Modelos barotrópicos são modelos que utilizam apenas um nível e a equação da vorticidade barotrópica. Esses modelos são usados para experimentos com forçantes orográficas e térmicas para estudos de ondas estacionárias.

Modelos baroclínicos utilizam vários níveis da atmosfera e as equações primitivas ou equações da vorticidade e divergência. Podem ser usados considerando a atmosfera seca ou úmida. Esses modelos são usados para o estudo de ondas baroclínicas e também para ondas estacionárias.

Modelos de circulação geral (MCGs) englobam a parte dinâmica dos modelos baroclínicos e possuem uma parte que representa os processos físicos da atmosfera. Eles são usados para previsão de tempo e clima.

• O princípio da previsão numérica consiste em subdividir a atmosfera em parcelas de ar, especificando suas propriedades de acordo com observações tiradas da atmosfera real e prevendo seu movimento posterior considerando as forças que agem sobre elas. Os valores dos parâmetros dados a cada parcela de ar, como temperatura, pressão, umidade, velocidade, são representativos de valores médios dentro da parcela e variam com o tempo de acordo com as leis físicas básicas.
• O modelo da atmosfera é dividido em um número de camadas na vertical e cada camada é dividida em pontos de grade cujas distâncias são relacionadas com a resolução horizontal. O número de níveis na vertical juntamente com a altura da atmosfera determinam a resolução vertical.
• A resolução temporal é indicada pelo “time step” que é o tempo entre as integrações das equações. Quanto menor o “time step”, maior o número de cálculos que precisam ser efetuados. A cada “time step” um conjunto de equações relacionadas a cada parcela de ar é usado para determinar o novo estado da atmosfera. Deste novo estado, um novo campo de força é derivado que vai determinar como as parcelas de ar se moverão durante o próximo passo de tempo. A resolução temporal deve ser compatível com a resolução espacial de tal forma que as parcelas de ar não podem escoar a uma distância maior que a distância entre dois pontos de grade durante um “time step”. Se v é a velocidade maior que o modelo permite e l é a distância entre dois pontos, o “time step” não deve ser maior que l/v.

É a camada de ar entre a superfície e a tropopausa (altura onde a temperature do ar começa a aumentar). A espessura da troposfera é de 12 km nas latitudes médias (em torno de 45°), de até 17 km nas regiões tropicais (15°N-15°S), reduzindo para até 7 km nos polos.

É a camada acima da troposfera, que pode chegar a 50 km de altitude, onde a temperatura aumenta com a altura. É a região onde se encontra o Ozônio, e onde ocorrem reações químicas com a absorção da radiação solar.

CONDIÇÕES INICIAIS	CONDIÇÕES DE CONTORNO	OUTRAS CONDIÇÕES
Vento	Temperatura da Superfície Do Mar	Albedo
Pressão Ao Nível Do Mar	Vegetação	Radiação
Temperatura	Gelo Do Mar	Gases, Como CO2, O3, CH4, N2O
Umidade	Neve	Aerossóis
		Umidade Do Solo
		Topografia

MODELOS EM PONTOS DE GRADE

Modelos em pontos de grade usam diferenças finitas. De uma maneira simples, consiste em calcular as derivadas, por exemplo, du/dx ou du/dy pelas diferenças dos valores de u em pontos de grade.

du/dx=[u(x+1,y)-u(x-1,y)/2 Δx
du/dy=[u(x,y+1)-u(x, y-1)/2 Δy

Onde Δx é a distância entre 2 pontos de grade na direção x (longitude) e Δy é a distância entre 2 pontos de grade na direção y (latitude).

Um exemplo de como utilizar um método de diferenças finitas em modelos atmosféricos pode ser visto em Sadourny (1975) [Ver referências].

MODELOS ESPECTRAIS

Modelos espectrais usam funções harmônicas esféricas. As variáveis na esfera são representadas por ondas truncadas em um determinado número de onda, que vai indicar a resolução do modelo. O método usa séries de Fourier, Transformada rápida de Fourier (para passar do campo espectral para o campo em pontos de grade e vice-versa) e Polinômios de Legendre.

Um exemplo sobre o desenvolvimento de um modelo espectral simples pode ser visto em Bourke (1972) [ver referências]
Single Harmonics

• Pode ser dada em termos da distância entre 2 pontos de grade ou da menor onda que pode ser descrita nos modelos espectrais.
• Modelos em pontos de grade usam diferenças finitas e os modelos espectrais representam os pontos como funções harmônicas esféricas.
• Nos modelos espectrais, a estrutura da atmosfera é descrita em termos de superposição de ondas. A resolução nesses modelos é definida pela menor onda que pode ser descrita. Ex: T62 indica que 62 é o número menor de onda que o modelo pode resolver. Isso dá uma resolução espacial de 1.89°.

A distribuição dos níveis na vertical não é uniforme. Os níveis são mais concentrados próximo à superfície, para dar uma definição boa na interface entre a superfície e atmosfera, e na altura de aproximadamente 250 hPa, para fornecer uma melhor representação da estrutura vertical dos jatos e da tropopausa. É desejável que se tenha vários níveis na estratosfera, para representar interações com a troposfera.

• Coordenadas verticais: Normalmente os níveis na vertical são dados em coordenadas sigma ou híbrida, para considerar a presença de montanhas.

Nessas equações, a aceleração do vento é dada pelas forças que agem na atmosfera: a Força de Coriolis, a Força do Gradiente de Pressão, e a Força de Atrito. Na componente vertical há a aceleracão da gravidade g.


FORÇA DE CORIOLIS

é a força que age no escoamento do vento devido à rotacão da Terra.

No Hemisfério Norte, o escoamento do vento é forçado para a direita. No Hemisfério Sul, o escoamento do vento é forçado para a esquerda.

» fv na equação do movimento é a aceleracão devida à Força de Coriolis.

GRADIENTE DE PRESSÃO


O ar se desloca da pressão mais alta para a pressão mais baixa. ρ é a densidade do ar.

FORÇA DE ATRITO

Fx, Fy, Fz são as forças de dissipação, causadas pelo atrito do vento com as superfícies. Essas forças agem no sentido oposto ao movimento.

Trata da relação entre pressão, volume e temperatura.

(Primeira lei da Termodinâmica) - Conservação de Energia
A variação de temperatura em um local é devida à advecção de temperatura, ao aquecimento ou resfriamento adiabático por movimentos verticais e ao aquecimento diabático.

Conservação de Massa

Considera um balanço hidrostático em que a aceleração vertical é muito pequena.

A radiação introduzida em modelos precisa considerar a radiação solar que chega nas superfícies, chamada radiação de onda curta, a radiação emitada pelas superfícies, chamada de radiação de onda longa, e a radiação de onda curta refletida pelas superfícies.

• Os processos envolvidos em transferência de calor por radiação incluem a emissão, absorção e reflexão de radiação de diferentes comprimentos de onda por diferentes superfícies (incluindo as nuvens) e pelos constituintes da atmosfera (ozonio, vapor de água).
• Os processos a serem parametrizados no esquema de radiação são relacionados com o espalhamento de partículas e absorção pelos gases.
• SW (Radiação de Onda Curta)
• LW (Radiação de Onda Longa)
• Nuvens, Aerossóis, Vapor de Água
• Especificação de CO₂, O₂, CH₄, N₂O, CFC

INTERAÇÃO ENTRE PROCESSOS


EQUAÇÃO DO BALANÇO DE RADIAÇÃO

Fonte: Anne Verhoef, University of Reading (UK)

ALBEDO DA SUPERFÍCIE

Fonte: Anne Verhoef, University of Reading (UK)

RADIAÇÃO DE ONDA LONGA QUE CHEGA NAS SUPERFÍCIES

Fonte: Anne Verhoef, University of Reading (UK)

RADIAÇÃO DE ONDA LONGA QUE É EMITIDA PELAS SUPERFÍCIES

Fonte: Anne Verhoef, University of Reading (UK)

• Fluxos de calor, momentum e umidade entre o solo e atmosfera: parametrizados através de formulas que contém um coeficiente de arrastro da atmosfera e a velocidade horizontal do vento na superfície.
• Papel da vegetação: influi nos fluxos através da evapotranspiração, interceptação de precipitação.
• Mistura turbulenta: turbulência ocorre em várias escalas abaixo da escala do modelo. São os pequenos distúrbios transientes que exercem uma força de atrito no escoamento, um efeito que é importante na camada limite. É nessa camada que os movimentos turbulentos fornecem um mecanismo para transferência de calor e de umidade verticalmente da superfície da terra para a atmosfera.

PROCESSOS DE SUPERFÍCIE BIOSFERA

• Transferência da Umidade do Solo Para a Atmosfera
• Modificação Do Albedo (Varia a Radiação Absorvida)
• Fotossíntese (CO₂, O₂)
• Modificação da Rugosidade da Superfície: Troca De Momentum

PROCESSOS DE SUPERFÍCIE (FLUXOS)

• Difusão turbulenta nas equações de momentum, termodinâmica e umidade
• Transferência de Momentum, calor e umidade da superfície para a atmosfera
• Fluxos Turbulentos: Parametrizados pelos gradientes verticais de T, q e vento

• O processo de formação de nuvens convectivas ocorre em uma escala bem menor que a do modelo. A parametrização é feita para nuvens convectivas profundas que ocorrem em regiões de convergência de umidade.
• Há vários esquemas de parametrização, um deles o esquema de Kuo , em que a convecção ocorre em um ponto de grade onde o modelo tem convergência de umidade. Essa convergência de umidade é usada para criar nuvem. Uma fração da água permanece na camada de nuvem e o resto precipita.

CONVECÇÃO


CONVECÇÃO CUMULUS - CHUVAS CONVECTIVAS

• As parametrizações relacionam condições de grande escala com o desenvolvimento de atividade convectiva.
• Em alguns casos as parametrizações são feitas para comparar o perfil vertical das variáveis com um estado ajustado convectivamente.
• Convergência de umidade de grande escala
• Chuva de grande escala: quando uma camada se torna supersaturada

VÁRIOS ESQUEMAS DE PARAMETRIZAÇÃO

• Kuo
• Arakawa-Schubert
• Betts Miller
• Kain-Fritsch
• Grell
• Emmanuel

• Precipitação: Precipitação ocorre quando há supersaturação e o excesso de vapor dágua é eliminado como precipitação.
• Microfísica: Representação das nuvens e precipitação, em processo que remove o excesso de umidade atmosférica diretamente da dinâmica nos ventos, temperatura e campos de umidade.
• Parametrização convectiva: efeitos de convecção pela redistribuição de temperatura e umidade em uma coluna da grade, a qual reduz a instabilidade atmosférica. Reduzindo a instabilidade atmosférica, o esquema previne o esquema de microfísica no ponto de grade de criar convecção não realística.

PROCESSOS PARA SEREM PARAMETRIZADOS


Fonte: Robin Hogan, University of Reading (UK)

3 TIPOS DE PARAMETRIZAÇÕES FÍSICAS EM MODELOS ATMOSFÉRICOS

• 1) Processos que ocorrem em escalas menores do que a grade do modelo:
  •    Convecção, transporte turbulento na camada limite, ondas de gravidade.
  •    Transporte pelo vento de: momentum, calor, água, substâncias químicas, aerossóis.
• 2) Processos que contribuem para aquecimento interno (diabático):
  •    Transferência radiativa e liberação de calor latente.
  •    Ambos são afetados pela representação das nuvens.
• 3) Processos que envolvem variáveis prognósticas do modelo (ex: resolver a equação para d/dt da variável):
  •    Ciclo de carbono, química, aerossóis, etc.
  •    Processos na superfície terrestre (gelo, tipo de solo, tipo de vegetação, áreas urbanas)

COMO OS MOVIMENTOS QUE OCORREM DENTRO DA GRADE DO MODELO AFETAM O ESCOAMENTO MÉDIO?


Fonte: Robin Hogan, University of Reading (UK)

TROCA TURBULENTA


Fonte: Anne Verhoef, University of Reading (UK)

TRANSPORTE NA CAMADA LIMITE

Consideração mais simples: O fluxo é proporcional ao gradiente

• Existem 3 fontes principais de turbulência na camada limite:
  
  
  • - Cisalhamento do vento, particularmente perto da superfície;
  • - Instabilidade convectiva devido a aquecimento na superfície;
  • - Instabilidade convectiva devido a resfriamento no topo das nuvens.

MISTURA DO AR INDUZIDA PELO CISALHAMENTO


Fonte: Robin Hogan, University of Reading (UK)

FLUXO DE CALOR PARA A SUPERFÍCIE G₀


Fonte: Anne Verhoef, University of Reading (UK)

• Cobertura de nuvens: A parametrização é feita através da umidade relativa, levando em consideração um valor crítico. É importante para controlar a quantidade de radiação.
  
  
  
• Gravity Wave Drag: Uma força de atrito é introduzida para simular o efeito da ação de ondas de gravidade na atmosfera.

EQUAÇÃO DO BALANÇO DE ENERGIA

Fonte: Anne Verhoef, University of Reading (UK)