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Capítulo 3 CCN e Equação de Kohler

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Academic year: 2021

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Capítulo 3

(2)

Na atmosfera, as gotículas de nuvem se formam em aerossóis chamados de núcleos de condensação ou núcleos

higroscópicos (CCN).

A taxa de formação de gotículas é determinada pelo número destes núcleos presentes na atmosfera e não pela colisão estatística.

Em geral, os aerossóis podem ser classificados de acordo com a sua afinidade com a água, ou seja:

a) Neutros;

b) Hidrofóbicos.  não tem afinidade com a água

(3)

Nucleação em aerossóis neutros requer a mesma

super-saturação que uma nucleação homogênea.

Para aerossóis hidrofóbicos, os quais resistem ao

molhamento, a nucleação é mais difícil e requer valores ainda mais altos de super-saturação.

Para partículas higroscópicas, as quais são solúveis em água, a super-saturação necessária para a formação das gotículas pode ser bem menor do que os valores para

(4)

Entre os CCNs presentes na natureza

temos: poeira, fuligem, argila, sal marinho,

pólen, bactérias, gases de combustões,

sulfatos diversos, phytoplankton, matéria

orgânica e etc.

(5)

Sabe-se que uma substância não volátil dissolvida no líquido, tende a diminuir a pressão de vapor de equilíbrio do liquido. Por exemplo, pense da seguinte maneira:

Quando soluto é adicionado ao liquido, algumas moléculas do liquido que estavam na camada superficial são substituídas pelas moléculas do soluto. Logo, se a pressão de vapor do soluto é

menor que a do solvente, a pressão de vapor será reduzida na proporção da quantidade de soluto presente”.

Portanto, este efeito pode reduzir drasticamente a pressão de vapor de equilíbrio sobre a gota;

Como resultado, a gota da solução pode estar em equilíbrio com o ambiente a uma super-saturação bem menor que a da gota de água pura para um mesmo tamanho.

(6)

Aerossóis

Adaptado U. Lohmann Nucleação Aitken Acumulação Grossa

Concentração Cortesia Fátima e

(7)

Finlayson_Pitts & Pitts, 2000 Cortesia Fátima e Fábio

(8)

Características do Aerossol Atmosférico P a r t í c u l a s F i n a s P a r t í c u l a s G r o s s a s F o r m a ç ã o R e a ç õ e s q u í m i c a s N u c l e a ç ã o C o n d e n s a ç ã o C o a g u l a ç ã o P r o c e s s o s n u v e m / f o g Q u e b r a m e c â n i c a S u s p e n s ã o d e p o e i r a s C o m p o s i ç ã o S u l f a t o N i t r a t o A m ô n i o Í o n H i d r o g ê n i o C a r b o n o E l e m e n t a r C o m p o s t o s O r g â n i c o s Á g u a M e t a i s P o e i r a r e s s u s p e n s a C i n z a d e ó l e o e c a r v ã o E l e m e n t o s d o s o l o C a C O 3 , N a C l P ó l e n , e s p o r o s , f u n g o s P n e u s S o l u b i l i d a d e H i g r o s c ó p i c o , s o l ú v e l I n s o l ú v e l e n ã o h i g r o s c ó p i c o F o n t e s C o m b u s t ã o C o n v e r s ã o g á s - p a r t í c u l a R e s s u s p e n s ã o d e p o e i r a i n d u s t r i a l e s o l o C o n s t r u ç ã o / d e m o l i ç ã o A e r o s s o l m a r i n h o T e m p o d e v i d a D i a s a s e m a n a s m i n u t o s A l c a n c e 1 0 0 s 1 0 0 0 s d e k m < 1 0 s d e k m

(9)

The physics of clouds B. J. Mason. Clarendon press: Oxford University Press, (2nd Ed.), 1971. 10-2 10-1 100 10+1 10+2 10+3 10+4 10+5 0,0001 0,001 0,01 0,1 1 10 1000 micron

(10)

0,01 0,1 1 10 100 1000 10000 100000 0,001 0,01 0,1 1 10 D (mm) d N /d lo g D (c m -3 )

marítimo continental rural

urbano local complemento

Distribuição de tamanho

(11)

Efeito do Soluto

Eq. de Kohler

(12)

Entendendo este efeito

Assuma que uma substância com pressão

parcial de vapor igual a

zero

(

soluto

) sendo

dissolvida em água

(

solvente

).

Se as moléculas do soluto se distribuem

uniformemente através da água, então

algumas delas estarão posicionadas na

camada superficial, logo reduzindo a área

da superfície ocupada pelas moléculas de

água.

(13)
(14)

Portanto, a fração da área total que fica ocupada

por moléculas de água pode ser definida como:

onde

n

a

é o número de moléculas de água e

n

s

é numero de moléculas do soluto.

s a a a

n

n

n

x

(15)

Neste sentido, podemos dizer que a razão entre

a pressão parcial de vapor d’água de equilíbrio

(

saturação

)

para duas gotículas

(

de mesmo

tamanho

), porém uma com uma de

solução

aquosa

(e

r

)

e a outra de

água pura

(e

sc

)

,

deve ser

mantida igual na proporção de x

a

, logo:

sc r a

e

e

x

Solução Água Pura

(16)

sc r s a a a

e

e

n

n

n

x

Esta expressão define a Lei de Raoult para uma solução

ideal que é comumente enunciada como:

A pressão parcial de vapor de um componente na solução líquida é proporcional à fração molar daquele componente multiplicado pela sua pressão de vapor quando puro.

(17)

Manipulando as equações e lembrando que alguns íons

se dissociam (i = número de íons dissociados) durante o

processo, temos que:

s a s a sc r M M m r i e e   1 4 3 1 3  

Ma = massa de um mol de água Ms = massa de um mol de soluto ms = massa do soluto

r = raio da gotícula

Esta equação mostra que pressão de

vapor de saturação d’água sobre a

solução diminui rapidamente com o

decréscimo do raio da gota quando um

soluto de massa m

s

é dissolvido em

(18)

Manipulando as equações e lembrando que alguns íons

se dissociam (i = número de íons dissociados) durante o

processo, temos que:

s a s a sc r M M m r i e e   1 4 3 1 3  

Ma = massa de um mol de água Ms = massa de um mol de soluto ms = massa do soluto

r = raio da gotícula

Isso implica que uma gotícula de água

constituída de uma solução estará em

equilíbrio

com o meio a uma pressão

de saturação bem inferior à aquela de

uma gotícula de água pura com mesmo

tamanho

.

(19)

s L a s M M im b  4 3  1 3 r b e e sc r                  r a e r a e e sc s exp s 1 L V T R a   2 

Da Eq. de Kelvin, tínhamos

Definindo b como:        L v s sc T rR e e   2 exp         r a e e s sc 1

(20)

Combinando então os dois efeitos:

água pura + soluto

               3 1 1 r b r a e e s r         3 1 r b e e e e s sc s r           3 1 r b e e e e e e x e e e e sc s s r s s sc r sc r

(21)

0 4  r ab 3

1

r

b

r

a

e

e

s r

Eq. de Kohler 4 3 3 1 1 1 r ab r a r b r b r a e e s r                    Negligenciando o termo

(22)

3 1 r b r a e e s r    Esta expressão mostra os efeitos da tensão superficial (curvatura) e das substâncias higroscópicas (soluto). Curvatura Soluto

(23)
(24)

Andreae, M. O., and D. Rosenfeld. "Aerosol–cloud–precipitation interactions. Part 1. The nature and sources of cloud-active aerosols." Earth-Science Reviews 89.1 (2008): 13-41.

(25)

Raio Crítico e

Super Saturação Crítica

b a S a b r r b r a dr d dr dS dr e e d s r 27 4 1 3 0 1 0 3 * * 3                     S* r*

(26)
(27)

Andreae, M.O., et al., 2004. Smoking rain clouds over the Amazon. Science 303,1337–1342

(28)

The physics of clouds B. J. Mason. Clarendon press: Oxford University Press, (2nd Ed.), 1971. b aS CCN  Núm er o de Par tí cul as /c m 3 104 103 102 10 1 Supersaturação (%)

(29)

Tamanho Composição Química

Dusek, U., et al., 2006. Size matters more than chemistry for cloud nucleating ability of aerosol particles. Science 312, 1375–1378

(30)

Andreae, M. O., and D. Rosenfeld. "Aerosol–cloud–precipitation interactions. Part 1. The nature and sources of cloud-active aerosols." Earth-Science Reviews 89.1 (2008): 13-41.

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0 1000 2000 3000 4000 5000 0 500 1000 1500 CCN CONCENTRATION (cm-3) A L T IT U D E ( m ) 21/09-19:30 23/09-20:16 24/01-21:04 27/09-20:03 28/09-19:38 30/09-20:40 01/10-16:25 01/10-21:20 04/10-16:25 05/10-18:18 05/10-21:01 08/10-20:30 11/10-16:10 11/10-18:46 12/10-17:38 13/10-19:50

Distribuição vertical de CCN para 0,5% de

supersaturação

Martins, Jorge Alberto, et al. "Cloud condensation nuclei from biomass burning during the Amazonian dry-to-wet transition season." Meteorology and atmospheric physics 104.1-2 (2009): 83-93.

(32)

Distribuição vertical de CCN e razão de mistura

23/09/2002 - 18:00-20:00 0 1000 2000 3000 4000 0 10 20

CCN CONC. (102cm-3) - MIX. RATIO (g.kg-1)

A L T IT U D E (m ) 0,2 % 0,3 % 0,5 % 0,7 % Mix.Ratio

Martins, Jorge Alberto, et al. "Cloud condensation nuclei from biomass burning during the Amazonian dry-to-wet transition season." Meteorology and atmospheric physics 104.1-2 (2009): 83-93.

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Poluído

Limpo

Martins, Jorge Alberto, et al. "Cloud condensation nuclei from biomass burning during the Amazonian dry-to-wet transition season." Meteorology and atmospheric physics 104.1-2 (2009): 83-93.

Referências

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