoadiabáticavariando com a altura como OndeΓwé o Lapse Rate Pseudoadiabático (K/Km). (9.5) (9.6)

18. 9.2.2 Critérios de Estabilidade • Lapse Rate Adiabático Seco(Γd): • Determina a estabilidade para uma parcela de ar insaturada. • Lapse Rate Pseudoadiabático(Γw): • Determina a estabilidade para uma parcela de ar saturada (ocorre condensação).

19. 9.2.2 Critérios de Estabilidade • Ar Saturado: • O perfil de temperatura virtual (Γv) é comparado com o perfil pseudoadiabático (Γw); • Γv = Γw ; • Os perfis de temperatura virtual 3 e 4 são estáveis (Γv <Γw) e 1 e 2 são instáveis (Γv >Γw). • Ar Insaturado: • O perfil de temperatura virtual (Γv) é comparado com o perfil adiabático seco (Γd) ; • Γv =Γd; • Os perfis de temperatura virtual 2, 3 e 4 são estáveis (Γv <Γd) e 1 é instável (Γv >Γd).

20. 9.2.2 Critérios de Estabilidade • Determinação da estabilidade em múltiplas camadas de ar: • Comparando a inclinação do perfil do lapse rate de temperatura virtual ambiente (Γv ) com a inclinação dos perfis de temperatura do lapse rate de pseudoadiabático (Γw )e seco (Γd); • Camada 1 está absolutamente instável (Γv > Γd) ; • Camada 2 está absolutamente estável (Γv < Γw) ; • Camada 3 está neutra e seca (Γv = Γd); • Camada 4 está Condicionalmente instável (Γd > Γv > Γw) ; • Camada 5 e 6 estão Neutras e úmidas (Γv = Γw) .

21. 9.2.2 Critérios de Estabilidade • Temperatura Potencial Equivalente(θp,e) • É a temperatura potencial que uma parcela de ar tem se todo vapor d’água for condensado e o calor latente liberado aquecer a parcela; • Suponha que uma parcela com θp = 298,15 K (25ºC) sobe adiabaticamente seca (Γd) para o LCL (Lifting condesation level) e então pseudoadiabaticamente (Γw) para 3 Km, onde perde vapor d’água; • Se a parcela descer adiabaticamente seca (Γd) para a superfície, a temperatura potencial final será θp,e = 306,15 K (33ºC).

22. 9.2.2 Critérios de Estabilidade • Ar inicialmente Saturado: (9.8) Onde T é a temperatura inicial atual da parcela saturada(K); v,s é a razão de mistura da massa do vapor d’água à saturação naquela temperatura (Kg/ Kg) • Ar inicialmente Insaturado: (9.9) Onde TLCL é a temperatura (K) da parcela se ela foi suspensa adiabaticamente para o LCL; v é a razão de mistura da massa do vapor d’água insaturada na parcela inicial

23. 9.2.2 Critérios de Estabilidade • Definição de uma variável que equivale a θp,e de (9.8) Conceitualmente é o valor de θp,e numa parcela saturada hipoteticamente à temperatura da parcela. A temperatura em (9.8) para o: • Ar Insaturado: • é a temperatura inicial do ambiente , sem TLCL • Ar Saturado: • É a temperatura da parcela saturada • Em termos de os critérios de estabilidade são :

24. 9.3 DESENVOLVIMENTO DE NUVENS POR CONVECÇÃO LIVRE Um nevoeiro ou uma nuvem se forma quando a temperatura das gotinhas no ar (vapor d’água) ficam abaixo da temperatura de ponto de orvalho. Figura 9.5

25. A ICT(Temperatura de Condensação Isentrópica) é mais formalmente definida como a temperatura virtual que a saturação ocorre quando o ar não-saturado se resfria adiabaticamente na constante razão de mistura de vapor d'água. A ICT(k) pode ser aproximada por: (9.11) em que é a pressão do ar à superfície (não necessariamente 1000mb), é a temperatura virtual à superfície (k); e supõe-se ser constante entre a superfície e o LCL(Nível de Condensação por Ascensão).

26. 9.4 ENTRANHAMENTO Entranhamento é uma mistura relativamente fria. O ar frio e seco, a partir do exterior, é forçado a entrar numa nuvem cujo ar é úmido e quente, causando evaporação e resfriamento nos lados da nuvem e forçando suas bordas se estenderem e subir lentamente. Figura 9.6 Um modelo simples dos efeitos do entranhamento em nuvens cumulus foi desenvolvido por Stommel (1947). O modelo admite que o entranhamento afeta as temperaturas da nuvem de duas maneiras:

27. Modelo de Stommel 1ª Maneira) Força as nuvens a gastar energia aquecendo o ar entranhado para a temperatura virtual da nuvem. Esta perda de energia (J) da nuvem é: 9.12 em que é a temperatura virtual da nuvem, é a temperatura virtual do ambiente, e é a massa do ar ambiente mais o vapor d'água entranhado na nuvem.

28. Modelo de Stommel 2ª Maneira) O entranhamento força as nuvens a gastar energia evaporando a água líquida para manter a saturação do ar seco entranhado. Esta perda de energia (J) é: 9.13 em que é a massa de saturação da razão de mistura do vapor d’água da nuvem , e é a razão de mistura de vapor d’água no exterior da nuvem. ( )

29. Modelo de Stommel A região de entranhamento também ganha energia do calor latente quando o vapor d'água subindo condensa. O ganho de energia (J) a partir do calor latente liberado é: 9.14 em que é a massa total do ar dentro de uma região de entranhamento da nuvem, que consiste do ar seco, vapor d'água, e água líquida.

30. Modelo de Stommel A soma das três fontes de energia são: Fazendo (9.12) - (9.13) teremosno interior da equação o total de energia transformada na região de entranhamento de uma nuvem: 9.15 A Eq. da Termodinâmica pode ser escrita como: 9.16

31. Modelo de Stommel Fazendo (9.15) - (9.16) temos: 9.17 Dividindo (9.17) por e substituindo resulta em: 9.18 Diferenciando (9.18) com respeito a altura e então substituindo e teremos a temperatura virtual mudando de acordo com a altitude no entranhamento da nuvem como:

32. Modelo de Stommel 9.19 Quando não ocorre o entranhamento ( ), (9.19) pode ser simplificada, e por meio de outras equações torna-se: 9.20 que é a alteração na temperatura virtual potencial de acordo com a altitude na região de entranhamento de uma nuvem. Multiplicando (9.20) por e dividindo por temos:

33. Modelo de Stommel 9.21 que é a taxa de tempo da alteração da temperatura virtual potencial na nuvem em que é a taxa de entranhamento do ar exterior para dentro da nuvem. Adicionando alguns termos remanescentes a (9.21) teremos a equação da energia termodinâmica na nuvem como: 9.22

34. 9.5 Equação de Impulso Vertical em uma Nuvem Em uma nuvem, velocidades verticais são afetadas por aceleração local, gravidade, gradientes de pressão, e turbulência. De (4.74), a equação de impulso vertical em Altitude-Cartesiana fica: Adicionando a equação hidrostática a equação (9.25), teremos: Onde: → são as divergências pressão e densidade de nuvens e pressão e densidade de ambiente, respectivamente.

35. O fator de flutuabilidade está definido como: → temperatura virtual Onde: → temperatura virtual potencial → densidade

36. Temperatura potencial virtual pode substituir temperatura virtual potencial dentro de (9.27), mas a diferença é pequena. Se uma parcela contém água líquida, como faz acima do nível de condensação, acrescenta-se uma força descendente a parcela. Condensado o ar circunvizinho também acrescenta uma força descendente ao ar circunvizinho. O fator de flutuabilidade pode ser ajustado como: Onde: é o numero que mistura razão de água líquida na parcela e ar ambiente, respectivamente (quilogramas por quilograma de ar seco).

37. Substituindo (9.28) em (9.26) temos a equação de impulso vertical como: Reescrevendo o termo gradiente de pressão a partir de (2.34), (4.48) e (5.38) Substituindo (9.30) em (9.29) para nuvem e ar ambiente temos a equação de impulso vertical em uma nuvem como:

38. Simplificando (9.31), se a perturbação de pressão e o termo de difusão de remoinho são ignorados então, (9.31) torna-se: Onde: w = dz∕dt Rearranjando (9.32) temos wdw = gBdz Integrando esta equação de uma altura de referência za , onde a velocidade vertical é wa ,para altura z temos uma expressão simplificada para a velocidade vertical em uma nuvem: Rearranjando (9.32) temos .

39. Nesta expressão, a velocidade vertical é a integral da flutuabilidade entre a base da nuvem e a altitude de interesse. (9.33) pode ser modificado para dar uma expressão para a energia potencial disponível convectiva (CAPE) que descreve o potencial de crescimento de uma nuvem. O CAPE determina a estabilidade flutuante da atmosfera e correlata positivamente com crescimento de e produção de chuva em nuvens cúmulo 9.6 Energia Potencial Disponível Convectiva

40. Onde: ZLFC→ é o nível de transmissão grátis (LFC); ZLNB → é o nível de flutuabilidade neutro (LNB);ӨV → é a temperatura virtual potencial de um parcela ascendente de ar;→ é a temperatura virtual potencial do ambiente. LFC é a altitude à qual uma parcela de ar subindo fica mais quente que o primeiro ambiente, pode estar abaixo ou sobre o LCL. LNB é a altitude perto do topo de nuvem a qual ambiente e temperaturas de nuvem igualam.

41. Exemplo : Calcule CAPE e w para uma nuvem cumulonimbus a 10-km em cima do oceano e em cima da terra, se em cima do oceano, e em cima de terra, e a média na temperatura virtual ambiente entre O e 10 km é Өv = 288 K em ambos os casos. Solução: De (9.34), CAPE ≈ 511m2 s-2 para o caso do oceano CAPE ≈ 2725 m2 s-2 para o caso de terra. Se wL é ignorado, de (9.33) temos: w = 32 m s-1 para o caso do oceano w = 74 m s-1 para o caso de terra. Estes valores são mais alto que o máximo observado em cima do oceano e da terra, o qual seria w = 10 m s-1 e w = 50 m s-1 respectivamente.

42. 9.7 PARAMETRIZAÇÃO DE CUMULOS • Movimentos verticais de nuvem variam em cima de escalas horizontais de dez a centenas de metros. Quando a resolução horizontal de um modelo é menor que isto, a equação de impulso vertical pode ser usada para reproduzir estrutura de nuvem. • A equação de impulso vertical também pode ser usada para reproduzir muito da estrutura mas não os detalhes de um sistema de convecção de rajada para resolução da grade de até 4 km. • Foram desenvolvidas técnicas para estimar os efeitos de nuvens cúmulo através do modelo de escala de subgrade. Estas técnicas são chamadas parametrização de cúmulos e requerem variáveis de contribuição do ambiente da escala modelo. • Estas variáveis são velocidades do vento horizontais e verticais, temperaturas potenciais, e água total que misturam relações

43. Parametrização de cúmulo usam estas variáveis para ajustar temperatura potencial, água total, e campos de impulso e predizer taxas de precipitação. Os efeitos de uma parametrização de cúmulo no ambiente da escala modelo são apenas para efeitos de avaliação. • Em ajustamentos convectivos úmidos a escala modelo de temperatura vertical é ajustado a um perfil crítico, estável quando a umidade relativa excede um valor especifico e o perfil de temperatura é instável com respeito ao ar úmido. Durante o ajuste, o perfil de temperatura é ajustado à taxa de pseudoadiabática, a umidade relativa e vapor de água inalterado, a parte condensada precipita, e a entalpia úmida total é conservada.

44. CONCLUSÃO • Nuvens formam-se através de convecção livre, convecção forçada, orografia e erguendo ao longo de limites fronteiriços. • Névoas formam radiação esfriando, advecção de ar úmido morno em cima de uma superfície fresca, orografia e evaporação de água morna em ar frio. • Quando o ar subir em uma nuvem, se expande e esfria pseudo-adiabaticamente.

45. Condensação acrescenta energia e flutuabilidade à nuvem, e o entranhamento de causas de ar externo que esfriam às extremidades, aumentando a dissipação na nuvem. • A equação de energia termodinâmica para uma nuvem leva em conta a convecção, liberação de calor, entranhamento e os efeitos de radiação. • Em nuvem, a equação hidrostática não é válida; assim, uma equação de impulso vertical com um termo de aceleração inercial é usado.

46. FIM