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
9.1 – Tipos de Nuvem e de Nevoeiro e o
Mecanismo de Formação
►
Nuvem é um conjunto visível de gotículas de água líquida
►
As
►
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.
ou de gelo, ou ambas ao mesmo tempo, em suspensão na
atmosfera.
nuvens
são um tipo de hidrometeoro. Um
Hidrometeoro é um conjunto de partículas de água
líquida ou sólida em suspensão no ar ou em queda livre na
atmosfera.
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.
Altitude das camadas
Camadas
Regiões Polares
Regiões
Temperadas
Regiões Tropicais
Superior
3 a 8 Km
5 a 13 Km
6 a 18 Km
Média
2 a 4 Km
2 a 7 Km
2 a 8 Km
Inferior
até 2 Km
até 2 Km
até 2 Km
9.1.1 – Classificação das Nuvens
Tipos de Nuvens
►
►
►
►
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
►
►
►
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, nãofibrosas (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
►
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
►
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.
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.
►
9.1.2 – 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.
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.
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 os Nevoeiros 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.
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.
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.
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, Le é o calor latente de evaporação (J/Kg);
v,s = εpv,s/pd é a razão de mistura da massa do vapor
saturação sobre uma superfície líquida (Kg/Kg).
d’água à
9.2.1 Lapse Rate Pseudoadiabático
► Combinando
(9.1) com a Primeira Lei da
Termodinâmica em termos da temperatura virtual
produz
(9.2)
o Volume Específico αa = 1/ρa =
R´Tv/pa em (9.2) e rearranjando obtemos
► Substituindo
(9.3)
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 estado pa = ρa R’Tv temos
(9.4)
Onde o subscrito w significa 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
Clapeyron dpv,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
9.2.1 Lapse Rate Pseudoadiabático
(9.5)
► Substituindo
(9.5) e Γd = g/cp,d em (9.4) e rearranjando
obtemos
a
Temperatura
Virtual
Pseudoadiabática variando com a altura como
(9.6)
Onde Γw é o Lapse Rate Pseudoadiabático (K/Km).
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).
9.2.2 Critérios de Estabilidade
► Ar Saturado:
 O perfil de temperatura virtual
(Γv) é comparado com o perfil
pseudoadiabático (Γw);
 Γ v = 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).
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) .
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).
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
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 :
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.
pv
wv  
pd
  0.622
Figura 9.5
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:
Tv , L
  p  T 1/ k 
4880.357  29.66 ln  v a ,0  v , L  
   Tv ,0  



  p  T 1/ k 
19.48  ln  v a , 0  v , L  
   Tv , 0  


(9.11)
em que pa,0 é a pressão do ar à superfície (não
necessariamente 1000mb), Tv , 0 é a temperatura virtual à
superfície (k); e v supõe-se ser constante entre a
superfície e o LCL(Nível de Condensação por Ascensão).
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:
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:
^
dQ  c p ,d (Tv  T v )dM c
*
1
9.12
^
em que Tv é a temperatura virtual da nuvem,T v é a
temperatura virtual do ambiente, e dMc é a massa do ar
ambiente mais o vapor d'água entranhado na nuvem.
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:
^
dQ   Le (v,s   v )dM c
*
2
9.13
em que v, s é a massa de saturação da razão de mistura
^
1
do vapor d’água da nuvem (kgkg ) , e  v é a razão de
mistura de vapor d’água no exterior da nuvem.
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:
dQ3*  M c Le dv,s
9.14
em que M c 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.
Modelo de Stommel
A soma das três fontes de energia são:
dQ*  dQ1*  dQ2*  dQ3*
Fazendo (9.12) - (9.13) teremos no interior da equação
o total de energia transformada na região de
entranhamento de uma nuvem:
^
^
dQ  c p,d (Tv  T v )dM c  Le (v,s   v )dM c  M c Lev,s dv,s
*
9.15
A Eq. da Termodinâmica pode ser escrita como:
dQ*  M c (c p,d dTv   a dpa )
9.16
Modelo de Stommel
Fazendo (9.15) - (9.16) temos:
^
^
c p ,d dTv   a dpa  [c p,d (Tv  T v )  Le (v,s   v )]
dM c
 Le dv,s
Mc
9.17
Dividindo (9.17) por c p,d Tv e substituindo  a  R'Tv / pa
resulta em:
^


L
(



'
)
Le d v , s
dTv
dp
T

T
R'
v
e
v,s
v  dM c
a

  v


 Tv
 Mc
Tv
c p ,d p a
c p ,d Tv
c p ,d Tv


9.18
Diferenciando (9.18) com respeito a altura e então
substituindo
teremos a
pa z   a g e pa   a R' Tv
temperatura virtual mudando de acordo com a altitude
no entranhamento da nuvem como:
Modelo de Stommel
^

Tv
g
 L

  Tv  T v   e
z
c p ,d 
 c p ,d
^
Le  v , s

 1 M c




v 
 v,s
c p ,d z

 M c z
9.19
Quando não ocorre o entranhamento ( dM c  0 ), (9.19)
pode ser simplificada, e por meio de outras equações
torna-se:
^
^
 v
 v 
 Le 
 1 M c  v Le  v , s
    Tv  T v  

  v , s   v 
z
Tv 
Tv c p ,d dz
 c p ,d 
 M c z
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 dz e dividindo por dt temos:
Modelo de Stommel
^
^
 v
 v 
 v Le d v , s
 Le 

    Tv  T v  
  v , s   v  E 
t
Tv 
c p ,d Tv dt
 c p ,d 

9.21
que é a taxa de tempo da alteração da temperatura virtual
potencial na nuvem em que E  1/ M c dMc / dt 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:
^
^
 v
 v 
1
 Le 

    Tv  T v  
(   a K h ) v
  v , s   v  E 
t
Tv 
a
 c p ,d 

dv , s
dv , I dQsólar dQir 

d L
  Le


 Lm
 Ls


c p ,d Tv 
dt
dt
dt
dt
dt 
v
9.22
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.
O fator de flutuabilidade está definido como:
Onde:
→ temperatura virtual
→ temperatura virtual potencial
→ densidade
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).
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:
Simplificando (9.31), se a perturbação de pressão e o termo de
difusão de remoinho são ignorados então, (9.31) torna-se:
Rearranjando (9.32) temos
.
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:
Nesta expressão, a velocidade vertical é a integral
da flutuabilidade entre a base da nuvem e a altitude de
interesse.
9.6 Energia Potencial Disponível Convectiva
(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
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.
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.
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.
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Estas variáveis são velocidades do vento horizontais e verticais,
temperaturas potenciais, e água total que misturam relações
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.
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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.
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CONCLUSÃO
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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.
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Quando o ar subir em uma nuvem, se expande e esfria
pseudo-adiabaticamente.
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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.
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Em nuvem, a equação hidrostática não é válida; assim, uma
equação de impulso vertical com um termo de aceleração
inercial é usado.
FIM