Professor: Enilson Palmeira Cavalcanti Disciplina: Modelagem Numérica da Atmosférica Tema do Seminário: Parametrização de Turbulência Equipe: Ednaldo Araújo Mendonça Emerson Ricardo R.
Download ReportTranscript Professor: Enilson Palmeira Cavalcanti Disciplina: Modelagem Numérica da Atmosférica Tema do Seminário: Parametrização de Turbulência Equipe: Ednaldo Araújo Mendonça Emerson Ricardo R.
Slide 1
Professor: Enilson Palmeira Cavalcanti
Disciplina: Modelagem Numérica da Atmosférica
Tema do Seminário: Parametrização de Turbulência
Equipe:
Ednaldo Araújo Mendonça
Emerson Ricardo R. Pereira
Gabriel Moisés de Sousa Filho
Taciana Lima Araújo
Slide 2
Conceitos:
Camadas atmosféricas
Acima de
Exosfera
200 km
Termosfera 80 a 200 km
Mesosfera
50 a 80 km
Estratosfera 12 a 50 km
Troposfera
0 a 12 km
Slide 3
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
éa aaltura
regiãovaria
da atmosfera
de centenas
situada
de mais
metros
próxima
a poucos
à terra,
quilômetros,
onde as
partículas
dependendosuspensas
das modificações
e gasesocorridas
são dispersos
na superfície
pelo vento
terrestre,
médio
dos
(responsável
níveis de insolação
pelo transporte
diários, da global)
hora do edia,
pela
etc.turbulência (responsável
pela difusão).
pode
ser classificada
como:
é a única
camada que
é influenciada pela presença da superfície
terrestre, como exemplos:
Estável
O arraste
Neutra
A evaporação
e transpiração
Dependendo no caso da taxa
de variação da temperatura
potencial ao longo da sua
altura.
A transferência de calor
Instável
As modificações do escoamento induzidas pelo terreno
A emissão de poluentes, etc.
Slide 4
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
Camada Limite Estável
(CLE)
Convectiva
(CLC) “Instável”
Neutra
(CLN)
resfriamento
dasuperfície
superfície
da do
terra
situação
durantenoturno
o período
de transição
dia para a noite
esta
é gerada
pelo ocorre
aquecimento
diurno
da
terrestre
aalcançando
uma altura
de 100 a 300m
3000m
a partir
do solo
taxa de variação
da temperatura
potencial
nula
taxa de
de variação
variação
da
temperatura
potencial
positiva, ou seja, a
a atmosfera
taxa
temperatura
potencial
éé negativa,
não inibeda
nem
intensifica a
turbulência
temperatura potencial aumenta
comaaaltura
altura
diminui com
reduzida
a turbulência é intensificada
Slide 5
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
Atmosfera Livre
Camada de
Mistura
Convectiva
O ar residual permanece acima
Camada
de
Mistura
Residual Estável
Meio dia
Pôr do Sol
Meia noite
Amanhecer
Meio dia
Slide 6
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
Em D:
As massas de ar abaixo da atmosfera
livre pertencem à camada limite
planetária. Algumas alterações ocorrem
durante o dia (da esquerda para a direita)
Entre 12 e 18 h:
O ar é misturado (azul claro)
Em A:
Depois do pôr-do-sol forma-se uma camada estável noturna
Em B:
O ar residual permanece acima
Abaixo do pontilhado:
O ar da camada de superfície não pode ir com facilidade para cima para altitudes
mais elevadas durante a noite. Não possui energia para efetuar esse movimento.
Essa energia volta com o nascer-do-sol. O solo aquece, o ar começa a sua
ascensão (seta vermelha)
A camada proveniente da noite quebra-se. Uma zona de mistura cresce a partir do
solo até ao topo da camada limite (azul escuro) e deixa o ar bem misturado
durante o dia (C).
Slide 7
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
A CLP é dividida em diferentes camadas e apresenta diferentes regimes de
turbulência:
Subcamada inercial - onde predomina difusão molecular, com espessura da ordem
de 1 mm.
Camada limite superficial (CLS) - onde predominam as forças inerciais sobre as
viscosas, com espessura da ordem de dezenas de metros, onde existem gradientes
verticais intensos das variáveis atmosféricas energia , umidade e momento.
Camada de mistura CM - camada que se estende desde o topo da CLS até o topo da
CLP (zona de transição) onde os gradientes verticais são muito pequenos devido ao
efeito mais intenso da convecção térmica diurna (período de sol e aquecimento da
superfície abaixo).
Slide 8
Forças que promovem a turbulência:
Gravitacional
Centrífuga
Coriolis
Gradiente de
Pressão
Fricção
Força de atração exercida pela Terra sobre um corpo
de massa m sobre a superfície. Orientada p/ o centro
da Terra.
Surge exclusivamente devido a rotação da Terra, para
equilibrar o sistema.
Ocorre quando um corpo se movimenta em relação a
um referencial não inercial (Terra em rotação).
Existe devido a diferença de pressão. Orientada das
altas pressões paras as baixas pressões (contrário do
gradiente)
Devido a “rugosidade” da Terra. Atua no sentido de
frear os movimentos atmosféricos próximo a superfíie
da Terra.
Slide 9
Algumas variáveis atmosféricas que promovem a turbulência:
Energia
A troca de energia entre a superfície
(Terra e Mar) e a atmosfera promove o
processo convectivo.
Slide 10
Algumas variáveis atmosféricas que promovem a turbulência:
Umidade
A umidade do ar é agente
importante no deslocamento de
massas de ar.
Slide 11
Algumas variáveis atmosféricas que promovem a turbulência:
Momentum
Taxa
de
variação
do
"momentum" (quantidade de
movimento) de um sistema é
igual à soma de todas as forças
que nele atuam
Conservação de momentum
dV
dt
1
*
2 x V p g Fr
Aceleração
do
movimento
Gravidade
Coriolis
Gradiente
Pressão
Fricção
Slide 12
O conhecimento detalhado dos fluxos turbulentos é de interesse tanto
da Mecânica dos fluidos quanto da Meteorologia, pois a maioria dos
escoamentos encontrados na natureza são turbulentos. Mas, ainda hoje,
definir turbulência é difícil.
A Energia Cinética Turbulenta (ECT) é difusiva, sendo responsável pelo
transporte de propriedades como massa, momentum e calor,
desempenhando um papel fundamental na transferência de calor e
umidade, na evaporação, na interação térmica e dinâmica entre a
atmosfera e a superfície, bem como na dispersão de poluentes.
Então o uso da Parametrização de Turbulência é de suma importância
para a Meteorologia.
Slide 13
Camada Limite Turbulenta
•Uma parte da atmosfera, no qual o campo de escoamento é
fortemente e diretamente influenciado pela interação com a
superfície da terra;
•Isso ocasiona Vórtices Turbulentos ou movimentos
Turbulentos (na ordem de 10³m e escala de comprimento
mínimo é de 10-3m), com variações espaciais e temporais;
•Movimentos induzidos pelo cizalhamentos, juntos com os
vórtices convectivos causados pelo aquecimento da
superfície, sendo efetivo na transferência de momentum para a
superfície e transferencia de calor( latente e sensível);
•O cizalhamento vertical é muito intenso e a difusão molecular
é comparável com outros termos da equação do momentum.
Slide 14
Sistema de Equações
Equação do Momentum
DV
fkxV
Dt
DV
-Variação total do vento
Dt
fkxV
- Termo de Coriolís
-Gradiente Geopotêncial
Slide 15
•
Turbulência Atmosférica
•
Movimentos irregulares e abruptos na atmosfera, causados pelo deslocamento
de pequenos redemoinhos na corrente de ar. A turbulência atmosférica é
causada por flutuações aleatórias no fluxo do vento;
•
Pode ser causada por correntes térmicas ou convectivas, diferenças no relevo,
variação na velocidade do vento ao longo de uma zona frontal, ou alterações
na temperatura e pressão;
•
O escoamento turbulento contem movimentos irregulares quase ao acaso
cobrindo o espectro continuo em escala espacial e temporais;
•
Turbilhões causam as parcelas de ar que, estão próximas, desvios isolados e
assim, misturam propriedades como momento e temperatura potencial através
da camada limite;
Slide 16
• Aproximação Boussinesq
• é uma simplificação das equações que governa escoamento
atmosférico ou oceânico baseada na suposição de que a variação
da densidade não é importante para a dinâmica exceto quando a
densidade está associada com a gravidade. Isto é, a densidade é
considerada constante em todos os termos das equações
governantes exceto no termo de flutuabilidade (“buoyancy”) das
parcelas do fluido.
• Então: a equação da continuidade, sujeita à aproximação de
BOUSSINESQ é:
u
x
v
y
w
z
0
(Divergência e Continuidade de massa)
Slide 17
•Camada de Ekman•
é a camada com aproximadamente 2 km próximo a superfície, na
qual os efeitos do atrito, as forças de Coriolis e gradiente de
pressão interagem para produzir um hodógrafo de ventos que
giram no sentido anti-horário com a altura no Hemisfério Sul
(http://www.cptec.inpe.br)
O vento na superfície é nulo e o vento no topo da camada é
geostrófico (aproximadamente). O transporte líquido do fluido
nesta camada é para regiões de baixa pressão.
Slide 18
•Vários modelos foram criados para descrever o transporte turbulento
na atmosfera, entre eles a Teoria do Transporte de Gradiente, ou Teoria
K.
•A teoria do Transporte de Gradiente, ou Teoria K, tem como base a
equação de
difusão-advecção para descrever o campo de
concentração média de contaminantes, onde os fluxos turbulentos são
assumidos como proporcionais ao gradiente médio c, e pode ser
escrita como (Tirabassi, 1997):
Slide 19
•Onde c é a componente média da concentração, w’c’ é o fluxo
turbulento de um contaminante passivo na direção vertical, u, v , w
são as componentes do vento médio nas direções x, y e z e Kx, Ky
e Kz são coeficientes de difusão longitudinal, lateral e vertical
respectivamente;
•A vantagem do modelo K é que condições reais, com variação
tridimensional dos campos do vento e difusividade, podem ser
simuladas e que simplificações podem ser realizadas, desprezando
um ou mais termos;
•A teoria K é válida para pequenas variações da concentração ao
longo da distância, não descrevendo com precisão o
comportamento de uma pluma perto da fonte quando os gradientes
são grandes.
Slide 20
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
CONFIGURAÇÃO
* VERSÃO: 5.02 (BRAMS)
* TEMPO DA INTEGRAÇÃO: 36 horas
* DIA: 24 DE MARÇO DE 2004
* INÍCIO DA INTEGRAÇÃO: 00 UTC
* RESOLUÇÃO DA GRADE:
COORDENADAS X e Y → 40 km
COORDENADA Z → 20 km
* PARAMETRIZAÇÕES:
RADIAÇÃO
→ CHEN & COTTON
CONVECÇÃO → KUO
TURBULENTA → ESQUEMA SMAGORINSKY
ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 21
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO (Esquemas)
* SMAGORINSKY
Fechamento baseado em deformação anisotrópica. Este
baseia-se na hipótese do equilíbrio local para as pequenas
escalas, ou seja, que a produção de tensões turbulentas submalha seja igual à dissipação.
* MELLOR-YAMADA
Desenvolveram uma hierarquia de modelos de fecho de
turbulência.
* O fecho de 1° ordem – utiliza-se da teoria K
* O fecho de 2° ordem – utiliza-se da teoria K e da equação
da energia cinética turbulenta.
Slide 22
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* DOMÍNIO
Slide 23
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
Slide 24
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
Evolução temporal ao longo de 7 S
Slide 25
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
Slide 26
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
Slide 27
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
Slide 28
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
* ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 29
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
* ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 30
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
* ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 31
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* DIFERENÇA DE ALTURA DA CLP ENTRE OS ESQUEMAS.
Slide 32
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
Análise do perfil vertical
Slide 33
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
RAZÃO DE MISTURA PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 34
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
DIFERENÇA ENTRE A RAZÃO DE
MISTURA PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 35
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
TEMPERATURA POTENCIAL PARA 3
PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 36
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
DIFERENÇA ENTRE A TEMPERATURA
POTENCIAL PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 37
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
TEMP. POTENCIAL PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
SM, 12 LT
MY, 12 LT
SM, 16 LT
MY, 16 LT
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(a)
(b)
(c)
Slide 38
CONCLUSÕES
1) O modelo é sensível
turbulência;
ao
esquema de parametrização
de
2) O esquema Mellor-Yamada tende a produzir uma CLP mais alta
sobre o continente;
3) Sobre o oceano, é o esquema de Smagorinsky que tende a
produzir CLP ligeiramente mais elevada;
4) Correspondentemente, a temperatura potencial na CLP tende a ser
maior com o esquema Mellor-Yamada;
5) O esquema de Smagorinsky tende a produzir uma CLP mais seca,
nas proximidades da superfície.
Slide 39
FIM
Professor: Enilson Palmeira Cavalcanti
Disciplina: Modelagem Numérica da Atmosférica
Tema do Seminário: Parametrização de Turbulência
Equipe:
Ednaldo Araújo Mendonça
Emerson Ricardo R. Pereira
Gabriel Moisés de Sousa Filho
Taciana Lima Araújo
Slide 2
Conceitos:
Camadas atmosféricas
Acima de
Exosfera
200 km
Termosfera 80 a 200 km
Mesosfera
50 a 80 km
Estratosfera 12 a 50 km
Troposfera
0 a 12 km
Slide 3
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
éa aaltura
regiãovaria
da atmosfera
de centenas
situada
de mais
metros
próxima
a poucos
à terra,
quilômetros,
onde as
partículas
dependendosuspensas
das modificações
e gasesocorridas
são dispersos
na superfície
pelo vento
terrestre,
médio
dos
(responsável
níveis de insolação
pelo transporte
diários, da global)
hora do edia,
pela
etc.turbulência (responsável
pela difusão).
pode
ser classificada
como:
é a única
camada que
é influenciada pela presença da superfície
terrestre, como exemplos:
Estável
O arraste
Neutra
A evaporação
e transpiração
Dependendo no caso da taxa
de variação da temperatura
potencial ao longo da sua
altura.
A transferência de calor
Instável
As modificações do escoamento induzidas pelo terreno
A emissão de poluentes, etc.
Slide 4
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
Camada Limite Estável
(CLE)
Convectiva
(CLC) “Instável”
Neutra
(CLN)
resfriamento
dasuperfície
superfície
da do
terra
situação
durantenoturno
o período
de transição
dia para a noite
esta
é gerada
pelo ocorre
aquecimento
diurno
da
terrestre
aalcançando
uma altura
de 100 a 300m
3000m
a partir
do solo
taxa de variação
da temperatura
potencial
nula
taxa de
de variação
variação
da
temperatura
potencial
positiva, ou seja, a
a atmosfera
taxa
temperatura
potencial
éé negativa,
não inibeda
nem
intensifica a
turbulência
temperatura potencial aumenta
comaaaltura
altura
diminui com
reduzida
a turbulência é intensificada
Slide 5
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
Atmosfera Livre
Camada de
Mistura
Convectiva
O ar residual permanece acima
Camada
de
Mistura
Residual Estável
Meio dia
Pôr do Sol
Meia noite
Amanhecer
Meio dia
Slide 6
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
Em D:
As massas de ar abaixo da atmosfera
livre pertencem à camada limite
planetária. Algumas alterações ocorrem
durante o dia (da esquerda para a direita)
Entre 12 e 18 h:
O ar é misturado (azul claro)
Em A:
Depois do pôr-do-sol forma-se uma camada estável noturna
Em B:
O ar residual permanece acima
Abaixo do pontilhado:
O ar da camada de superfície não pode ir com facilidade para cima para altitudes
mais elevadas durante a noite. Não possui energia para efetuar esse movimento.
Essa energia volta com o nascer-do-sol. O solo aquece, o ar começa a sua
ascensão (seta vermelha)
A camada proveniente da noite quebra-se. Uma zona de mistura cresce a partir do
solo até ao topo da camada limite (azul escuro) e deixa o ar bem misturado
durante o dia (C).
Slide 7
Conceitos:
Camada Limite Planetária (CLP)
A CLP é dividida em diferentes camadas e apresenta diferentes regimes de
turbulência:
Subcamada inercial - onde predomina difusão molecular, com espessura da ordem
de 1 mm.
Camada limite superficial (CLS) - onde predominam as forças inerciais sobre as
viscosas, com espessura da ordem de dezenas de metros, onde existem gradientes
verticais intensos das variáveis atmosféricas energia , umidade e momento.
Camada de mistura CM - camada que se estende desde o topo da CLS até o topo da
CLP (zona de transição) onde os gradientes verticais são muito pequenos devido ao
efeito mais intenso da convecção térmica diurna (período de sol e aquecimento da
superfície abaixo).
Slide 8
Forças que promovem a turbulência:
Gravitacional
Centrífuga
Coriolis
Gradiente de
Pressão
Fricção
Força de atração exercida pela Terra sobre um corpo
de massa m sobre a superfície. Orientada p/ o centro
da Terra.
Surge exclusivamente devido a rotação da Terra, para
equilibrar o sistema.
Ocorre quando um corpo se movimenta em relação a
um referencial não inercial (Terra em rotação).
Existe devido a diferença de pressão. Orientada das
altas pressões paras as baixas pressões (contrário do
gradiente)
Devido a “rugosidade” da Terra. Atua no sentido de
frear os movimentos atmosféricos próximo a superfíie
da Terra.
Slide 9
Algumas variáveis atmosféricas que promovem a turbulência:
Energia
A troca de energia entre a superfície
(Terra e Mar) e a atmosfera promove o
processo convectivo.
Slide 10
Algumas variáveis atmosféricas que promovem a turbulência:
Umidade
A umidade do ar é agente
importante no deslocamento de
massas de ar.
Slide 11
Algumas variáveis atmosféricas que promovem a turbulência:
Momentum
Taxa
de
variação
do
"momentum" (quantidade de
movimento) de um sistema é
igual à soma de todas as forças
que nele atuam
Conservação de momentum
dV
dt
1
*
2 x V p g Fr
Aceleração
do
movimento
Gravidade
Coriolis
Gradiente
Pressão
Fricção
Slide 12
O conhecimento detalhado dos fluxos turbulentos é de interesse tanto
da Mecânica dos fluidos quanto da Meteorologia, pois a maioria dos
escoamentos encontrados na natureza são turbulentos. Mas, ainda hoje,
definir turbulência é difícil.
A Energia Cinética Turbulenta (ECT) é difusiva, sendo responsável pelo
transporte de propriedades como massa, momentum e calor,
desempenhando um papel fundamental na transferência de calor e
umidade, na evaporação, na interação térmica e dinâmica entre a
atmosfera e a superfície, bem como na dispersão de poluentes.
Então o uso da Parametrização de Turbulência é de suma importância
para a Meteorologia.
Slide 13
Camada Limite Turbulenta
•Uma parte da atmosfera, no qual o campo de escoamento é
fortemente e diretamente influenciado pela interação com a
superfície da terra;
•Isso ocasiona Vórtices Turbulentos ou movimentos
Turbulentos (na ordem de 10³m e escala de comprimento
mínimo é de 10-3m), com variações espaciais e temporais;
•Movimentos induzidos pelo cizalhamentos, juntos com os
vórtices convectivos causados pelo aquecimento da
superfície, sendo efetivo na transferência de momentum para a
superfície e transferencia de calor( latente e sensível);
•O cizalhamento vertical é muito intenso e a difusão molecular
é comparável com outros termos da equação do momentum.
Slide 14
Sistema de Equações
Equação do Momentum
DV
fkxV
Dt
DV
-Variação total do vento
Dt
fkxV
- Termo de Coriolís
-Gradiente Geopotêncial
Slide 15
•
Turbulência Atmosférica
•
Movimentos irregulares e abruptos na atmosfera, causados pelo deslocamento
de pequenos redemoinhos na corrente de ar. A turbulência atmosférica é
causada por flutuações aleatórias no fluxo do vento;
•
Pode ser causada por correntes térmicas ou convectivas, diferenças no relevo,
variação na velocidade do vento ao longo de uma zona frontal, ou alterações
na temperatura e pressão;
•
O escoamento turbulento contem movimentos irregulares quase ao acaso
cobrindo o espectro continuo em escala espacial e temporais;
•
Turbilhões causam as parcelas de ar que, estão próximas, desvios isolados e
assim, misturam propriedades como momento e temperatura potencial através
da camada limite;
Slide 16
• Aproximação Boussinesq
• é uma simplificação das equações que governa escoamento
atmosférico ou oceânico baseada na suposição de que a variação
da densidade não é importante para a dinâmica exceto quando a
densidade está associada com a gravidade. Isto é, a densidade é
considerada constante em todos os termos das equações
governantes exceto no termo de flutuabilidade (“buoyancy”) das
parcelas do fluido.
• Então: a equação da continuidade, sujeita à aproximação de
BOUSSINESQ é:
u
x
v
y
w
z
0
(Divergência e Continuidade de massa)
Slide 17
•Camada de Ekman•
é a camada com aproximadamente 2 km próximo a superfície, na
qual os efeitos do atrito, as forças de Coriolis e gradiente de
pressão interagem para produzir um hodógrafo de ventos que
giram no sentido anti-horário com a altura no Hemisfério Sul
(http://www.cptec.inpe.br)
O vento na superfície é nulo e o vento no topo da camada é
geostrófico (aproximadamente). O transporte líquido do fluido
nesta camada é para regiões de baixa pressão.
Slide 18
•Vários modelos foram criados para descrever o transporte turbulento
na atmosfera, entre eles a Teoria do Transporte de Gradiente, ou Teoria
K.
•A teoria do Transporte de Gradiente, ou Teoria K, tem como base a
equação de
difusão-advecção para descrever o campo de
concentração média de contaminantes, onde os fluxos turbulentos são
assumidos como proporcionais ao gradiente médio c, e pode ser
escrita como (Tirabassi, 1997):
Slide 19
•Onde c é a componente média da concentração, w’c’ é o fluxo
turbulento de um contaminante passivo na direção vertical, u, v , w
são as componentes do vento médio nas direções x, y e z e Kx, Ky
e Kz são coeficientes de difusão longitudinal, lateral e vertical
respectivamente;
•A vantagem do modelo K é que condições reais, com variação
tridimensional dos campos do vento e difusividade, podem ser
simuladas e que simplificações podem ser realizadas, desprezando
um ou mais termos;
•A teoria K é válida para pequenas variações da concentração ao
longo da distância, não descrevendo com precisão o
comportamento de uma pluma perto da fonte quando os gradientes
são grandes.
Slide 20
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
CONFIGURAÇÃO
* VERSÃO: 5.02 (BRAMS)
* TEMPO DA INTEGRAÇÃO: 36 horas
* DIA: 24 DE MARÇO DE 2004
* INÍCIO DA INTEGRAÇÃO: 00 UTC
* RESOLUÇÃO DA GRADE:
COORDENADAS X e Y → 40 km
COORDENADA Z → 20 km
* PARAMETRIZAÇÕES:
RADIAÇÃO
→ CHEN & COTTON
CONVECÇÃO → KUO
TURBULENTA → ESQUEMA SMAGORINSKY
ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 21
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO (Esquemas)
* SMAGORINSKY
Fechamento baseado em deformação anisotrópica. Este
baseia-se na hipótese do equilíbrio local para as pequenas
escalas, ou seja, que a produção de tensões turbulentas submalha seja igual à dissipação.
* MELLOR-YAMADA
Desenvolveram uma hierarquia de modelos de fecho de
turbulência.
* O fecho de 1° ordem – utiliza-se da teoria K
* O fecho de 2° ordem – utiliza-se da teoria K e da equação
da energia cinética turbulenta.
Slide 22
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* DOMÍNIO
Slide 23
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
Slide 24
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
Evolução temporal ao longo de 7 S
Slide 25
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
Slide 26
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
Slide 27
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
Slide 28
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
* ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 29
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
* ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 30
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* ESQUEMA SMAGORINSKY
* ESQUEMA MELLOR-YAMADA
Slide 31
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
* DIFERENÇA DE ALTURA DA CLP ENTRE OS ESQUEMAS.
Slide 32
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
Análise do perfil vertical
Slide 33
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
RAZÃO DE MISTURA PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 34
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
DIFERENÇA ENTRE A RAZÃO DE
MISTURA PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 35
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
TEMPERATURA POTENCIAL PARA 3
PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 36
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
(a)
DIFERENÇA ENTRE A TEMPERATURA
POTENCIAL PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(b)
(c)
Slide 37
SIMULAÇÕES – ESTUDO DE CASO
TEMP. POTENCIAL PARA 3 PONTOS.
(a) 30W – OCEANO
SM, 12 LT
MY, 12 LT
SM, 16 LT
MY, 16 LT
(b) 38W – SERTÃO PARAIBANO
(c) 40W – SERTÃO PARAIBANO
(a)
(b)
(c)
Slide 38
CONCLUSÕES
1) O modelo é sensível
turbulência;
ao
esquema de parametrização
de
2) O esquema Mellor-Yamada tende a produzir uma CLP mais alta
sobre o continente;
3) Sobre o oceano, é o esquema de Smagorinsky que tende a
produzir CLP ligeiramente mais elevada;
4) Correspondentemente, a temperatura potencial na CLP tende a ser
maior com o esquema Mellor-Yamada;
5) O esquema de Smagorinsky tende a produzir uma CLP mais seca,
nas proximidades da superfície.
Slide 39
FIM