Texto: Estabilidade e instabilidade do ar: desenvolvimento das nuvens e precipitação

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO 
CENTRO DE CIÊNCIAS MATEMÁTICAS E DA NATUREZA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
DEPARTAMENTO DE METEOROLOGIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
DESENVOLVIMENTO DAS NUVENS E PRECIPITAÇÃO 
 
 
 
 
 
 
 
POR 
 
 
 
 
 
 
 
ISIMAR DE AZEVEDO SANTOS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
RIO DE JANEIRO, RJ 
MARÇO, 2001 
 
 
_______________________________________________ 
1 Tradução com finalidade didática de: 
AHRENS, A. D. Essencials of Meteorology: an invitation to the atmosphere. West Publishing Company, New York, 
1993. Cap. 5, p 105 – 129. 
Desenvolvimento das Nuvens e Precipitação 
 
 
A Estabilidade Atmosférica 
Determinação da Estabilidade 
 Ar estável 
 Ar instável 
Desenvolvimento das Nuvens e a Estabilidade 
Convecção e Nuvens 
Topografia e Nuvens 
Processos de Precipitação 
Processos de Colisão e Coalescência 
Processos de Cristais de Gelo 
Semeadura de Nuvens e Precipitação 
Precipitação nas Nuvens 
 Tipos de Precipitação 
 Chuva 
 Neve 
 Sleet e Chuva Congelada 
 Grãos de Neve e Neve em Flocos 
 Granizo 
Medidas da Precipitação 
 Instrumentos 
 Radar Meteorológico e a Precipitação 
Resumo 
Palavras Chave 
Questões de Revisão 
 
 
As nuvens, um acontecimento espetacular do céu, 
trazem beleza e cor à paisagem natural. Mas as 
nuvens são importantes também por outras razões 
além da beleza. No momento em que elas se 
formam, grandes quantidades de calor são 
liberadas na atmosfera. As nuvens ajudam a 
regular o balanço de energia da terra através da 
reflexão e do espalhamento da radiação solar e 
através da absorção da energia infravermelha da 
terra. E obviamente sem nuvens não haveria 
precipitação. Mas as nuvens são também 
significativas porque elas indicam através de sua 
forma alguns processos físicos que estão 
ocorrendo na atmosfera. Um observador experiente 
percebe vários sinais observando o céu. No inicio 
deste capítulo veremos processos atmosféricos 
que estes sinais indicam, sendo o primeiro deles a 
estabilidade atmosférica. Em seguida, 
examinaremos os diferentes mecanismos 
responsáveis pela formação das nuvens. Ao final 
do capítulo entraremos no delicado ambiente das 
gotículas de nuvens para ver como a chuva, a neve 
e outras formas de precipitação se formam. 
Quando falamos em estabilidade atmosférica, 
estamos nos referindo a uma condição de 
equilíbrio. Por exemplo, a pedra A, em repouso 
numa depressão (figura 5.1), está em equilíbrio 
estável. Se a pedra é afastada para qualquer um 
dos lados tenderá rapidamente a voltar à sua 
posição original. Por outro lado, a pedra B, em 
repouso no topo de uma montanha, está em 
equilíbrio instável pois qualquer pequeno empurrão 
irá fazê-la mover-se de sua posição original. 
Aplicando estes conceitos à atmosfera, podemos 
ver que o ar está em equilíbrio estável quando, 
sendo levantado ou abaixado, tende a retornar a 
sua posição original, isto é, resiste aos movimentos 
ascendentes ou descendentes do ar. O ar em 
equilíbrio instável, quando ligeiramente empurrado 
verticalmente, se move para mais longe de sua 
posição original, favorecendo assim as correntes 
verticais de ar. 
 
A fim de explorar o comportamento do ar tanto 
ascendente quanto descendente, precisamos 
primeiramente rever alguns conceitos 
apresentados no capítulo 2. Lembre-se que uma 
bolha de ar como um balão, é chamada parcela de 
ar. Quando uma parcela de ar sobe, move-se para 
uma região em que a pressão do ar à sua volta é 
menor. Esta situação leva as moléculas de ar de 
dentro a empurrar as paredes da parcela para fora, 
fazendo-a expandir-se. Quando a parcela se 
expande, o ar de dentro se resfria. Se a mesma 
parcela é trazida de volta para baixo, a pressão do 
ar à volta da parcela a comprime fazendo-a voltar 
ao volume inicial e o ar de dentro se aquece. Se 
uma parcela de ar se expande e se resfria ou se 
 
Estabilidade Atmosférica 
 
Sabemos que muitas nuvens se formam quando o 
ar sobe, se expandindo e se resfriando. Mas por 
que o ar sobe em algumas ocasiões e em outras 
não? E por que o tamanho e a forma das nuvens 
varia tanto quando o ar sobe? Para responder a 
estas questões vamos focalizar o conceito de 
estabilidade atmosférica. 
 
 
2
comprime e se aquece sem trocar calor com o ar à 
sua volta, esta situação é denominada um 
processo adiabático. Desde que o ar não esteja 
saturado (a umidade relativa seja menor que 
100%) a taxa de resfriamento ou aquecimento 
adiabático se mantém constante em cerca de 10oC 
por 1000 metros de variação da elevação. Como a 
taxa de resfriamento ou aquecimento só se aplica 
ao ar não saturado, ela é denominada taxa 
adiabática seca. (Ver figura 5.2). 
 
Enquanto o ar ascendente se resfria, a sua 
umidade relativa aumenta e a temperatura do ar 
tende à temperatura do ponto de orvalho. Se a 
temperatura do ar alcança o seu ponto de orvalho a 
umidade relativa se torna 100 %. A continuação do 
levantamento resultará em condensação, uma 
nuvem se forma e calor latente é liberado no ar 
ascendente. Devido ao fato de o calor adicionado 
durante a condensação contrapor-se ao 
resfriamento devido à expansão, o ar não se 
resfriam mais à taxa adiabática seca mas a uma 
taxa menor chamada taxa adiabática úmida. (Se 
a água condensada ou o gelo são removidos do ar 
saturado em ascensão, o processo de resfriamento 
é denominado pseudoadiabático e porque o calor 
latente é adicionado ar saturado em ascensão, o 
processo não é realmente adiabático). Se uma 
parcela saturada contendo gotículas de água 
estiver descendo, será comprimida e aquecida à 
taxa adiabática úmida, porque a evaporação das 
gotas líquidas se contrapõe ao aquecimento por 
compressão. Portanto a taxa na qual o ar saturado 
ascendente ou descendente varia sua temperatura, 
que é a taxa adiabática úmida, é menor que a taxa 
adiabática seca. Ao contrário da taxa adiabática 
seca, a taxa adiabática úmida não é constante, 
mas varia grandemente com a temperatura e, 
portanto, com o conteúdo de umidade, pois o ar 
saturado quente produz mais água líquida que o ar 
suturado frio. A condensação adicionada ao ar 
saturado quente libera mais calor latente. Em 
conseqüência, a taxa adiabática úmida é muito 
menor que a taxa adiabática seca, quando o ar 
ascendente é quente. Contudo as duas taxas são 
aproximadamente as mesmas se o ar ascendente 
é bem frio. Embora a taxa adiabática úmida seja 
variável, usaremos um valor médio de 6oC por 
1000 metros na maior parte dos nossos exemplos 
e cálculos. 
 
Determinação da Estabilidade 
 
Determinamos a estabilidade do ar por 
comparação da temperatura de uma parcela 
ascendente com a temperatura do ar ao seu redor. 
Quando, em um mesmo nível na atmosfera, 
comparamos parcelas de ar que tenham igual 
volume, mas variam em temperatura, vemos que 
as parcelas frias de ar são mais densas que as 
parcelas quentes, isto é, na parcela fria há mais 
moléculas que são forçadas a ficarem mais 
próximas umas das outras. Se o ar ascendente 
estiver mais frio que o seu ambiente, será também 
mais denso (mais pesado) e tenderá a descer de 
volta ao seu nível de origem. Neste caso o ar está 
estável porque resiste ao deslocamento para cima. 
Se o ar ascendente estiver mais quente e, portanto, 
menos denso (mais leve) que o ar ao seu redor, 
continuará a subir até que alcance a mesma 
temperatura do seu ambiente. Este é um exemplo 
de ar instável. Para se conhecer a estabilidade do 
ar, precisamos medir a temperatura tanto do ar 
ascendente quanto do seu ambiente em vários 
níveis acima da superfície. 
 
Ar Estável – Suponha que soltemos um balão 
com instrumento a bordo – uma radiossonda – e 
este nos envie de volta os dados de temperatura 
como indicado na figura 5.3. Medimos a 
temperatura do ar na vertical e vemos que estadecresce 4 oC a cada 1000 metros. Lembrar que foi 
visto no capítulo 1 que a taxa com que a 
temperatura varia com a elevação e denominada 
taxa de variação (lapse rate). Como esta é a taxa 
na qual o ar ao nosso redor iria variar se 
estivéssemos subindo na atmosfera, nos referimos 
a ela como a taxa de variação ambiental (ou 
gradiente vertical de temperatura). 
 
Observe na figura 5.3a que, com uma taxa de 
variação ambiental de 4 oC a cada 1000 metros, 
uma parcela de ar não saturado estaria mais fria e 
mais densa que o ar ao redor em todos os níveis. 
Mesmo se a parcela estivesse inicialmente 
saturada (figura 5.3b) ao ascender se tornaria mais 
fria que o seu ambiente em todos os níveis. Em 
ambos os casos, a atmosfera está absolutamente 
estável porque a parcela de ar levantada é mais 
fria e mais densa do que o ar ao seu redor. Se for 
deixada, a parcela terá uma tendência a retornar a 
sua posição de origem. 
 
Como o ar estável resiste fortemente ao movimento 
vertical, se for forçado a subir, tende a se expandir 
horizontalmente. Se nuvens se formam neste ar 
ascendente, elas também se expandirão 
horizontalmente em camadas relativamente finas, 
tendo normalmente tanto topos quando bases 
planos. Podemos ver nuvens do tipo cirrostratos, 
altostratos, nimbostratos e estratos formando-se 
em ar estável. 
 
A atmosfera é estável quando a taxa de variação 
ambiental (ou gradiente vertical de temperatura) é 
pequena(o), isto é, quando há uma diferença 
relativamente pequena entre a temperatura do ar 
da superfície e a do ar acima. Conseqüentemente 
a atmosfera tende a se tornar mais estável se o ar 
acima se aquece e o ar da superfície se resfria. O 
resfriamento do ar da superfície pode ser devido a: 
1. resfriamento radiativo noturno da superfície 
2. aproximação de ar frio trazido pelo vento 
3. ar movendo-se sobre uma superfície fria 
 
É claro que, em um determinado dia, o ar está 
geralmente mais estável no início da manhã no 
 
3
nascer do sol, quando as temperaturas mínimas 
são registradas. 
 
O ar acima pode se aquecer pelo vento trazendo ar 
mais quente ou se o ar descende lentamente sobre 
uma grande área. Lembrar que o ar descendente 
(subsidente) se aquece devido à compressão. O ar 
aquecido pode produzir uma inversão, se o ar 
acima estiver mais quente que o ar à superfície. 
Uma inversão que se forme pelo ar lentamente 
descendente é denominada inversão de 
subsidência. Devido as inversões representarem 
uma atmosfera muito estável, elas agem como um 
tampão ao movimento vertical do ar. Quando uma 
inversão existe próximo ao solo, os estratos, o 
nevoeiro, a névoa e a poluição são mantidos junto 
à superfície (figura 5.4). 
 
Ar Instável – A atmosfera é instável quando a 
temperatura do ar decresce rapidamente quando 
nos deslocamos para cima na atmosfera. Por 
exemplo, na figura 5.5 observe que a temperatura 
do ar decresce 11oC a cada 1000 metros para 
cima, o que significa que a taxa de variação 
ambiental (gradiente vertical de temperatura) é 
11oC a cada 1000 metros. Também observe que 
tanto uma parcela de ar não saturado que seja 
levantada na figura 5.5a, quanto uma parcela de ar 
saturado levantada na figura 5.5b, irá em cada 
nível acima da superfície tornar-se mais quentes 
que o ar ao seu redor. Como em ambos os casos 
o ar ascendente é mais quente e menos denso que 
o ar em volta, uma vez que as parcelas iniciem um 
movimento para cima, estas tenderam a continuar 
a subir por si sós, afastando-se da superfície. 
Assim temos uma atmosfera absolutamente 
instável. 
 
A atmosfera se torna mais instável à medida que a 
taxa de variação ambiental (gradiente vertical de 
temperatura) se incline, isto é, à medida que a 
temperatura do ar caia rapidamente com a altura. 
Esta circunstância pode ser produzida tanto pelo ar 
acima se tornando mais frio ou pelo ar à superfície 
se tornando mais quente (figura 5.6). O 
aquecimento no ar da superfície pode ser devido a: 
1. aquecimento solar diurno da superfície 
2. aproximação de ar quente trazido pelo 
vento 
3. ar movendo-se sobre uma superfície 
quente 
 
Geralmente, portanto, à medida que o ar junto à 
superfície se aquece durante o dia, a atmosfera se 
torna mais instável. 
 
Suponha que uma parcela de ar não saturada, mas 
contendo umidade, seja forçada a subir da 
superfície, como mostrado na figura 5.7. À medida 
que a parcela sobe, esta se expande e se resfria à 
taxa adiabática seca até que sua temperatura atinja 
o ponto de orvalho. Neste nível o ar torna-se 
saturado, a umidade relativa chega a 100 % e 
continuar subindo resulta em condensação e 
formação de uma nuvem. A altura acima da 
superfície onde a nuvem começa a se formar e 
denominada nível de condensação. 
 
Na figura 5.7, observe que acima do nível de 
condensação, o ar subindo saturado se resfria na 
taxa adiabática úmida. Observe também que acima 
do nível de 2000 metros o ar ascendente está mais 
frio que o ar ao seu redor. A atmosfera acima deste 
nível está estável. Contudo, devido à liberação do 
calor latente, o ar ascendente em 2000 metros e 
acima torna-se na realidade mais quente que o ar à 
sua volta. Uma vez que o ar levantado pode subir 
por si só, a atmosfera é agora instável. 
 
A camada atmosférica desde a superfície até 4000 
metros na figura 5.7 passou de estável a instável 
porque o ar ascendente estava úmido 
suficientemente para se tornar saturado, formar 
uma nuvem e liberar calor latente que aquece o ar. 
Se a nuvem não tivesse sido formada, o ar 
ascendente não teria permanecido mais frio que o 
ar ao se redor em cada nível. Desde a superfície 
ate 4000 metros, temos o que se chama uma 
atmosfera condicionalmente instável, sendo a 
condição para instabilidade quer o ar ascendente 
estivesse ou não saturado. Portanto, 
condicionalmente instável significa que, se o ar 
estável e não saturado é de algum modo levantado 
até um nível onde se torne saturado, poderá 
resultar em instabilidade. 
 
Na figura 5.7, podemos ver que a taxa de variação 
ambiental é 9oC por 1000 metros. Este valor está 
entre a taxa adiabática seca e a taxa adiabática 
úmida. Conseqüentemente a instabilidade 
condicional existe sempre que a taxa de variação 
ambiental estiver entre as taxas adiabáticas seca e 
úmida. 
 
Neste ponto fica evidente que a estabilidade do ar 
varia durante o dia. Em condições de céu claro e 
calmo em torno do amanhecer, o ar à superfície 
está normalmente mais frio que o ar acima, existe 
uma inversão de radiação e o ar está bem estável, 
como indicado pela fumaça ou névoa mantidos 
junto ao chão. À medida que o tempo passa, o sol 
aquece a superfície e esta aquece o ar acima. Com 
o aumento da temperatura do ar próximo ao solo, a 
baixa atmosfera vai se tornando gradualmente 
instável, com o máximo de instabilidade ocorrendo 
durante as horas mais quentes do dia. Numa tarde 
úmida de verão, este fenômeno pode ser percebido 
pelo desenvolvimento de nuvens cúmulos. 
 
Até aqui vimos brevemente como a estabilidade 
está relacionada ao desenvolvimento de nuvens, 
isto é, nuvens em camadas tendem a se formar em 
ar estável enquanto que nuvens cumuliformes 
tendem a se formar em ar instável. A seção 
seguinte descreve como a estabilidade atmosférica 
influi nos mecanismos físicos responsáveis pelo 
desenvolvimento de cada tipo de nuvem. 
 
 
4
Desenvolvimento das Nuvens e 
Estabilidade 
A estabilidade da atmosfera desempenha um papel 
importante na determinação do crescimento vertical 
das nuvens cúmulos. Por exemplo, se existir uma 
camada estável próximo ao topo das nuvens 
cúmulos (como acontece numa inversão), a nuvem 
terá dificuldade em subir mais alto e fica da forma 
conhecida como “cúmulos de bom tempo”. 
Contudo, se uma profunda camada instável ou 
condicionalmente instável existir acima da nuvem,então a nuvem pode se desenvolver verticalmente 
em um cúmulo congestus em forma de torre com o 
topo como uma couve-flor. Quando o ar instável 
tem profundidade de vários quilômetros, o cúmulo 
congestus pode se desenvolver em um 
cumulonimbos (figura 5.11). 
 
A maior parte das nuvens se forma quando o ar 
sobe, se expande e se resfria. Basicamente, 
mecanismos a seguir são responsáveis pelo 
desenvolvimento da maioria das nuvens que 
observamos: (a) aquecimento da superfície e 
convecção livre; (b) topografia; (c) ascensão devida 
a convergência do ar superficial; (d) levantamento 
do ar ao longo das frentes (ver figura 5.8). 
 
Convecção e Nuvens – Algumas áreas da 
superfície da terra são melhor absorvedoras da luz 
solar do que outras e, portanto, o calor é 
transmitido para cima mais rapidamente. O ar em 
contato com estas bolhas quentes se torna mais 
quente que o ar ao redor. Uma bolha quente de ar 
(uma térmica) se solta da região superficial 
aquecida e sobe expandindo-se e se resfriando 
enquanto sobe. À medida que a térmica sobe, se 
mistura com o ar mais frio e mais seco ao redor e 
gradualmente perde sua identidade. Seu 
movimento para cima então se torna mais lento. 
Freqüentemente antes de se tornar completamente 
diluída, outras térmicas ascendentes posteriores 
penetram nela e ajudam o ar a subir um pouco 
mais alto. Se o ar ascendente se resfria a ponto de 
se saturar, a umidade se condensará e a térmica 
se torna visível a nós como uma nuvem cúmulos. 
 
Observe na figura 5.11 que à distância há uma 
tempestade cujo topo é plano em forma de uma 
bigorna. A razão para este formato é o fato de que 
aquela nuvem alcançou o ar estável da estratosfera 
e a ascensão do ar é dificultada a partir daí. 
Conseqüentemente o topo da nuvem se espalha 
horizontalmente enquanto fortes ventos nesta 
altitude (normalmente acima de 10.000 metros) 
carregando horizontalmente o gelo da parte 
superior da nuvem. 
 
Topografia e Nuvens – Ao mover-se 
horizontalmente, o ar, obviamente, não pode 
ultrapassar um grande obstáculo, tal como uma 
montanha, tendo portanto que passar por cima. O 
forçamento para cima do ar ao longo de uma 
barreira topográfica é chamado levantamento 
orográfico. Freqüentemente grandes massas de ar 
sobem quando se aproximam de longas cadeias de 
montanhas como a Sierra Nevada e as Montanhas 
Rochosas. Este levantamento produz resfriamento 
e se o ar for úmido formam-se nuvens. As nuvens 
produzidas desta maneira são chamadas nuvens 
orográficas. 
 
Observe na figura 5.9 que os movimentos do ar 
são para baixo fora das nuvens cúmulos. Estes 
movimentos descendentes são causados em parte 
pela evaporação em torno da nuvem que resfria o 
ar e o torna mais pesado. Uma outra razão para o 
movimento descendente é a complementação da 
corrente ascendente iniciada pela térmica. O ar frio 
desce lentamente para substituir o ar quente que 
sobe. Portanto temos ar ascendente na nuvem e ar 
descendente a sua volta. Como a subsidência do 
ar inibe fortemente o surgimento de térmicas, 
pequenas nuvens cúmulos mostram o céu azul 
entre elas (figura 5.10). 
 
Um exemplo de levantamento orográfico e 
desenvolvimento de nuvens é dado na figura 5.12. 
Observe que, após ter subido sobre a montanha, o 
ar superficial no outro lado (corrente abaixo) está 
consideravelmente mais quente do que era na 
superfície do lado onde o vento sopra. A 
temperatura mais alta do ar do lado a sotavento é o 
resultado do calor latente sendo convertido em 
calor sensível durante a condensação do ar 
ascendente. De fato, o ar ascendente no topo da 
montanha está consideravelmente mais quente que 
estaria se não tivesse ocorrido condensação. 
 
À medida que as nuvens cúmulos crescem, elas 
sombreiam o solo da luz solar. Isto logicamente 
reduz o aquecimento superficial e a convecção 
ascendente. Sem um contínuo suprimento de ar 
ascendente, a nuvem começa a se dissipar à 
medida que suas gotas evaporam. Ao contrário da 
marcante aparência de um cúmulos em 
crescimento, as nuvens então têm tempos de vida 
diversos com fragmentos de nuvens se estendendo 
para os lados. Se as nuvens se dissiparem ou 
forem transportadas pelo vento, o aquecimento 
superficial recomeça gerando novas térmicas que 
se tornaram novos cúmulos. Por isso é muito 
comum vermos nuvens cúmulos se formando, 
gradualmente desaparecendo e depois 
reaparecendo no mesmo lugar. 
 
Observe também na figura 5.12 que a temperatura 
do ponto de orvalho do ar no lado descendente é 
menor do que antes que o ar fosse levantado sobre 
a montanha. O menor ponto de orvalho e portanto 
o ar mais seco do lado descendente é resultante da 
condensação do vapor d’água e que permanece 
como gotículas de água de nuvem e como 
precipitação do lado do vento. Esta região do lado 
descendente de uma montanha, onde a 
precipitação é observada ser menor e o ar é 
 
 
5
freqüentemente mais seco é chamada região de 
sombra da chuva. 
 
Embora as nuvens sejam mais freqüentes no lado 
do vento das montanhas, elas podem, sob certas 
condições atmosféricas se formar do outro lado 
também. Por exemplo, o ar estável fluindo sobre 
uma montanha normalmente gera ondas que se 
formam que podem se estender por centenas de 
quilômetros a sotavento. Estas ondas normalmente 
se assemelham às ondas que se formam num rio 
após passarem por um grande obstáculo. Lembre-
se que no capítulo 4 as nuvens formadas por 
ondas têm a forma característica de lentes e são 
chamadas nuvens lenticulares. 
 
A formação de nuvens lenticulares é mostrada na 
figura 5.13. O ar úmido sobe no lado ascendente 
da onda, se resfria e se condensa produzindo uma 
nuvem. No lado descendente, o ar desce e se 
aquece e a nuvem evapora. Visto do chão, as 
nuvens parecem estar paradas enquanto o ar 
passa por elas. Quando o ar entre camadas de 
nuvens é muito seco para produzir nuvens, nuvens 
lenticulares se formarão umas sobre as outras, 
algumas vezes se estendendo até a estratosfera e 
parecendo com uma esquadrilha de aviões 
suspensa no ar. (Ver figura 4.26). 
 
Observe na figura 5.13 que devido às nuvens 
lenticulares, formam-se vórtices girando. A parte 
ascendente destes vórtices pode ser resfriar o 
suficiente para formar nuvens rotor. O ar num rotor 
é extremamente turbulento e representa um dos 
maiores perigos para a aviação em suas 
vizinhanças. Também há perigosas condições de 
vôo próximo ao setor a sotavento das montanhas 
onde fortes movimentos descendentes do ar estão 
presentes. 
 
Após examinarmos o conceito de estabilidade e a 
formação das nuvens, passemos a examinar como 
pequeninas partículas de nuvens se transformam 
em chuva e neve. A próxima seção, portanto, olha 
para os processos de produção de precipitação. 
 
Processos de Precipitação 
 
Como todos sabemos, o tempo nublado não quer 
dizer que necessariamente vai chover ou nevar. De 
fato muitas nuvens se formam e são vistas por 
vários dias sem que produzam precipitação. Em 
Eureka, Califórnia, o céu durante o dia no mês de 
agosto costuma ficar mais de 50% do tempo 
encoberto mas a precipitação de agosto é de uns 
poucos milímetros. Como então as gotículas das 
nuvens crescem o suficiente para produzir chuva? 
E por que algumas nuvens produzem chuva e 
outras não? 
 
Na figura 5.14 podemos ver que uma gotícula 
comum de nuvem é extremamente pequena, tendo 
o diâmetro médio de 0,02 milímetros. Também se 
observa na figura 5.14 que uma gotícula típica de 
nuvem é 100 vezes menor que uma gota típica de 
chuva. As nuvens, portanto, são compostas de 
muitas gotículas pequenas, pequenas demais para 
cair como chuva. Estas diminutas gotículas 
requerem apenas fracas correntes ascendentes 
para se manterem suspensas. Mesmo aquelas 
gotas que caem, descem lentamente e evaporam 
no ar mais seco em volta da nuvem. 
 
No capítulo4, vimos que a condensação tem início 
sobre levíssimas partículas denominadas núcleos 
de condensação. O crescimento das gotas da 
nuvem por condensação é lento e, mesmo em 
condições muito favoráveis, levaria vários dias para 
que este processo sozinho criasse uma gota de 
chuva. É evidente, portanto, que o processo de 
condensação por si só é extremamente lento para 
produzir a chuva. As observações mostram que as 
nuvens podem se desenvolver e iniciar o processo 
de precipitação em menos de uma hora. 
Conseqüentemente deve haver algum outro 
processo pelo qual as gotas da nuvem cresçam e 
fiquem pesadas o suficiente para cair como 
precipitação. 
 
Mesmo não sendo ainda totalmente entendidos os 
intrincados mecanismos de formação da chuva, 
dois importantes processos se destacam: (1) 
processo de colisão-coalescência e (2) processo 
dos cristais de gelo. 
 
Processo de Colisão e Coalescência – 
Nas nuvens que se formam a temperaturas acima 
do congelamento (nuvens quentes) as colisões 
entre gotas desempenham parte significativa na 
produção de precipitação. Para produzir as muitas 
colisões necessárias para formar uma gota de 
chuva, algumas gotas precisam ser maiores do que 
as outras. As gotas maiores se formam em torno 
de grandes núcleos de condensação tais como as 
partículas de sal. O movimento aleatório e o 
encontro de gotas podem permitir também as 
variações no tamanho das gotas. Estudos 
recentes, contudo, sugerem que a mistura 
turbulenta entre a nuvem e o ambiente seco a sua 
volta pode ter na realidade um papel importante na 
produção das gotas maiores. Por exemplo, ar seco 
injetado numa nuvem próximo ao seu topo leva à 
evaporação de gotículas até que o ar misturado 
alcance a saturação. Se esta bolha de ar misturado 
subir e se resfriar, o vapor d’água disponível será 
conseqüentemente compartilhado por poucas 
gotas, permitindo que estas cresçam a tamanhos 
maiores do que teriam se assim não fosse. 
 
As gotas grandes caem mais rápido que as gotas 
menores. Conseqüentemente as gotas grandes 
têm a capacidade de se aproximar e colidir com as 
gotas menores em seu caminho. A esta junção de 
gotas colidindo dentro da nuvem se chama 
coalescência. Estudos de laboratório mostram que 
a colisão nem sempre garante a coalescência. 
Algumas vezes as gotículas se afastam uma da 
outra durante a colisão. A coalescência parece ser 
 
6
aumentada se as gotículas em colisão tiverem 
cargas elétricas opostas (sendo portanto atrativas). 
Portanto a eletricidade atmosférica parece ter 
importância no crescimento das gotas na nuvem e 
na produção de chuva. Um outro importante fator 
que determina o crescimento das gotas pelo 
processo de colisão é o tempo que a gotícula leva 
dentro da nuvem. Como as correntes de ar 
ascendentes de ar diminuem a velocidade de 
queda das gotas, uma nuvem com fortes 
movimentos ascendentes irá maximizar o tempo 
que a gotícula leva numa nuvem e, portanto, o 
tamanho que elas podem crescer. 
 
Nas regiões tropicais, onde as nuvens cúmulos 
quentes crescem até grandes alturas, fortes 
correntes convectivas ascendentes ocorrem com 
freqüência. Na figura 5.15, suponha que uma gota 
de nuvem sobre numa forte corrente ascendente. 
Enquanto a gota sobe, colide e captura gotas 
menores em seu caminho, e cresce até que 
alcança o tamanho de aproximadamente um 
milímetro. Neste ponto a corrente ascendente na 
nuvem só consegue contrabalançar a ação da 
força de gravidade sobre a gota. Neste ponto a 
gota permanece suspensa até que cresça um 
pouquinho mais. Uma vez que a velocidade de 
queda da gota seja maior que a velocidade 
ascendente da nuvem, a gotícula desce 
lentamente. Enquanto a gotícula cai, algumas 
gotas menores são capturadas por ela tornando-se 
então maiores. No momento que esta gotícula 
alcança a base da nuvem, ela será uma grande 
gota de chuva com um diâmetro de mais de 5 
milímetros. Como gotas deste tamanho caem mais 
rápido e alcançam o solo primeiro, elas ocorrem 
tipicamente no início de um temporal que tenha 
origem nestas nuvens cúmulos quentes e 
convectivas. 
 
Examinamos até aqui o modo como as gotículas 
das nuvens quentes crescem o suficiente pelo o 
processo de colisão-coalescência para cair como 
gotas de chuva. O fator mais importante na 
produção de gotas de chuva é o conteúdo de água 
líquida da nuvem. Em uma nuvem com suficiente 
água, outros fatores importantes são: 
1. o tamanha relativo da gotícula 
2. a carga elétrica das gotículas e o campo 
elétrico na nuvem 
3. a cobertura de nuvens 
4. as correntes ascendentes da nuvem 
 
Nuvens estratos relativamente finas com lentas 
correntes ascendentes de ar, no máximo, só 
conseguem produzir chuviscos (a forma mais leve 
de chuva) enquanto que nuvens cúmulos em forma 
de torre associadas com rápido levantamento de ar 
podem causar fortes temporais. Vamos agora 
voltar nossa atenção para os processos de cristais 
de gelo na formação da chuva. 
 
Processo de Cristais de Gelo – O processo 
de cristais de gelo, (também conhecido como 
Processo de Bergeron, porque Tor Bergeron foi o 
meteorologista sueco que propôs que 
essencialmente todas as gotas de chuva começam 
como cristais de gelo) propõe que para a formação 
da chuva tanto cristais de gelo quanto gotículas de 
água líquida deve coexistir nas nuvens a 
temperatura abaixo do congelamento. 
Conseqüentemente este processo de formação de 
chuva é extremamente importante nas latitudes 
médias e altas, onde as nuvens são capazes de se 
estender para cima em regiões onde as 
temperaturas do ar estão abaixo do congelamento. 
A figura 5.16 ilustra uma nuvem cumulonimbos 
típica que se forma nas Grandes Planícies da 
América do Norte. 
 
Na região quente da nuvem (abaixo do nível de 
congelamento) onde existem somente gotículas de 
água, podemos esperar que as gotas estejam 
crescendo por colisão e coalescência como 
anteriormente descrito. Surpreendentemente no ar 
frio logo acima do nível de congelamento quase 
todas as gotículas da nuvem ainda são compostas 
de água líquida. As gotículas de água líquida que 
existem em temperaturas abaixo do congelamento 
são chamadas super-resfriadas. Em níveis mais 
altos os cristais de gelo se tornam mais 
numerosos, mas ainda em número inferior ao de 
gotículas. Os cristais de gelo existem em maior 
número na parte superior da nuvem, onde as 
temperaturas caem para muito abaixo do 
congelamento. Por que há tão poucos cristais de 
gelo na parte média da nuvem, mesmo com 
temperaturas abaixo da temperatura de 
congelamento? Estudos de laboratório revelam que 
quanto menor for a quantidade de água pura, tanto 
menor será a temperatura em que a água irá 
congelar. Como as gotículas da nuvem são 
extremamente pequenas, a temperatura tem que 
baixar muito até que se transforme em gelo. 
 
Do mesmo modo que gotículas de água líquida se 
formam sobre os núcleos de condensação, os 
cristais de gelo podem se formar no ar sob 
temperaturas sub-congeladas se houverem 
partículas formadoras de gelo denominadas 
núcleos de congelamento. O número de núcleos de 
congelamento disponíveis na atmosfera é pequeno, 
especialmente nas temperatura acima de -10oC. 
Embora alguma incerteza ainda exista com 
respeito à fonte principal de núcleos de 
congelamento, sabe-se com certeza que certos 
minerais argilosos, bactérias provenientes de 
plantas em decomposição e os próprios cristais de 
gelo são excelentes núcleos formadores de gelo. 
Além disso, as partículas servem como excelentes 
núcleos de congelamento se a sua geometria for 
semelhante à de um cristal de gelo. 
 
Agora podemos entender porque existem tão 
poucos cristais de gelo na região com temperaturas 
abaixo do ponto de congelamento em algumas 
nuvens. As gotas líquidas da nuvem só podem 
congelar-se a temperaturas muito baixas. Os 
 
7
núcleos degelo podem iniciar o crescimento dos 
cristais de gelo mas eles não são abundantes na 
natureza. Portanto estamos lidando com uma 
nuvem fria que contém muito mais gotículas 
líquidas do que partículas de gelo, mesmo a baixas 
temperaturas. Nem as pequeninas gotas líquidas 
nem as partículas sólidas são grandes o suficiente 
para cair como precipitação. Como então o 
processo de cristais de gelo produz chuva e neve? 
 
No ar sub-congelado de uma nuvem fria, muitas 
gotículas líquidas super-resfriadas estarão em volta 
de cada cristal de gelo. Suponha que as partículas 
de gelo e as gotículas líquidas na figura 5.17 são 
parte de uma nuvem fria super-resfriada. Observe 
que mais moléculas de vapor d’água estão em 
volta de cada gotícula de água super-resfriada do 
que cada partícula de gelo. Esta superioridade no 
número de moléculas de vapor em torno da 
gotícula força o vapor a se mover (difundir) desde a 
gotícula na direção dos cristais de gelo. A remoção 
das moléculas de vapor à volta das gotículas 
líquidas as fazem evaporar recompondo a 
suprimento de vapor d’água em redor. Este 
processo se constitui numa fonte contínua de 
umidade para os cristais de gelo, que absorvem o 
vapor d’água e crescem rapidamente. Portanto, 
durante o processo de cristais de gelo, os cristais 
de gelo crescem às expensas das gotículas de 
água ao redor. 
 
Neste caso os cristais de gelo podem crescer bem 
mais. Por exemplo, em algumas nuvens os cristais 
de gelo podem colidir com gotículas líquidas super-
resfriadas. Ao contato, as gotículas líquidas se 
congelam e fazem crescer o cristal de gelo – um 
processo chamado acreção ou acumulação 
(accretion / riming). A parte sólida (acrescida) que 
se forma é chamada graupel (grãos de neve ou 
granizo mole). Quando o graupel precipita, a 
colisão com as gotículas da nuvem pode fazê-lo 
quebrar-se em pequenas partículas de gelo. Estes 
pedaços podem então tornarem-se novo graupel 
que podem produzir novos pedaços. Nas nuvens 
frias os delicados cristais de gelo podem colidir 
com outros cristais e se quebrarem em partículas 
de gelo menores ou pequenas sementes que 
congelarão centenas de gotículas super-resfriadas 
em contato. Em ambos os casos uma reação em 
cadeia pode se desenvolver, produzindo muitos 
cristais de gelo. Ao caírem eles podem colidir e se 
juntar a outros, formando um agregado de cristais 
de gelo chamado floco de neve (figura 5.18). Se o 
floco de neve se derreter antes de atingir o solo, 
ele continua a sua queda como gota de chuva. 
Portanto, muito da chuva que cai nas latitudes 
médias e altas, mesmo no verão, começa como 
neve. 
 
Semeadura de Nuvens e Precipitação – 
O principal objetivo de muitas experiências 
referentes a semeadura de nuvens consiste em 
injetar (ou semear) um nuvem com pequenas 
partículas que irão agir como núcleos, de modo 
que as partículas da nuvem irão crescer o 
suficiente para cair até a superfície como 
precipitação. O primeiro ingrediente em qualquer 
projeto de semeadura é, obviamente a presença de 
nuvens. (A semeadura não cria nuvens). Contudo, 
pelo menos uma parte da nuvem (normalmente a 
parte superior) deve ter água super-resfriada 
porque a semeadura de nuvens usa o processo de 
cristais de gelo para fazer com que as partículas da 
nuvem cresçam. 
 
Os primeiros experimentos em semeadura de 
nuvens foram conduzidos por Vincent Schaefer e 
Irving Langmuir em fins dos anos 40. Para semear 
uma nuvem, eles jogavam gelo seco moído 
(dióxido de carbono sólido) de um avião. Como o 
gelo seco tem temperatura de –78oC, este atua 
como um agente resfriador. Os pequenos 
pedacinhos de gelo caindo dentro da nuvem 
resfriam o ar a ponto de permitir a formação de 
novas gotículas líquidas. Estas novas gotículas 
(juntamente com as que já existiam) são então 
capazes de tornarem-se gelo rapidamente. Os 
novos cristais de gelo formados crescem então às 
expensas das gotículas líquidas vizinhas e, após 
alcançarem tamanho suficientemente grande, 
caem como precipitação. 
 
Em 1947, Bernard Vonnegut demonstrou que o 
iodeto de prata (AgI) poderia ser usado como 
agente na semeadura de nuvens. Devido ao iodeto 
de prata ter uma estrutura de cristal similar à do 
cristal de gelo, age como um núcleo de 
congelamento efetivo a temperaturas inferiores à 
de congelamento. O iodeto de prata faz com que 
os cristais de gelo se formem de duas maneiras: 
1. Os cristais de gelo se formam quando os 
cristais do iodeto de prata entram em 
contato com gotículas super-resfriadas. 
2. Os cristais de gelo crescem à medida que 
o vapor d’água é depositado sobre os 
cristais do iodeto de prata. 
 
O iodeto de prata é mais fácil de manusear do que 
o gelo seco, uma vez que pode ser jogado na 
nuvem a partir de aspersores localizados tanto no 
solo quanto nas asas de pequenos aviões. Embora 
outras substâncias tais como o iodeto de chumbo e 
o sulfeto de cobre sejam núcleos efetivos de gelo, 
o iodeto de prata continua sendo a substância mais 
comumente usada nos projetos de semeadura de 
nuvens. 
 
Precipitação nas Nuvens – Nas nuvens frias 
fortemente convectivas, a precipitação pode 
começar poucos minutos depois que a nuvem se 
forma e pode ser iniciada, tanto pelo processo de 
colisão-coalescência, quanto pelo processo de 
cristais de gelo. Se os dois processos se iniciarem, 
ainda mais precipitação irá crescer por agregação. 
A precipitação não ocorre normalmente nas nuvens 
estratiformes quentes, mas é bastante comum 
estar associada às nuvens estratiformes frias como 
os nimbostratos e os altostratos. Esta precipitação 
 
8
 provavelmente se forma pelo processo de cristais 
de gelo, uma vez que o conteúdo de água líquida 
destas nuvens é geralmente menor do que nas 
nuvens convectivas, o que torna o processo de 
colisão-coalescência muito menos eficiente. As 
nuvens nimbostratos são normalmente espessas o 
suficiente para se estender a alturas onde a 
temperatura do ar seja bastante baixa, e tais 
nuvens perduram por longos períodos, o suficiente 
para que o processo de cristais de gelo possa 
iniciar a precipitação. 
As gotas de chuva que alcançam a superfície 
terrestre são em geral maiores que 6 mm, uma vez 
que as colisões (sejam glancing ou head-on) entre 
gotas tendem a quebrá-las em muitas gotículas 
menores. Além disso, quando as gotas de chuva 
crescem muito, se tornam instáveis e se quebram. 
(Se você tem curiosidade quanto ao diâmetro real 
de uma gota de chuva, leia a seção Foco). 
 
Após uma tempestade, a visibilidade normalmente 
melhora principalmente porque a precipitação 
remove muitas das partículas em suspensão. 
Quando a chuva se combina com gases poluentes 
tais como óxidos de enxofre e de nitrogênio, ela se 
torna ácida. A chuva ácida, que tem efeito adverso 
sobre as plantas e os recursos hídricos, tem se 
tornado um grande problema em muitas regiões 
industrializadas do mundo. 
 
Tipos de Precipitação 
 
Até aqui vimos como as gotículas da nuvem são 
capazes de crescer o suficiente para cair até o solo 
como chuva ou neve. Enquanto caem, as gotículas 
e os flocos de neve podem ser alterados pelas 
condições atmosféricas encontradas abaixo da 
nuvem, transformando-se em outras formas de 
precipitação que podem influenciar profundamente 
o nosso meio ambiente. 
 
Neve: Vimos que muito da precipitação que 
alcança o solo na realidade começou como neve. 
No verão, a altura de congelamento é normalmente 
bastante alto e os flocos de neve ao caírem de uma 
nuvem derretem bem antes de alcançar a 
superfície. No inverno e nas regiões temperadas, 
contudo, o nível de congelamento pode estar 
bastante baixo e os flocos de neve teriam mais 
chance de continuar congelados. Na realidade os 
flocos de neve podem cair normalmente cerca de 
300 metros antes de derreterem completamente. 
Quando o ar mais quente abaixodas nuvens está 
relativamente seco, os flocos de neve derretem 
parcialmente. A evaporação da água líquida resfria 
o ar e isto pode retardar o derretimento da neve. 
 
Chuva: Muitas pessoas consideram ser chuva 
qualquer gota de água líquida que cai. Para o 
meteorologista, porém, esta gota que cai deve um 
diâmetro igual ou maior que 0,5 mm para ser 
considerada chuva. Gotas finas uniformes de água 
cujo diâmetro seja menor que isto são chamadas 
chuvisco ou garoa. A maior parte do chuvisco cai 
das nuvens estratos; contudo pequenas gotas de 
chuva podem cair através do ar que esteja 
insaturado, evaporando parcialmente e alcançando 
o chão como chuvisco. Ocasionalmente a chuva 
caindo de uma nuvem pode nunca alcançar a 
superfície porque a baixa umidade causa a sua 
rápida evaporação. À medida que estas gotas se 
tornam menores, a sua taxa de queda diminui e 
elas parecem ganchos no ar como uma corrente de 
chuva. Estas correntes evaporantes de chuva são 
chamadas virga (ver figura 5.19). 
 
Será que “está sempre frio o suficiente para 
nevar”? Embora este seja um ditado popular nos 
lugares mais frios, o fato é que nunca o ar está frio 
o suficiente para nevar. Na verdade condensa mais 
vapor d’água do ar quente e saturado do que do ar 
saturado, porém frio. Contudo não importa quão 
frio o ar se torne, ele sempre possui algum vapor 
d’água que poderia produzir neve. De fato, 
pequeníssimos cristais de gelo têm sido 
observados caindo a temperaturas da ordem de –-
47oC. Nós normalmente associamos ar 
extremamente frio com ausência de neve porque 
as condições de tempo mais frias do inverno 
ocorrem com céu claro e noites calmas, condições 
normalmente observadas em áreas com alta 
pressão onde há poucas nuvens ou nenhuma 
nebulosidade. 
 
As gotas de chuva podem também cair da nuvem e 
não alcançar o solo se elas encontrarem o ar 
subindo rapidamente numa corrente ascendente. 
Se a corrente ascendente enfraquece ou muda a 
sua direção e se torna uma corrente descendente, 
as gotas suspensas vão cair no solo na forma de 
uma súbita chuvarada. As chuvas que caem de 
nuvens cumuliformes são normalmente breves e 
esporádias, pois estas nuvens se movem, levando 
a chuva consigo. Se as chuvas forem 
excessivamente fortes, são chamadas aguaceiros 
ou pancadas. Graças à nuvem cumulonimbos que 
normalmente contém grandes correntes 
convectivas, é totalmente possível que um lado da 
rua esteja seco (setor da corrente ascendente) 
enquanto uma chuva intensa esteja ocorrendo do 
outro lado (setor da corrente descendente). A 
chuva contínua, contudo, normalmente cai a partir 
de nuvens em camadas que cobrem uma grande 
área e têm menores correntes verticais. Estas 
condições são normalmente associadas com as 
nuvens nimbostratos. 
 
Se você recolher flocos de neve sobre um objeto 
escuro e examinar atentamente você verá que a 
forma mais comum de floco de neve é um do tipo 
radial denominado dentrite. Enquanto os cristais de 
gelo estão caindo dentro da nuvem, estão 
constantemente sendo expostos a condições de 
temperatura e umidade que variam muito. Uma vez 
que muitos cristais de gelo podem se agregar para 
formar um floco de neve muito maior, os cristais de 
 
9
gelo podem assumir padrões os mais complexos 
(figura 5.21). 
 
Granizo mole e chuva congelante: Considere na 
figura 5.22 os flocos de neve caindo. Ao caírem 
num ar mais quente, começam a derreter, mas 
quando alcançam uma camada de ar próximo ao 
solo que esteja com temperatura abaixo da 
temperatura de congelamento, os flocos de neve 
parcialmente derretidos ou mesmo as gotículas 
frias de chuva tornam-se novamente em gelo, 
desta vez não em forma de neve, mas como um 
fino pedaço de gelo transparente (ou translúcido) 
chamado granizo mole (sleet). A imprensa 
americana às vezes confunde este termo com a 
mistura de neve e chuva. Geralmente estes 
pedacinhos de gelo se quebram quando atingem o 
solo e produzem um barulhinho característico 
quando batem numa janela ou numa superfície 
metálica. 
 
A camada de ar frio abaixo da nuvem pode ser tão 
rasa que não chegue a congelar as gotas da 
chuva, mas as resfriam bastante. Quando estas 
gotas super-resfriadas atingem o solo ou algum 
objeto frio elas se espalham e às vezes congelam 
imediatamente, formando uma fina camada de 
gelo. Esta forma de precipitação é chamada chuva 
congelante ou gelo claro. 
 
Granizo: o granizo são pedaços de gelo 
transparentes ou parcialmente opacos, que vão 
desde o tamanho de uma pequena bolinha até o 
tamanho de uma bola de golfe ou maior. Alguns 
são redondos enquanto outros têm forma irregular. 
A maior pedra de granizo documentada caída nos 
Estados Unidos caiu em Coffeyville, Kansas em 
setembro de 1970, pesava 1,5 libras e seu 
diâmetro era de 5,5 polegadas. Não é necessário 
dizer que grandes pedras de granizo são 
tremendamente destrutivas, pois podem quebrar 
janelas, amassar os carros, danificar ou quebrar os 
telhados das residências e causar enorme 
destruição em arvores e plantas. De fato uma única 
tempestade de granizo pode destruir uma 
plantação inteira em poucos minutos. 
 
Estima-se que só nos Estados Unidos os prejuízos 
causados pelo granizo cheguem a 700 milhões de 
dólares anualmente. Embora o granizo seja 
potencialmente letal, somente duas mortes devidas 
à queda de granizo foram documentas nos Estados 
Unidos no século XX. O granizo é produzido nas 
nuvens cumulonimbos quando o graupel, grandes 
gotas muito frias de chuva ou mesmo qualquer 
partícula (inclusive insetos) age como embrião e 
cresce por acumulação de gotículas líquidas super-
resfriadas. Para o granizo crescer até o tamanho 
de uma bola de golf, este deve permanecer na 
nuvem entre cinco e dez minutos. Fortíssimas 
correntes de ar ascendente dento da nuvem 
transportam pequenos embriões até mais acima do 
nível de congelamento. Nas correntes 
descendentes que existem na parte lateral das 
nuvens este granizo em formação desce. Como o 
embrião passa por regiões com variado conteúdo 
de água líquida, uma capa de gelo se forma em 
torno dele e este vai crescendo cada vez mais. 
Quando as partículas de gelo estão com dimensão 
apreciável, elas se tornam tão grandes e tão 
pesadas que não podem mais ser levantadas pelas 
correntes ascendentes e então começam a cair 
como granizo. À medida que este começa a 
descer, as pedras de gelo podem criar uma 
violenta corrente descente (figura 5.25), mas elas 
podem ser levadas novamente para cima pelas 
correntes ascendentes repetindo o ciclo. Mas pode 
acontecer que a queda seja para fora da nuvem e 
então o gelo começará a derreter no ar mais 
quente logo abaixo. As pedras de gelo menores 
normalmente derretem antes de chegar ao solo, 
mas, em tempestades violentas de verão, as 
pedras podem ter crescido tanto que chegam a 
atingir o solo antes de se derreterem 
completamente. Portanto, surpreendentemente as 
formas maiores de precipitação congelada ocorrem 
durante o período mais quente do ano. 
 
Em seu movimento, as nuvens cumulonimbos 
podem depositar o granizo em uma longa e estreita 
coluna. Se a nuvem continuar ativa por um período 
de tempo considerável, é possível uma grande 
acumulação de granizo. Por exemplo, em junho de 
1984, uma devastadora tempestade de granizo 
atingiu durante uma hora subúrbios de Denver, 
Colorado. Além dos seus efeitos destrutivos, a 
acumulação de granizo nas rodovias oferece 
enorme perigo ao tráfego. Por exemplo, quatro 
pessoas morreram em Soda Springs, Califórnia em 
um engavetamento envolvendo 15 veículos numa 
auto-estrada coberta por granizo em setembro de 
1989. 
 
Devido ao fato de o granizo trazer tantos prejuízos, 
vários métodos têm sido tentados de evitar que 
este se forme nas tempestades. Um método 
empregado é a semeadura das nuvens com 
grandes quantidades de iodeto de prata.Estes 
núcleos levam ao congelamento das gotículas de 
água super-resfriadas convertendo-as em cristais 
de gelo. Estes cristais de gelo crescem ao estarem 
em contato com mais gotículas de água super-
resfriadas. Com o tempo, os cristais de gelo 
crescem e passam a ser chamados graupel e se 
tornam embriões de granizo. Um grande número 
de embriões é produzido quando há semeadura e 
a competição por gotículas de água super-resfriada 
pode ser tão grande que nenhum dos embriões 
consiga chegar a ponto de se tornar o destrutivo 
granizo. Os cientistas russos alegam ter grande 
sucesso em eliminar o granizo usando núcleos de 
congelamento como o iodeto de prata e o iodeto de 
cobre. Contudo tais experimentos têm sido feitos 
de tal modo que não permite uma avaliação 
estatística. Nos Estados Unidos os resultados da 
maioria dos experimentos de supressão do granizo 
são ainda não conclusivos. 
 
 
10
Medindo a Precipitação 
 
Instrumentos - Um pluviômetro padrão é 
normalmente usado para a medida de precipitação. 
Este instrumento consiste de um coletor na forma 
de funil fichado a um longo tubo de medida (fig 
5.26). A área da seção transversal do coletor é dez 
vezes a do tubo. Deste modo, a chuva que cai no 
coletor é ampliada de um fator dez no tubo, 
permitindo assim medidas de grande precisão – até 
décimos de milímetro. Uma quantidade menor do 
que esta é denominada de traço. 
 
Os instrumentos usados para o registro contínuo 
da quantidade de precipitação são denominados 
de pluviógrafos. 
 
Radar Meteorológico e Precipitação – O 
radar (radio detection and ranging) tem se tornado 
uma ferramenta essencial para os meteorologistas, 
pois eles fornecem informações sobre tempestades 
e precipitação em regiões anteriormente 
inacessíveis. Os meteorologistas usam o radar 
para examinar dentro das nuvens do mesmo modo 
que os médicos usam o raio-X para examinar 
dentro do corpo humano. Essencialmente, uma 
unidade de radar consiste de um transmissor que 
emite poderosos pulsos de microondas. Quando 
esta energia encontra um objeto – chamado de 
alvo – uma fração desta energia é refletida de volta 
na direção do transmissor e é detectada por um 
receptor. O sinal de retorno é amplificado e 
mostrado em uma tela, produzindo uma imagem ou 
“eco” do alvo. O tempo entre a transmissão e a 
recepção da energia dá uma medida da distância 
do alvo. 
 
O brilho do eco está diretamente relacionado com a 
quantidade (intensidade) de chuva que cai de uma 
nuvem. Deste modo, a tela do radar mostra não só 
onde a precipitação está ocorrendo, mas também 
quão intensa ela é. Nos anos mais recentes, a 
imagem do radar tem sido mostrada em gradações 
de cores que denotam a intensidade da 
precipitação dentro de uma faixa de variação de 
unidades correspondente do radar (fig. 5.28). 
 
O radar não só fornece informações sobre 
precipitação, ele permite aos meteorologistas 
verificar o surgimento de tornados em 
tempestades. Falaremos mais sobre um tipo 
especial de radar – o radar Doppler – 
especialmente usado para este fim quando 
tratarmos no Capítulo 10 das tempestades severas 
e dos tornados. 
 
Resumo 
 
Neste capítulo nós lidamos com os conceitos de 
estabilidade, formação de nuvens e precipitação. 
Nós vimos que, porque o ar estável tende a resistir 
aos movimentos verticais, a nuvens formadas em 
atmosfera estável geralmente se estendem 
horizontalmente e têm uma aparência estratificada. 
O ar estável tanto pode ser causado por 
resfriamento do ar junto à superfície ou pelo 
aquecimento do ar em níveis mais altos. 
 
Uma atmosfera instável tende a favorecer o 
movimento vertical do ar e a produzir nuvens 
cumuliformes. A instabilidade pode ser atingida 
tanto pelo aquecimento do ar junto à superfície 
como pelo resfriamento do ar em níveis altos. Em 
uma atmosfera condicionalmente instável, o ar não 
saturado que sobe pode ser levado a um nível 
onde comece a haver condensação, sendo 
liberado calor latente, o que resulta em 
instabilidade. 
 
Nós analisamos as gotas de nuvens e percebemos 
que elas, individualmente, são muito pequenas e 
leves para alcançar o solo na forma de 
precipitação. Elas podem crescer como gotas de 
nuvens, caindo através dela, colidindo e se 
agregando com gotas menores em seu trajeto. Em 
nuvens onde a temperatura está abaixo do 
congelamento, os cristais de gelo podem crescer 
mais em detrimento das gotas líquidas 
circundantes. Na medida em que um cristal de 
gelo começa a cair, ele pode se tornar maior pela 
colisão com gotas líquidas, que irão se congelar 
pelo contato. Na tentativa de causar mais 
precipitação, algumas nuvens são semeadas. 
 
Examinamos as várias formas de precipitação. 
Nós aprendemos que os fortes movimentos 
verticais dentro de uma nuvem cumulonimbos 
podem carregar partículas de gelo acima dos níveis 
de congelamento, onde eles podem adquirir uma 
cota extra de gelo e formar tempestades de granizo 
muito destrutivas. Nós citamos os instrumentos 
usados para medir a precipitação e verificamos 
que, embora os pluviômetros sejam os 
instrumentos mais comumente usados para medir 
a precipitação, o radar tem se tornado uma 
importante ferramenta para a determinação da 
intensidade de precipitação. 
 
 
 
11
 
 
 
 
TERMOS CHAVE 
 
Os seguintes termos foram listados na ordem em que aparecem no texto. Defina cada um. Isto o ajudará a 
revisar o material apresentado neste capítulo. 
 
 
 
Processo adiabático 
Taxa adiabática seca 
Taxa adiabática úmida 
Gradiente vertical de 
temperatura 
Atmosfera absolutamente 
estável 
Atmosfera absolutamente 
instável 
 
Nível de condensação 
Atmosfera condicionalmente 
instável 
Levantamento orográfico 
Coalescência 
Núcleo de cristalização 
Processo de cristais de gelo 
Acreação 
Semeadura de nuvens 
 
Chuva 
Virga 
Neve 
Graupel 
Granizo 
Pluviômetro 
Pluviógrafo 
Radar 
 
 
 
QUESTÕES DE REVISÃO 
 
1. Defina cada um dos termos abaixo: 
(a) gradiente adiabático seco (ou taxa adiabática seca) 
(b) gradiente adiabático úmido (ou taxa adiabática úmida) 
(c) gradiente vertical de temperatura (taxa de variação ambiental) 
2. Por que os gradientes adiabáticos seco e úmido de resfriamento são diferentes? 
3. Como podemos fazer a atmosfera ficar mais estável? E mais instável? 
4. O que significa dizer que a atmosfera é condicionalmente instável? 
5. Explique porque uma inversão térmica representa condições de atmosfera extremamente estável. 
6. Que tipos de nuvens você esperaria encontrar em atmosfera estável? E em atmosfera instável? 
7. Por que as nuvens cúmulos são mais freqüentemente observadas à tarde? 
8. Explique porque existem grandes áreas de céu claro entre nuvens do tipo cúmulos. 
9. Por que a maioria das nuvens de tempestades tem uma base plana? 
10. Liste as quatro principais maneiras de se formar nuvens. 
11. Explique porque as sombras de precipitação ocorrem geralmente à sotavento das montanhas. 
12. De que lado da montanha se formam as nuvens lenticulares? A barlavento ou a sotavento? 
13. Qual a diferença básica entre uma gota de nuvem e uma gota de chuva? 
14. Explique como o processo de colisão-coalescência produz chuva. 
15. Como o processo de cristais de gelo produz precipitação? Qual a principal premissa atrás deste 
processo? 
16. Qual o princípio básico usado na semeadura de nuvens? 
17. Qual a diferença entre chuva e chuvisco? 
18. Por que fortes chuvas geralmente caem de nuvens cumulonimbos? Por que chuvas fracas e contínuas 
caem de nuvens estratiformes? 
19. O que é virga? 
20. Como é processo que dá origem à formação de granizo? 
21. Qual o nome dos instrumentos usados para medir a quantidade de precipitação? 
22. Como o radar mede a intensidade de precipitação? 
 
 
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Figura 5.1 – Quando a rocha A é retiradade sua posição 
ela retornará a sua posição original; a rocha B, entretanto, 
acelerará afastando-se cada vez mais da sua posição 
original. 
Figura 5.2 – O gradiente adiabático seco. Na 
medida em que a parcela permaneça não 
saturada, ela se expande e se resfria em 
100C por 1000 metros; a parcela que desce 
se comprime e se aquece em 100C por 1000 
metros. 
 
 
 
 
 
Figura 5.3 – Uma atmosfera estável. Temos uma 
atmosfera absolutamente estável quando uma parcela 
de ar ascendente está mais fria e mais pesada (i.e, mais 
densa) que o ar ao seu redor. Se lhe for dada a 
oportunidade (i. e, se liberada) ela volta a sua posição 
inicial, ou seja para a superfície. 
 
Figura 5.4 – O ar frio junto à superfície, nesta 
manhã, produz uma atmosfera estável que inibe os 
movimentos verticais e dá origem à formação de 
nevoeiro e névoa úmida perto do solo. 
 
 
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Figura 5.5 – Uma atmosfera instável. Temos uma atmosfera 
absolutamente instável quando uma parcela de ar ascendente 
está mais quente e mais leve (i.e, menos densa) que o ar ao 
seu redor. Se lhe for dada a oportunidade (i. e, se liberada) 
tanto em (a) quanto em (b) ela continuará a se mover para 
longe da posição original. 
 
Figura 5.6 – Ar instável. O aquecimento proveniente do 
incêndio na floresta aquece o ar, causando uma 
instabilidade junto ao solo. As bolhas de ar aquecidas e 
menos densas (juntamente com a fumaça) se elevam, 
expandindo-se e resfriando-se na medida em que sobem. 
Eventualmente o ar que sobe se resfria até o seu ponto de 
orvalho, começando a condensação e se formando uma 
nuvem cumulonimbos. 
 
 
 
Figura 5.7 – Ar condicionalmente instável. A atmosfera está condicionalmente instável quando o ar estável não saturado 
é levantado a um nível onde ele se torna saturado e mais quente que o ar ao seu redor. Se a atmosfera permanecer 
instável, pode haver desenvolvimento de nuvens cúmulos de grande extensão vertical. 
 
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Figura 5.8 – De uma forma básica, as nuvens se formam: (a) por aquecimento superficial e convecção; (b) 
por forçamento ao longo de barreiras topográficas; (c) por convergência de ar à superfície e (d) por 
ascensão forçada ao longo de uma superfície frontal. 
 
 
 
Figura 5.9 – As nuvens cumulonimbos se formam 
quando bolhas de ar invisíveis se destacam da 
superfície, subindo e se resfriando até o nível de 
condensação. Abaixo e dentro da nuvem, o ar está de 
elevando. Em torno da nuvem o ar está descendo. 
 
 
Figura 5.10 – Nuvens cúmulos sobre a paisagem 
aquecida da Flórida. Cada nuvem representa uma 
região onde as térmicas estão se elevando a partir 
da superfície. As áreas claras entre as nuvens são 
as regiões onde o ar está descendo. As nuvens 
ficam ausentes sobre a água levemente mais fria. 
 
 
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Figura 5.11 – Nuvens cúmulos se transformam em 
nuvens de tempestades em ar instável sobre os 
Grandes Planos. Note que o cumulonimbos ao fundo, 
com a bigorna como topo, alcançou um nível na 
atmosfera com ar estável. 
 
 
Figura 5.13 – Formação de nuvens lenticulares. 
 
 
 
 
 
 
Figura 5.12 – Desenvolvimento de nuvem por ascensão 
topográfica e formação de uma região de sombra de 
precipitação. 
 
 
Figura 5.14 – Tamanho relativo de gotas de chuva, 
gotas de nuvem e de núcleo de condensação. 
 
 
 
 
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Figura 5.15 – Uma gota de nuvem ascendendo e depois 
caindo através de uma nuvem cúmulos quente pode 
crescer por colisão e coalescência e emergir da nuvem 
com uma grande gota de chuva. 
 
Figura 5.16 – Distribuição de gelo e água dentro de 
uma nuvem cumulonimbos. 
 
 
 
 
Figura 5.17 – O processo de cristas de gelo. Um maior 
número de moléculas de vapor d´água em redor de 
gotas líquidas faz com que haja o crescimento dos 
cristais de gelo por difusão na medida em que as 
moléculas de movem da água liquida para os cristais de 
gelo. Os cristais de gelo absorvem o vapor d´água e se 
tornam ainda maiores enquanto que as gotas de água 
se tornam menores 
 
 
Figura 5.18 – Partículas de gelo nas nuvens. 
 
 
 
 
 
Figura 5.19 – No ar mais seco sob estas nuvens, a 
chuva que cai evapora, produzindo o que chamamos 
de virga. 
 
 
 
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Figura 5.20 
 
Figura 5.21 – Algumas das muitas formas que 
tomam os cristais de neve. 
 
 
 
Figura 5.23 – Acúmulo de chuva congelada durante 
uma tempestade provoca a queda dos fios de 
energia. 
 
Figura 5.22 – Sleet se forma quando um floco de neve 
parcialmente derretido ou uma gota fria de chuva se 
congela em uma pellet de gelo antes de alcançar o solo. 
 
 
 
 
Figura 5.24 – O granizo de Coffeyville. 
Figura 5.25 – Processo de formação de granizo. Os 
fortes movimentos verticais nesta nuvem 
cumulonimbos mantêm as partículas de gelo 
suspensas na nuvem. 
 
 
 
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