06-ClimatologiaAmbiente- MUDANÇAS CLIMATICAS

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Capítulo 1 .- Introdução à climatologia
 
O B J E T I V O
- Conhecer as ferramentas estatísticas empregadas para elaborar estudos sobre o clima. 
1.1 Definição e conceitos básicos
A climatologia é a ciência que estuda todas as formas de intercâmbio energético entre a superfície 
terrestre e a atmosfera, através do tratamento estatístico dos fenômenos meteorológicos que afetam um 
determinado lugar e, conseqüentemente, os seres vivos dessa região.
Para o estabelecimento das peculiares características próprias do clima de uma região, o 
procedimento adotado é o seguinte: 
1. o primeiro passo consiste na observação e medição instrumental das 
variáveis meteorológicas em um determinado lugar, por um longo período de 
tempo de aproximadamente 30 anos; 
2. os dados obtidos são tratados estatisticamente para a obtenção de seu valor 
freqüencial; 
3. uma vez obtido o peso relativo de cada elemento climático, tenta-se 
averiguar as relações existentes entre eles; 
4. quando já se conhece as características climáticas de uma zona, realiza-se 
um estudo da inter-relação entre o meio geográfico e o clima; 
5. finalmente, utiliza-se a climatologia como um instrumento de auxílio para a 
previsão do tempo. 
 
O conceito de clima surge como um estado médio das variáveis 
meteorológicas, registradas durante um longo período de tempo, de 
pelo menos 10 anos.
1.2 Métodos para a determinação do clima
No momento de definir um clima, observa-se um conjunto de métodos baseados no 
procedimento geral descrito anteriormente; porém, com um tratamento diferenciado dos 
dados. Na prática, são empregados conjuntamente os diferentes métodos, ressaltando 
aquele mais importante, de acordo com o tipo e o tamanho da região objeto de estudo, e 
dos objetivos buscados na análise. 
Figura 1.1: Temperaturas e índices pluviométricos médios mensais em Colombo (Sri Lanka) e Cairo (Egito). 
1.2.1 Método analítico
Este método é baseado na observação do clima como o resultado do conjunto dos 
estados médios dos elementos que o constituem, considerando um período de tempo de 
observação bastante longo (no mínimo, 10 anos). O estado médio de cada elemento é 
obtido através do cálculo de uma simples média aritmética de cada variável, relacionada 
com cada época do ano, sendo assim definidas as características próprias do clima em 
cada mês ou estação. 
O método analítico proporciona uma informação rápida e descritiva do perfil climático de 
uma região, sendo útil para fazer uma primeira aproximação no estudo do clima; porém, 
possuindo, ao mesmo tempo, algumas limitações evidentes. Ao considerar cada um dos 
elementos separadamente, não se conhece a influência existente entre eles, 
impossibilitando, portanto, o estabelecimento de uma relação. Por exemplo, entre a 
nebulosidade e a precipitação (mm ou l/m2) ou entre o índice pluviométrico e a 
temperatura média. 
1.2.2 Método dos índices
Com o objetivo de remediar as deficiências do método analítico, surge o método dos 
índices, como conseqüência das necessidades do homem para tabular certas sensações 
ou efeitos. Assim, por exemplo: para que se possa descrever a sensação de frio, não 
somente leva-se em consideração a temperatura ambiente, mas também a velocidade do 
vento. Deste modo, cria-se toda uma série de índices climáticos que combina dois ou 
mais elementos, que é utilizado, em maior ou menor medida, de acordo com as 
necessidades particulares de uma população. 
É muito comum o uso destes índices que relacionam valores médios mensais dos 
elementos; todavia, em muitas ocasiões não se pode extrair deles suficiente informação 
para descrever com detalhes as flutuações do tempo. Por isso, também é muito freqüente 
o uso de índices diários, que estimam a freqüência de dias frios, chuvosos, nublados ou 
com fortes ventos; e não mensais, por considerarem cada dia do mês com as mesmas 
características meteorológicas. 
1.2.3 O método sinóptico
O método dos índices não chega a explicar a relação causa-efeito entre os distintos 
elementos do clima; relação esta que permitiria realizar uma confiável previsão do tempo, 
surgindo então a necessidade de empregar um método sinóptico. Este método é baseado 
no tratamento estatístico das características atmosféricas de um determinado lugar, para 
explicar o tempo ali esperado; ou seja, baseia-se na interpretação dos anticiclones e das 
depressões, na passagem das frentes ou na direção dos ventos predominantes em cada 
época do ano. 
Como acontece nos dois métodos anteriores, este também apresenta seus 
inconvenientes, já que para um mesmo estado da atmosfera podem ocorrer duas 
situações meteorológicas distintas. 
 
Na determinação do clima de uma região, são seguidas várias etapas 
no tratamento estatístico dos dados. Desde a determinação do termo 
médio de cada variável, individualmente (método analítico), até a 
utilização de índices que os relacionem (método dos índices); para 
finalmente estabelecer previsões futuras do tempo (método sinóptico).
1.3 Principais símbolos utilizados em 
meteorologia
No estudo do tempo atmosférico e na elaboração de cartas sinópticas, utiliza-se 
cotidianamente um conjunto de sinais que representam os diferentes estados de cada 
elemento meteorológico. Na seqüência, são apresentados os mais importantes com seus 
respectivos significados conceituais. 
1.3.1 Símbolos relativos à nebulosidade
 Figura 1.2: Cobertura do céu em oitavas. 
 
Figura 1.3: Tipos de nuvens. 
Fonte: Adaptado a partir de Climer (2000). 
1.3.2 Símbolos relativos à umidade do ar e às 
precipitações
 
Figura 1.4: Umidade do ar e precipitações. 
Fonte: Adaptado a partir de Climer (2000). 
 1.3.4 Símbolos relativos às frentes
 
Figura 1.6: Representação gráfica das frentes. 
1.3.3 Símbolos relativos à velocidade do vento
 
 Figura 1.5: Velocidade do vento. Fonte: Adaptado a partir de Climer (2000). 
1.3.5 Símbolos relativos ao estado do mar
 
 
Figura 1.7: Estado do mar. 
1.3.6 Outros símbolos
 
 
Figura 1.8: Outros símbolos. 
 
Figura 1.9: Exemplo de carta sinóptica representativa do tempo na Espanha. 
 
Figura 1.10: Exemplo de mapa sinóptico representativo do tempo para as regiões sul e sudeste do Brasil. 
Fonte: Adaptada a partir de Monteiro (1998). 
Os elementos climáticos, que se estudarão em detalhe nos próximos tópicos, estão 
condicionados por uma série de fatores gerais que conferem características climáticas em 
pequena e em grande escala. Todos estes fatores podem-se classificar em três grandes 
grupos que se verão a seguir: fatores astronômicos, geográficos e meteorológicos. 
Capítulo 2 .- Fatores do clima
 
O B J E T I V O
- Proporcionar uma visão das circunstâncias que alteram as características previsíveis do clima. 
2.1 Fatores astronômicos
O fator astronômico mais importante do clima é a diferente inclinação com a qual os raios 
solares chegam a cada ponto do planeta. Esta inclinação depende, por sua vez, de três 
fatores: da época do ano, da latitude particular do lugar, e da hora do dia. 
2.1.1 Influência da época do ano
Um dos aspectos mais importantes no momento de definir as particularidades locais do 
clima são as características das estações nesse lugar. A existência de quatro estações 
deve-se à inclinação do eixo de rotação da Terra com relação ao plano de sua órbita ao 
redor do Sol, sendo este o fator que produz uma distinta orientação dos raios solares em 
um determinado lugar, de acordo com a época do ano, mais perpendicularmente no verão 
do que no inverno. 
 
Figura 2.1: Representação do movimento elíptico da Terra ao redor do Sol e disposição dos dois equinócios 
e dos dois solstícios anuais, em função da inclinação do eixo de rotação terrestre. 
A divisão do ano é realizada em função dos dois equinócios e dos dois solstícios. Os 
solstícios são marcados pelos dias que possuem mais e menoshoras de luz, 
correspondendo à separação angular máxima do plano do equador terrestre com relação 
ao Sol; já nos equinócios, o dia e a noite possuem a mesma duração, pois são os únicos 
momentos em que o plano do equador terrestre coincide com o Sol. Sendo assim, para o 
hemisfério austral se tem um solstício de inverno em 21 de junho, e um de verão a 22 de 
dezembro, dando-se o inverso para o boreal. Os equinócios ocorrem em 22 de setembro 
e a 21 de março. 
Como se pode observar na figura anterior, o movimento da Terra em torno do Sol não 
segue uma órbita circular, mas elíptica, com o Sol situado em um dos focos da elipse. 
Desta forma, ocorre uma aproximação máxima entre ambos uma vez por ano, e 
paralelamente, passa-se por um ponto de máximo distanciamento. É importante destacar 
aqui a não influência deste fato na existência das quatro estações; e mais, durante os 
verões austrais a Terra se acha mais próxima do Sol do que no inverno. 
A trajetória traçada pelo movimento elíptico da Terra é dividida então em quatro regiões 
separadas pelos equinócios e pelos solstícios, com diferentes comprimentos e nas quais 
a velocidade de passagem do planeta é diferente. Efetivamente, isto deve ser assim para 
que exista uma compensação entre a força de atração exercida pelo Sol e a força 
centrífuga deste movimento elíptico, sendo também lógico que o módulo da velocidade de 
translação terrestre em torno do Sol seja maior quanto maior for a proximidade com o 
astro. Conseqüentemente, a duração das quatro estações difere em alguns dias; e mais 
ainda, quando para as estações com um menor arco de elipse percorrido a velocidade 
seja maior. 
 
Reflita: Você identifica grandes alterações climáticas decorrentes da 
mudança de estação durante o ano? Como estas alterações 
influenciam o clima de sua região?
2.1.2 Influência da latitude
Devido à esfericidade da Terra, as radiações solares incidem com diferentes inclinações 
de acordo com a latitude na qual nos encontramos, portanto, devemos somar a inclinação 
do eixo de rotação terrestre em relação à normal, para acabar definindo as características 
climáticas gerais de cada franja meridional do planeta. Em uma classificação geral 
distinguimos uma série de regiões nas quais incide uma quantidade de radiação sobre 
sua superfície semelhante. 
- Zona tórrida: abrange toda a superfície equatorial, sendo delimitada pelo 
trópico de Câncer, ao norte, e pelo trópico de Capricórnio, ao sul; ambos 
situados a uma latitude de 23º 27'. 
- Zonas temperadas: situadas na seqüência da zona tórrida até uma latitude 
de 66º 33' ao norte e ao sul. 
- Zonas polares: abrangem ambos os pólos.
 Figura 2.2: Diferentes inclinações, em função da latitude, das radiações solares em cada época do ano. 
Na representação anterior pode ser observada a menor inclinação das radiações solares 
no equador com relação às outras zonas e a menor influência sazonal que ali ocorre. Ao 
longo das quatro estações, a orientação dos raios solares varia muito pouco. Como 
conseqüência disto, os países equatoriais desfrutam de um clima quente durante todo o 
ano, com pouquíssimas flutuações. Também é característica nestas zonas a observação 
do Sol em seu ponto mais alto duas vezes por ano à entrada dos equinócios, quando o 
Sol incide perpendicularmente sobre a superfície. Este fenômeno já não ocorre nas zonas 
temperadas, e muito menos nas polares, nas quais o Sol não passa nunca de uma 
determinada altura. 
CIDADE ALTITUDE LATITUDE MÉDIA TÉRMICA ANUAL
Belém 0 m 1º28'S 25,9ºC
Salvador 0 m 12º55'S 25,5ºC
Vitória 0 m 20º19'S 24,4ºC
Belo Horizonte 852 m 19º56'S 21,5ºC
Rio de Janeiro 5 m 22º54'S 23,8ºC
São Paulo 731 m 23º32'S 19,8ºC
Tabla 2.1. Influência de altitude e latitude nas médias anuais. 
Fonte: IBGE (1995). 
2.1.3 Influência horária
Voltemos uma vez mais à inclinação do eixo terrestre, em torno do qual a própria Terra dá 
um giro completo em um período de 24 horas. Aparece aqui o conceito de dia e de noite, 
segundo as horas nas quais haja ou não luz solar, cujas durações são características da 
latitude. Se o eixo fosse perpendicular às radiações solares, o dia e a noite durariam doze 
horas em todo o mundo; entretanto, isto somente ocorre somando todos os dias e todas 
as noites do ano, sendo os dias mais longos no verão e as noites no inverno. 
A quantidade de horas de Sol em cada paralelo é refletida na figura 2.3, a partir da qual 
se observa os seis meses seguidos de luz e de sombra que caracterizam os pólos. 
 Figura 2.3: Duração do dia e da noite em função da latitude. Foente: Candel (1982). 
 
Os fatores astronômicos que influenciam no clima têm sua base na 
inclinação do eixo de rotação da Terra em relação a sua elipse de 
rotação em relação ao Sol.
2.2 Fatores geográficos
2.2.1 Fatores geográficos gerais
A distinta distribuição de continentes e oceanos entre os dois hemisférios condiciona, em 
grande parte, os padrões climáticos característicos de cada zona: 
- as três quartas partes da superfície do planeta são líquidas e apenas 5% de 
toda a superfície sólida se encontram no hemisfério de uma suposta Terra cujo 
pólo norte se centraria na Bretanha francesa; 
- esta distribuição, além disso, dispõe-se formando grandes massas 
continentais muito regulares e não em forma de uma grande quantidade de 
ilhas ou penínsulas, com a qual se intercalam extensas superfícies sólidas 
dentro da grande superfície líquida oceânica.
Como conseqüência de ambos os efeitos, cabe destacar uma série de fenômenos 
meteorológicos entre a terra e o mar, decorrentes de suas diferentes características 
físicas e geográficas. Efetivamente, devido ao maior calor específico da água em relação 
ao solo, necessita-se maior quantidade de energia para aquecer o mar, de maneira que 
suas mudanças de temperatura são sempre menores. Esta propriedade do mar, 
acompanhada de seu movimento convectivo, lhe confere uma função termostática muito 
importante na climatologia. Nos continentes ocorre o contrário, onde a inexistência destes 
movimentos e a diversidade no tipo de solo, de diferente capacidade calorífica, dão 
origem aos gradientes de temperatura entre as distintas regiões. 
Outra diferença substancial é aquela referente ao regime dos ventos, que é 
condicionado pelo tipo de atrito ao qual é submetido em terra e mar. O coeficiente de 
atrito do mar é muito menor que o da terra, onde os ventos marítimos perdem velocidade 
e têm tendência a subir ao entrar em contato com o continente. Quando as correntes de 
ar provêm da terra, o fenômeno é o oposto, produzindo-se sua aceleração. 
Merece especial menção a influência que o sistema de correntes marinhas possui no 
regime de climas continentais, que contrasta notavelmente com a distribuição climática 
oceânica, pelas diferentes características físicas e geográficas mencionadas 
anteriormente. 
 
As zonas costeiras são as mais influenciadas pela ação destas 
correntes marinhas.
 
Em geral, pode-se dizer que as correntes marinhas frias e quentes convergem nas costas 
orientais dos continentes, enquanto nas ocidentais tendem a divergir, de modo a 
permitirem o estabelecimento de uma série de modelos quanto ao clima global: 
- em latitudes tropicais e subtropicais da costa Oeste dos continentes, as 
correntes são relativamente frias e a variabilidade térmica é escassa, com 
freqüente nebulosidade e poucas precipitações; 
- nas mais elevadas latitudes costeiras ocidentais, as correntes procedem dos 
trópicos, sendo, portanto, quentes, originando um clima úmido e suave; 
- nas costas orientais e em latitudes tropicais e subtropicais, as correntes são 
quentes, estando associadas a um clima quente e chuvoso; 
- mais ao norte e nestas mesmas costas, as correntes são frias e os invernos 
muito rigorosos, mas com verões quentes.
Como conseqüênciade todos os fatores geográficos vistos até agora, surgem as 
primeiras generalizações das regiões climáticas na Terra. 
Nas grandes extensões continentais, onde não há uma circulação considerável dos 
ventos e zonas de altas pressões, o ar que está em contato com a terra adquire suas 
propriedades físicas; nascem aqui as correntes de ar quente ou frio, dependendo da 
temperatura do solo ou dos ventos, úmidos ou secos, em relação à origem terrestre ou 
oceânica destes. Estas massas de ar estacionário deslocam-se ao fim de alguns dias, 
devido às mudanças de temperatura do solo, especificamente quando este se encontra 
mais frio que o ar superficial, fazendo-o em direção às zonas de baixas pressões. 
A disposição bárica (de pressões) sobre a superfície terrestre está, por sua vez, 
condicionada pela distribuição meridional de temperaturas; isto é, depende em grande 
parte da época do ano na qual nos encontramos, de forma que surge uma série de 
correntes aéreas, características do verão e do inverno, cuja zona de ação é bastante 
definida. 
Figura 2.4: Padrão de correntes aéreas no verão e no inverno. Fonte: Fradejas, Llorente & Muñoz (1984). 
2.2.2 Fatores geográficos locais
As características geomórficas particulares da superfície terrestre emersa são as causas 
de muitos fenômenos meteorológicos habituais, nelas originam-se padrões climatológicos 
típicos de cada zona. Nas considerações gerais delineadas no tópico anterior, 
acrescentam-se os efeitos próprios do relevo: zonas montanhosas, planícies, tabuleiros, 
grandes bacias hidrográficas, etc. Assim, em uma montanha isolada, por exemplo, a 
variação de temperatura é muito maior do que em uma planície ou em um vale, onde o ar 
estaciona ao nível do solo, favorecendo a formação de névoas persistentes. 
Entre todos os fenômenos meteorológicos originados ou condicionados por razões 
geográficas, destacamos os seguintes: 
2.2.2.1 Intercepção do vento por uma montanha
A circulação do vento é orientada pelas irregularidades montanhosas do relevo, 
bifurcando as linhas de corrente que as rodeiam e comprimindo-as em seus cumes. O 
efeito produzido é representado graficamente na figura 2.5, podendo-se observar a 
adaptação destas linhas ao contorno geográfico. 
 
Figura 2.5: A circulação do vento adapta-se ao contorno terrestre, que o canaliza e o 
orienta até certa altura, conhecida como altura de influência. 
As linhas de corrente se adaptam ao terreno, deformando-se vertical e horizontalmente 
com relação à própria trajetória em linha reta, quando em uma situação livre de 
obstáculos. O grau de deformação depende principalmente do regime de turbulência do 
vento; assim, para uma circulação com regime laminar, a deformação alcança a chamada 
altura de influência a uma altitude que corresponde aproximadamente ao triplo da altura 
da montanha. à medida que o grau de turbulência aumenta, esta altitude vai elevando-se 
e os máximos destas curvas se deslocam horizontalmente passado o cume montanhoso. 
Paralelamente, também se fala de uma distância horizontal de influência, que aumenta 
conforme o faz a turbulência. 
Todos os efeitos que uma montanha possa exercer sobre a meteorologia de uma zona 
são amplificados por uma cordilheira, onde não há lugar para a circulação do vento pela 
montanha. Em situações de regime laminar, o ar que choca contra uma vertente da 
cordilheira fica paralisado, permanecendo estático e dificultando a passagem das 
correntes. Ao outro lado da vertente, o ar também fica estacionado, formando-se outra 
zona de escassa circulação. Em contrapartida, para situações de regime turbulento, ao 
chocar o ar de frente, são gerados característicos movimentos convectivos, que provocam 
a acumulação da nebulosidade e a proliferação de tormentas nessa encosta. 
 
Figura 2.6: Nebulosidade de retenção. 
2.2.2.2 Ondas de montanha
Quando as correntes de ar são úmidas e a altura da montanha alcança uma cota 
suficiente, podem-se originar as chamadas ondas de montanha, típicas no clima de 
algumas regiões circunjacentes às cordilheiras. Sua origem há que ser buscada na 
combinação de duas forças quanto à descida do ar por uma das vertentes: a própria força 
do movimento do ar e a força ascendente, provocada pelo equilíbrio térmico do vapor de 
água. 
O ar ascendente, carregado de umidade e forçado a ascender verticalmente, adquire as 
características próprias do cume da montanha. Ali, o vapor de água tende a tomar os 
valores de pressão e temperatura correspondentes à essa altitude, de maneira que, ao 
voltar a descer, separa-se do estado de equilíbrio, sendo pressionado a voltar a subir. O 
resultado desta força, combinado com o próprio movimento do ar em sentido inverso, é a 
formação de algumas ondas acompanhadas de nuvens típicas, conhecidas como nuvens 
lenticulares. 
Figura 2.7: No gráfico observa-se a sucessão de nuvens lenticulares seguindo o 
movimento ondulatório do vento. 
2.2.2.3 O efeito Föehn
Outro efeito provocado pelo impacto das correntes de ar úmido com sistemas 
montanhosos é o chamado efeito Föehn, que ocorre em situações nas quais a pressão 
atmosférica não varia muito com a altura. O vento úmido ao elevar-se por uma encosta de 
maneira mais ou menos adiabática, vai se condensando devido ao declínio de 
temperatura em relação à altitude (1ºC a cada 200 metros aproximadamente), por 
empregar parte da energia na mudança de fase. Ali são típicas a nebulosidade e as 
precipitações, enquanto na outra vertente o ar é muito mais quente, pois a variação de 
temperatura com relação à altitude é superior (da ordem de 1ºC a cada 100 metros), 
devido ao fato de que não se emprega energia para passar do estado líquido ao de vapor 
(por ter havido precipitação a fase líquida na outra vertente). 
 Figura 2.8: Variação da temperatura com relação à altitude, durante o efeito Föehn. 
2.2.2.4 Intercepção de frentes
O choque de uma frente contra uma montanha ou cordilheira gera algumas condições 
características em ambas as encostas. Se a massa de ar em movimento for quente, esta 
desloca-se formando uma frente de inclinação positiva, devido à subida natural do ar 
quente, porém, menor que a inclinação normal da montanha. Por outro lado, para uma 
massa de ar fria a inclinação é negativa e os efeitos climáticos provocados são diferentes. 
No caso de uma frente quente, a variação meteorológica na cordilheira é a seguinte: 
1. no momento do impacto se define uma massa de ar mais fria entre a frente e 
a encosta da montanha; 
2. o próprio empuxo do ar quente, ao chocar-se contra os obstáculos, provoca 
uma inclinação mais acentuada da frente, obrigando o ar a se deslocar com um 
movimento mais vertical. Isto, por sua vez, provoca instabilidade do tempo a 
sotavento, onde tanto a nebulosidade quanto as precipitações são freqüentes; 
3. uma vez que a massa de ar quente tenha ultrapassado o cume, desce pela 
outra vertente, ficando inicialmente estagnada na base da montanha; 
4. à medida que o ar quente desce, sobrepõe-se à zona estacionária para 
formar uma nova frente, que segue seu caminho, ficando na situação 
representada na figura 2.9. 
 Figura 2.9: Evolução de uma frente quente ao sofrer um impacto contra uma cordilheira. 
No caso da frente fria, a massa de ar quente é forçada a subir pela encosta, sendo 
freqüentes as precipitações a sotavento até que ultrapasse o topo da montanha, e como 
no caso anterior, forma-se então uma região de ar estagnado, sobre a qual a frente fria 
desliza, seguindo seu caminho. O processo está representado na figura 2.10: 
Figura 2.10: Evolução de uma frente fria ao entrar em impacto contra a cordilheira. 
 
Procure saber: identifique os fatores geográficos de sua região, 
procurando estabelecer qual a influência que estes fatores provocam 
na determinação do clima regional.2.3 Fatores meteorológicos
Há toda uma série de fatores meteorológicos, que também podem ser considerados como 
elementos do clima que influenciam e condicionam o restante dos elementos climáticos. 
Entre estes fatores destacam-se principalmente os ligados à formação e posterior 
evolução de frentes, tais como a pressão atmosférica e a temperatura; e outros fatores 
que os acompanham como elementos, como a nebulosidade, por exemplo. 
As frentes aparecem quando entram em movimento as massas de ar estacionárias que 
nascem nas zonas de altas pressões. Há então regiões nas quais habitualmente centram-
se os anticiclones, onde originam-se a formação destas massas de ar, que ao fim de um 
tempo, durante o qual adquirem a temperatura própria dessa região (que constituirá a 
natureza fria ou quente da frente), começam a deslocar-se até zonas de pressões mais 
baixas. 
 
O caminho seguido pelas frentes estabelece o conjunto de padrões 
climáticos de cada região do planeta.
Em geral, pode-se dizer que as massas de ar que se dirigem para as zonas equatoriais 
vão se aquecendo em seu deslocamento, portanto, instabilizando-se; já aquelas que se 
deslocam para latitudes maiores o efeito é contrário. Paralelamente, se estabelecem 
frentes úmidas normalmente acompanhadas de precipitações para aquelas massas de ar 
procedentes do oceano, e frentes mais secas para aquelas que nascem nos continentes. 
Quando duas frentes distintas se chocam, gera-se um movimento do ar em espiral, mais 
ou menos intenso, que em último caso dá origem à formação de ciclones. Os ciclones 
exercem basicamente sua ação em algumas zonas bem específicas, onde são 
característicos, e nas quais as massas de ar que entram em contato abrangem toda a 
troposfera. 
A circulação geral das correntes de ar possui uma influência determinante na distribuição 
das grandes correntes marinhas. Estas, por sua vez, têm um efeito importante sobre o 
clima das costas continentais que banham, devido ao atrito do vento sobre o mar. A 
camada mais superficial dos oceanos é arrastada em forma de marola, que segue a 
mesma direção e que arrasta conseqüentemente as camadas mais profundas. A força 
desta corrente vai se perdendo com a profundidade, alcançando um máximo de 100 
metros, além dos quais já não é apreciável a influência do vento. 
A transmissão do movimento das diferentes camadas do oceano, marcadas por suas 
características de temperatura, de densidade e de salinidade, sofre um desvio na sua 
direção, com relação à profundidade, causada pelas chamadas forças de Coriolis, de 
origem astronômica. O desvio é produzido para a direita, no hemisfério Norte, e para a 
esquerda, no Sul, mantendo a forma de espiral (espiral de Ekman), de maneira que a 
direção média tomada pela massa de água segue uma trajetória claramente separada 
daquela seguida pelo ar que, no entanto, depende de muitos outros fatores, como o 
contorno continental seguido, a orografia do fundo marinho ou a distribuição da densidade 
da água. 
A partir da circulação geral das correntes marinhas observa-se uma certa simetria entre 
ambos os hemisférios nos oceanos Atlântico e Pacífico. 
Também pode-se observar o papel destacado que desempenha uma série de correntes 
em particular. Este é o caso, por exemplo, da corrente do Golfo ("Gulf Stream"), de 80 
milhões de metros cúbicos por segundo, que desloca das Antilhas para a Europa 
Ocidental uma massa de água temperada e salgada que confere verões quentes a toda a 
franja costeira ocidental do continente europeu. Esta corrente, ao confluir com a corrente 
fria do Labrador, gera uma corrente circular bem característica à frente das costas da 
Flórida, no centro da qual o mar permanece praticamente imóvel. 
Também destacamos outro fator meteorológico que acompanha as massas de ar em 
movimento: a nebulosidade. Seu efeito é duplo. Por um lado, exerce uma função de 
absorção e de reflexão da radiação solar, impedindo que esta alcance o solo e 
provocando, portanto, um declínio da temperatura com relação a uma situação de 
ausência de nuvens. Por outro lado, a existência de nebulosidade pode estar ligada à 
precipitação em condições adequadas, como se verá posteriormente. 
 
Figura 2.11: Padrão das correntes marinhas. 
Fonte: Fradejas, Llorente & Muñoz (1984). 
Capítulo 3 .- Elementos do clima
 
O B J E T I V O
- Conhecer o conjunto de componentes que caracterizam o clima e que interagem entre si na troposfera. 
3.1 Introdução
As condições climáticas existentes em um determinado lugar são definidas por uma série 
de elementos físicos variáveis, que determinam com o tempo sua evolução 
meteorológica. Estes elementos, por outro lado, também são definidores do clima neste 
lugar. Não devemos, entretanto, confundir ambos os conceitos, porque o clima surge 
como conseqüência da medição destes elementos, pelo menos durante dez anos e 
geralmente durante 35 anos pelo denominado ciclo de Brüchner, para seu estudo 
estatístico posterior com o objetivo de definir um estado médio do tempo. 
Para definir as fronteiras climáticas no mundo, é necessário que as unidades de medida 
(elementos climáticos) e os equipamentos instrumentais sejam idênticos em todos os 
lugares. Para caracterizar o tempo, é utilizado basicamente um número de elementos 
entre todos os quais são suscetíveis de serem medidos, seja por sua importância, seja 
pela facilidade de medição. 
Todas as propriedades físicas do ar que estudaremos posteriormente serão vistas 
separadamente, mas na realidade estão relacionadas entre si por leis e equações. 
3.2 A pressão atmosférica
A pressão atmosférica surge em decorrência do próprio peso do ar, que exerce pressão 
em todas as direções sobre cada corpo, equivalendo ao volume da coluna de ar existente 
desde a superfície até o final da atmosfera. 
A pressão atmosférica suportada por uma pessoa situada ao nível do mar é de 1.033 
kg/cm2, o mesmo que 17,5 toneladas sobre todo o corpo. Todo este peso nos machucaria 
se não fosse pela uniformidade de sua ação em todas as direções, equilibrando-se com a 
própria pressão interna do organismo. Assim, a ausência da atmosfera provocaria uma 
expansão dos tecidos que se desgrudariam totalmente. 
O EXPERIMENTO DE TORRICELLI
O primeiro cientista que tabulou a pressão atmosférica foi Torricelli, que encheu de mercúrio (Itg) um tubo 
de vidro de 90 cm fechado em um dos extremos, e o inverteu introduzindo o outro extremo dentro de um 
recipiente também cheio de mercúrio. O próprio peso do Hg provoca a queda de seu nível até equilibrar-se 
com a pressão exercida pelo peso do ar sobre o mercúrio do recipiente, inexistente no outro extremo da 
coluna por estar fechado. A altura alcançada é de 76 cm, magnitude empregada como unidade da pressão 
atmosférica, Patm = 760 mm Hg, o que é o mesmo, Patm = 1 atmosfera = 1013 milibares. 
Figura 3.1: Experimento de Torricelli. 
3.2.1 Variações da pressão atmosférica
O valor da pressão atmosférica é representativo de uma condição atmosférica local e 
momentânea, pois esta pressão não é uniforme em toda a Terra. Seu valor exato depende 
de dois fatores: 
- a estrutura do campo gravitacional não é uniforme, em razão da distribuição 
instantânea das massas de ar, que varia de um momento a outro, 
condicionando o valor da pressão; 
- a orografia terrestre condiciona as medidas de acordo com sua altitude, por 
isso cada dado geral deve ter como referência o nível do mar.
A partir destes dois fatores são estudadas as variações da pressão atmosférica, podendo-
se então estabelecer uma série de considerações gerais. 
3.2.1.1 Variações regulares da pressão
Diariamente pode ser observada em situações de regime anticiclônico a chamada maré 
barométrica, que consiste em uma dupla oscilação da pressão com máximas ocorrendo 
às 10 e às 22 horas e mínimas às 4 e 16 horas. A amplitude desta oscilaçãodepende 
principalmente da latitude; alcançando um valor máximo nos pólos, da ordem de 2 
milibares, e um mínimo no equador. Em situações tempestuosas de baixas pressões 
atmosféricas, as respectivas variações báricas características mascaram este efeito, que 
sempre se produz. 
Outra flutuação observada é a chamada onda anual, de amplitude muito maior, porém 
dependendo mais da altitude e da orografia. Na Terra, quatro tipos de ondas anuais são 
distinguidos: 
- onda com um máximo no verão e um mínimo no inverno, característica dos 
oceanos de latitude média;
- onda com um mínimo no verão e um máximo no inverno, típica dos 
continentes;
- ondas com máximos no verão e no inverno, e mínimos nas estações 
intermediárias ou vice-versa, típicas em regiões submetidas a fortes 
perturbações, como a Europa Ocidental ou as regiões tropicais, onde a pressão 
depende quase totalmente da temperatura;
- ondas quase sem oscilação, características de zonas equatoriais.
3.2.1.2 Variação da pressão com a altitude
Como visto anteriormente, todas as medidas barométricas devem ter como referência o 
nível do mar. Isso ocorre porque em baixas altitudes há uma queda brusca da pressão 
atmosférica com relação à altura, suavizando-se depois em maior altitude. De um modo 
geral pode-se relacionar a pressão à altitude, de acordo com a seguinte equação 
barométrica: 
P = P0 · e
 (-Mg*(z-zo))/RT
em que: 
P0: pressão atmosférica ao nível do mar. 
g: aceleração da gravidade. 
M: massa molecular do ar. 
(z-zo): variação de altitude. 
R: constante universal dos gases perfeitos. 
T: temperatura média. 
3.2.1.3 Variação da pressão por zonas geográficas
A partir do tratamento estatístico das pressões coletadas em todo o planeta durante vários 
anos pode ser estabelecido um padrão bárico geral que divida a superfície terrestre em 
uma série de zonas de pressão característica: 
- zona equatorial, dos 30ºN até os 20ºS, aproximadamente, onde a pressão 
média alcança um mínimo pouco marcado;
- zonas subtropicais, com máximos de pressão mais marcados nos oceanos do 
sul que nos do norte, onde a parte central destaca-se sobre as ilhas dos 
Açores;
- zonas polares, com um mínimo no Pólo Sul e dois mínimos no Ártico, um 
sobre a Islândia e outro sobre o Mar de Bering.
Esta situação ideal é muito influenciável, sobretudo, dependendo da época do ano em 
que nos encontremos. Devido à desigual distribuição dos continentes em ambos os 
hemisférios, o aquecimento e resfriamento destes ocorrem sob diferentes velocidades. No 
inverno setentrional são favorecidas as formações de anticiclones (zonas de alta 
pressão) devido ao resfriamento do solo. No verão, a formação de depressões 
(tempestades), pelo aquecimento do solo, se dá muito mais facilmente que no hemisfério 
Sul. Assim, podemos distinguir duas situações típicas no verão e no inverno, 
representadas na figura 3.2. 
 
Figura 3.2: Mapas das pressões em julho (mapa superior) e em janeiro (inferior). As zonas 
com igual pressão atmosférica são representadas juntas por meio de isóbaras. A 
proximidade das isóbaras é indicativa da existência de fortes ventos, como se pode 
observar no oceano Antártico. 
De todo modo, podemos destacar em qualquer época do ano as zonas que apresentam 
escassa variabilidade bárica, tanto anticiclônicas como tempestuosas, denominadas 
centros de ação semipermanentes, como os anticiclones dos Açores e aqueles situados 
no Pacífico próximo à Califórnia, ou no cinturão anticiclônico do hemisfério Sul, ou ainda, 
nas depressões da Islândia, das Aleutas, da Patagônia e, inclusive, na zona situada ao sul 
da Nova Zelândia. 
3.3 A temperatura
O ar, como a maioria dos gases, apresenta uma condutividade calorífica muito baixa, pois 
a transmissão do calor é produzida pela radiação dos raios solares refletidos pela 
superfície terrestre e pela convecção decorrente da turbulência do ar. Assim sendo, o 
máximo gradiente de temperatura é o vertical, enquanto horizontalmente e ao nível do 
solo as variações somente sejam significativas a vários quilômetros. 
3.3.1 Distribuição geral da temperatura
O fator mais preponderante na temperatura de uma região é sua latitude, da qual 
depende o grau de obliqüidade dos raios solares incidentes e, por conseguinte, a 
quantidade de calor absorvido pela terra. Deste modo, numa primeira análise da 
distribuição das temperaturas fica evidente sua estratificação horizontal, mais perfeita no 
hemisfério Sul que no boreal, devido a sua menor continentalidade. A influência das 
grandes massas continentais, distribuídas desigualmente em ambos os hemisférios, é de 
fácil constatação, sobretudo na variação do gradiente térmico horizontal com relação à 
latitude conforme a tabela abaixo: 
HEMISFÉRIO MÉDIA ANUAL VERÃO INVERNO
Sul 0,65º C 0,44º C 0,82º C
Norte 0,54º C 0,30º C 0,75º C
Tabla 3.1. Variação do gradiente térmico horizontal com relação a latitude por Grew.
Também se observa uma determinada descontinuidade entre os valores médios das 
temperaturas nos oceanos e nos continentes para uma mesma latitude, não somente por 
fatores geográficos, mas também por uma série de fatores de caráter marítimo, como a 
distribuição da porcentagem de salinidade da água do mar, relacionada, por sua vez, à 
porcentagem de evaporação e de precipitação, à direção dos ventos dominantes ou ao 
padrão das correntes marítimas. 
A partir da análise de todos estes fatores pode-se interpretar os mapas de distribuição das 
temperaturas médias ao nível do mar em conformidade com a época do ano, 
configurando-se, assim, as características térmicas do clima de cada região do mundo. 
Figura 3.3: Mapa de temperaturas no verão boreal. As zonas coloridas indicam a temperatura da água 
superficial e as linhas mostram a temperatura média em ºC reduzida ao nível do mar. 
Figura 3.4: Mapa de temperaturas no inverno boreal. As zonas coloridas indicam a temperatura da água 
superficial e as linhas mostram a temperatura média em ºC reduzida ao nível do mar. 
3.3.2 Variações regulares da temperatura
As variações regulares dos elementos meteorológicos constituem, a longo prazo, os 
padrões climáticos de uma região, com características definidas de acordo com a hora do 
dia e a época do ano. Entre todos estes elementos, salienta-se a temperatura; esta segue 
um estabelecido regime diurno e anual de oscilações, dependentes da latitude. A partir 
deste regime cada ano é dividido em quatro estações, segundo a temperatura média de 
cada uma delas. 
3.3.2.1 Oscilação diurna da temperatura
Como visto no capítulo dos fatores astronômicos do clima, o número de horas de Sol 
depende, além da época do ano, da latitude considerada. Quando o Sol sai a cada 
amanhecer, a superfície terrestre começa a absorver as radiações solares e a 
temperatura inicia um perfil ascendente, embora não imediatamente (já que se produz um 
fenômeno de histerese em razão da inércia descendente da temperatura noturna). Assim, 
o mínimo de temperatura é detectado passados vários minutos após a saída do Sol. O 
mesmo fenômeno ocorre ao meio-dia local, quando o Sol passa por seu ponto mais alto; 
todavia, a temperatura segue aumentando até alcançar seu máximo valor depois de umas 
duas horas. Ao anoitecer, o pôr-do-sol marca o fim da absorção e, portanto, o ponto de 
inflexão das temperaturas até seu valor mínimo ao amanhecer. 
 
A nebulosidade minimiza a oscilação diurna da temperatura.
As nuvens atuam como um protetor que reduz a quantidade de radiação solar que chega 
à superfície terrestre durante o dia e inibe o retorno da radiação emitida pela Terra 
durante a noite. 
Nas zonas costeiras, sobretudo no verão, deve-se levar em conta a influência da brisa 
marinha ao meio-dia, que compensa a elevação da temperatura e, inclusive, chegaa 
formar um mínimo secundário no lugar do máximo, de modo que os valores máximos 
deslocam-se no meio da manhã e no meio da tarde. 
 Figura 3.5: Gráfico de temperatura horária na cidade de Florianópolis/SC, entre o meio-dia de 18/02/2008 e 
meio-dia de 19/02/2008. Fonte: UFSC (2008). 
 Figura 3.6: Oscilação diária de temperatura segundo a época do ano na cidade de Barcelona: primavera 
(27/4/97), verão (24/6/97), outono (5/11/97), inverno (3/1/98). 
3.3.2.2 Oscilação anual da temperatura
Se forem representados todos os valores de temperatura, tomados a uma determinada 
hora de cada dia, durante um ano todo ou tomando a temperatura média mensal a essa 
mesma hora no ano todo, percebe-se uma clara tendência térmica característica da 
latitude. 
Esta tendência permite distinguir vários regimes climáticos: 
- Regime equatorial. Máximos de temperatura de pequena amplitude em abril 
e em outubro, um mês após cada equinócio. 
- Regime temperado oceânico. Um máximo de amplitude média entre julho e 
agosto para o hemisfério Norte, e entre janeiro e fevereiro para o hemisfério 
Sul. 
- Regime temperado continental. Diferencia-se do anterior por sua maior 
amplitude. 
- Regime polar. Ausência de oscilação diurna e divisão anual em duas 
estações térmicas, uma com luz solar e outra noturna.
 Figura 3.7: Gráfico de temperatura mínima, máxima e média em Chapecó - SC. Fonte: Monteiro (1998). 
 Figura 3.8: Evolução anual da temperatura média mensal e da média mensal das temperaturas máxima e 
mínima na cidade de Valência durante o ano 1997. 
 
Reflita: Como ocorrem as variações de temperatura em sua região? 
Faça sua análise apoiada nos pontos indicados neste capítulo.
3.4 A umidade e as precipitações
O vapor de água é um dos componentes mais importantes da atmosfera. Sem vapor de 
água não existiriam nuvens, nem tampouco as precipitações se produziriam. O vapor de 
água na atmosfera provém da contínua evaporação da água marinha e continental 
(mares, rios, lagos, etc.). 
3.4.1 Índices de umidade
Para avaliar o conteúdo atmosférico de vapor de água são utilizados alguns índices de 
umidade, mais ou menos úteis, de acordo com a finalidade desejada. 
- Pressão parcial de vapor: representa a pressão que alcançaria o vapor de 
água na ausência dos outros gases atmosféricos e da temperatura ambiente 
existente, ou seja, ocupando o mesmo volume que o ar. Suas unidades 
costumam ser referidas em milibares (mbar) ou hectopascals (hPa), embora 
em certas ocasiões seja utilizado mm de Hg (mm Hg). É importante observar 
as correspondências entre unidades, em que: 1000 mbar = 1013,2 hPa = 760 
mm Hg. 
- Ponto de orvalho: é conhecida como ponto de orvalho a temperatura na qual 
o vapor de água presente na atmosfera fica saturado. Quando o ar está 
carregado de umidade e a temperatura cai, o vapor de água condensa-se 
formando nuvens ou neblinas, e o ponto de orvalho coincide com a temperatura 
ambiente. 
- Déficit de saturação: diferença entre a pressão parcial de vapor de água a 
uma determinada temperatura e a pressão de saturação de vapor de água a 
esta mesma temperatura. É importante não confundir ambos os termos, pois a 
pressão de saturação de vapor de água é a pressão na qual o vapor de água 
estaria em equilíbrio com a água líquida na mesma temperatura. 
- Umidade relativa: é definida como a relação (expressa em porcentagem) 
entre a quantidade de vapor de água contida no ar e a que teria se estivesse 
saturado. Relaciona do mesmo modo as duas pressões tal qual o déficit de 
saturação, porém, em forma de quociente expresso em porcentagem: de 0% a 
100% para o ar abaixo do ponto de saturação, e acima dos 100% para o ar 
supersaturado de vapor de água. 
Figura 3.9: Pressão de saturação do ar sobre água (em linha contínua) e sobre gelo (em linha descontínua) 
com relação à temperatura. 
- Umidade absoluta: é o peso do vapor de água, expresso em gramas, contido 
em um metro cúbico de ar em um determinado instante. Também conhecida 
como os quilogramas de água que acompanham um quilograma de ar seco. 
18 é o peso molecular da água e 29 é o peso molecular do ar.
- Umidade específica: é o peso, em gramas, do vapor de água contido em um 
quilo de ar. Para obter um valor de densidade independente da pressão 
atmosférica total, a massa de vapor de água (em gramas) pode ser referida em 
kg de ar úmido. 
- Proporção de mistura: a proporção de mistura surge da mesma maneira que 
a umidade específica, porém referida em kg de ar seco.
3.4.2 Formas de condensação
A condensação do vapor de água ocorre em grande quantidade sob diferentes maneiras, 
tanto em forma líquida (nebulosidade, chuva, neblina ou orvalho) quanto em forma sólida 
(neve, tempestade ou granizo). O processo de condensação sempre tem sua origem nas 
pequenas partículas sólidas em suspensão no ar, que desempenham a função de núcleos 
de condensação. Seus tamanhos são muito variáveis, porém, não excedem normalmente 
os 10 µm de diâmetro, posto que a partir deste diâmetro sedimentam bastante rápido. A 
origem e a natureza destas partículas são muito diversas, compreendendo desde fuligens 
procedentes de processos de combustão, até partículas de sal oriundas do mar ou dos 
grãos de pólen ou pó. 
3.4.2.1 O orvalho e o sereno
O orvalho tem origem quando a temperatura da superfície de qualquer corpo sólido é 
igual ou inferior à temperatura de condensação do ar nas mesmas condições de pressão 
atmosférica. O processo se dá normalmente à noite e somente em caráter superficial; o 
vapor de água da fina camada de ar que se encontra em contato com a superfície sólida 
satura-se em forma de pequenas gotículas de água, que vão aumentando de volume da 
noite até ao amanhecer. 
O sereno também é um fenômeno meteorológico de condensação noturna, porém, com 
características distintas das do orvalho. O sereno manifesta-se como uma finíssima 
chuva, sem necessidade da presença de nuvens, sendo decorrente do resfriamento geral 
do ar. 
3.4.2.2 A neblina ou nevoeiro
A neblina ou nevoeiro é um fenômeno diferente dos dois anteriores. No aparecimento da 
névoa o ponto de saturação do ar não é alcançado, ela surge, no entanto, como 
conseqüência da alta concentração de pequenos núcleos de condensação em suspensão 
(de um diâmetro médio menor que 1 µm). Neste processo há o resfriamento da massa de 
ar adjacente ao solo (perda de radiação terrestre). 
A presença de nuvens superficiais não deve ser associada a esse fenômeno, pois a 
constituição da névoa apresenta-se como um aerossol atmosférico, formado por 
finíssimas gotas de água em suspensão, distribuídas uniformemente e não como uma 
precipitação destas gotas em baixa velocidade, alternada com sua evaporação, como 
ocorre na formação das nuvens. 
O grau de visibilidade em uma situação de névoa é proporcional à concentração de 
partículas sólidas do ar. Assim, falamos de névoa quando permitem uma visibilidade entre 
1 e 5 km; no que se refere à neblina ou nevoeiro, a distância de visibilidade é inferior a um 
quilômetro. Em alguns casos, a visibilidade não pode superar dois ou três metros. 
Segundo o mecanismo de formação, há vários tipos de neblina ou nevoeiro: 
- Neblinas ou nevoeiros de advecção: resultantes do deslocamento do ar 
quente e úmido procedente do mar sobre as superfícies terrestres, mais frias, 
alcançando a saturação nestas regiões. São mais freqüentes sobre as regiões 
costeiras. 
- Neblinas ou nevoeiros de irradiação: resultantes do resfriamento noturno 
pela radiação de calor das camadas de ar em contato com o solo. É típica sua 
ocorrência em situações anticiclônicas, com céu claro, vento muito fraco com 
alta umidade. Torna-se mais denso pela presença de partículas sólidas em 
suspensão, atuantes como núcleos de condensação. 
- Neblina ou nevoeiro de mistura: aparece quando duas massas de ar 
úmidas, porém não saturadas,e cada qual com temperatura específica, se 
encontram, passando a formar uma nova massa de ar com a temperatura 
média das duas anteriores: 
 - A pressão do vapor de água não aumenta apenas com a temperatura, mas 
também através da concentração do próprio vapor. A turbulência favorece a 
mistura das duas massas com umidade e temperatura diferentes, ocasionando 
aumento do ponto de saturação e originando neblina ou nevoeiro pouco denso. 
- Nevoeiro ou neblina catabática: sua presença é característica em rios que 
atravessam vales ou pântanos rodeados por montanhas. O ar frio que desce 
pelas encostas montanhosas provoca o declínio da temperatura da massa de 
ar úmido das camadas baixas, por efeito da evaporação do rio ou pântano ou 
pela evapotranspiração vegetal. Forma-se então um mar de névoa persistente 
e de caráter local.
Figura 3.10: Aspecto de uma paisagem com neblina ou nevoeiro de irradiação. 
Fonte: Sánchez, et. al (1957). 
 Figura 3.11: Formação da neblina ou nevoeiro. 
- Neblina ou nevoeiro frontal: as frentes são freqüentemente precedidas por 
neblinas ou nevoeiros, procedentes da evaporação da chuva e não do declínio 
de temperatura. São subdivididos em pós-frontal, quando formados na frente 
fria, e pré-frontal, quando formados numa frente quente. 
- Neblina ou nevoeiro orográfico: seu aparecimento decorre da ascensão 
adiabática de uma corrente úmida sobre a encosta de uma montanha. O 
mecanismo de sua formação foi detalhado estudado (como o efeito Foëhn) no 
tópico dos fatores geográficos da climatologia, capítulo 2. 
- Smog: já que a formação de qualquer tipo de neblina é favorecida com uma 
alta concentração de partículas sólidas em suspensão, os núcleos urbanos e 
industriais situados em zonas úmidas são caracterizados pela habitual 
presença de uma névoa poluente, conhecida como smog ácido. Nestas zonas, 
graças à grande quantidade de núcleos de condensação procedentes da 
combustão de hidrocarbonetos, não é necessário que o ponto de orvalho seja 
atingido para que a neblina ou o nevoeiro surjam. Em cidades como Londres 
estas neblinas ou nevoeiros são típicos, formando-se uma dissolução aquosa 
aérea de todo tipo de poluentes.
3.4.2.3 A chuva
A precipitação da água das nuvens em forma de chuva origina-se a partir dos núcleos de 
condensação, formados por grandes números de partículas higroscópicas em suspensão. 
Nestas partículas se depositam as moléculas de água em condições próximas à 
saturação, constituindo uma infinidade de pequenas gotas, que permanecem em 
suspensão no ar ou precipitam-se a uma velocidade muito baixa (cerca de 2,5 metros por 
hora) devido ao pequeno tamanho. Estas gotículas, por si sós, não chegam a alcançar o 
solo, voltando a evaporar ou sendo arrastadas pelo vento, já que para ocorrer o 
mecanismo da chuva outros fatores devem intervir. 
Em latitudes médias e altas, o processo tormentoso se origina em grandes nuvens de 
tormenta verticais, produzindo fortes correntes de ar quente ascendente em forma de 
chaminé e originando grandes turbulências, registrando-se ventos que superan os 100 
km/h. O ascenso do ar vem acompanhado por sua expansão adiabática até alcançar a 
parte superior da nuvem, onde as temperaturas são inferiores a 0ºC. 
A essa altitude formam-se pequenas partículas de gelo que favorecem a adição de 
gotículas de água à sua superfície, já que a pressão de vapor do gelo é menor do que a 
da água e seu próprio peso chega um momento em que se precipitam. Em sua queda o 
gelo liquidifica-se, dando lugar a grossas gotas de chuva que arrastam outras menores 
até alcançarem o solo. 
No caso do chuvisco, as nuvens não se encontram a grandes alturas, não existindo 
nenhuma zona com temperatura abaixo de 0ºC e não ocorrendo, portanto, a formação de 
gelo. Assim, as gotas sempre são finas, não superando meio milímetro. 
Figura 3.12: Processo de formação de uma tormenta. 
Nas regiões tropicais o mecanismo de precipitação da água em forma de chuva está 
principalmente baseado na condensação em suportes sólidos em suspensão, e não na 
formação de núcleos de gelo, pois as temperaturas costumam ser positivas em toda a 
nuvem. O processo cíclico de coagulação e evaporação da água termina por romper-se 
no momento em que as gotas de água atingem um tamanho suficiente que lhes impeça 
de susterem-se, precipitando-se e arrastando as outras menores em forma de fortes 
aguaceiros. 
3.4.2.4 A neve, o granizo e o orvalho
O processo de sublimação implica no fato do vapor de água passar ao estado sólido na 
forma de gelo. Este processo é possível graças a um grupo de partículas em suspensão 
menos freqüente, conhecidas como núcleos de congelamento. Sua ação começa a ser 
efetiva a partir de -12ºC, coexistindo dentro de uma nuvem com a água sub-resfriada, e 
engrossando o volume dos núcleos de gelo. Além de -38ºC já não é possível a existência 
da água a temperaturas negativas e os cristais de gelo formam-se espontaneamente. 
Quando o tamanho dos cristais de gelo é suficientemente grande, estes caem devido ao 
próprio peso em forma de pequenos flocos de neve, que se entrechocam e se 
transformam em flocos maiores. Os cristais de neve adotam uma forma hexagonal 
característica, mais ou menos ramificada e de tamanho variável, entre 50 µm e 1 mm de 
diâmetro. 
A água sub-resfriada presente nas nuvens também pode precipitar, congelando-se por 
contato com as superfícies frias do solo. Falamos, então, da chuva gelada, observada 
como uma fina camada de gelo que recobre a vegetação, os edifícios ou a rede elétrica. 
Caso a água congele antes de cair no solo, a precipitação se produz em forma de granizo 
leve, de cor branca, decorrente do ar nele retido, e pode alcançar a superfície terrestre ou 
ser arrastado de novo para cima por correntes de ar ascendentes. Se ocorrer esta última 
situação, novas gotículas de água sub-resfriada ficam adicionadas nas superfícies das 
pedras de gelo e aumentando seu volume, como em uma sucessão de camadas 
concêntricas, até que seu próprio peso supere a força do vento ascendente, fazendo-as 
cair ao solo. Na análise de uma pedra de granizo pode-se observar a disposição destas 
camadas, conhecidas comumente como pele de cebola, em virtude da semelhança 
estrutural. 
Figura 3.13: Processo de formação de granizo. 
Outro fenômeno de congelamento cotidiano é o da geada (também chamada de geada-
branca ou escarcha), observável nas manhãs frias de inverno, e que nasce do 
congelamento do orvalho. Ainda que o mecanismo seja similar, não devemos confundir a 
geada com a chuva gelada, pois sua origem é diferente. 
 
Procure saber: Como a umidade do ar altera o clima de sua região? 
Em quais épocas do ano essas alterações são mais sentidas?
3.5 A nebulosidade
A formação das nuvens segue o mesmo mecanismo descrito na formação de névoas e 
neblinas, ou seja, a existência de um alto índice de umidade combina-se com uma 
concentração suficiente de núcleos de condensação, que facilitam a passagem do estado 
de vapor para o estado líquido ou sólido (gelo). As gotículas de água, com um diâmetro 
médio de aproximadamente 0,01 mm, caem por seu próprio peso a uma velocidade de 1 
a 1,5 cm/s, devido à resistência do ar, o que permite sua fácil subida com a mais ligeira 
brisa do ar. 
Além disso, quando estas gotas alcançam níveis inferiores da atmosfera, de temperatura 
mais elevada, voltam a evaporar e retornam para o alto, dando a aparência de uma 
massa em suspensão que muda de uma forma bem lenta pela ação dos ventos. 
3.5.1 Classificação das nuvens
Segundo a composição física, classificamos as nuvens em três grupos diferenciados: 
as nuvens de água, as de gelo e as nuvens mistas: 
- as nuvens de água são compostas totalmente por gotículas de água e adotam 
formas bem definidas, com contornos bem delineados; 
- as nuvens de gelo são massas decristais de gelo em suspensão e 
apresentam uma estrutura fibrosa e desfiada, com os contornos mal definidos; 
- as nuvens mistas são misturas de gotas e de cristais onde se observam 
características comuns aos dois tipos anteriores.
A classificação comumente mais utilizada pelos meteorologistas é baseada na 
combinação de uma divisão segundo a altura e a forma. Quanto à altura, distinguimos 
as nuvens baixas, médias, altas e de expansão vertical. Nesta classificação faz-se uma 
segunda classificação, que responde à grande variedade de formas existentes, 
resumindo-se atualmente em dez subgrupos, por combinação de quatro formas básicas: 
cirrus, cúmulus, stratus e nimbus. 
3.5.1.1 Nuvens altas
As nuvens altas, geralmente de gelo, são as que se encontram sempre acima dos 6000 
metros. São deste tipo as seguintes formas: 
- Cirrus: são nuvens de gelo isoladas, de aspecto fibroso e de cor branca 
brilhante. Podem apresentar um aspecto de filamentos desfiados, em forma de 
rabos de galo (cirrus uncinus) que, em decorrência da formação de neve, é 
arrastada para cima pelas correntes de ar ascendentes ou dispostas em 
pequenas nuvens (cirrus flutuantes). 
- Cirruscúmulus: constituídos por pequenos flocos arredondados, dispostos 
em grupos ou fileiras, lembram os altoscúmulus, porém, em pequena escala e 
com o brilho sedoso característico das nuvens de gelo.
- Cirrustratus: formam uma fina camada de nuvens de gelo dispostas como 
um véu que cobre uma grande extensão. Através deles pode-se observar o 
contorno do Sol e da Lua, que não ficam cobertos pela nebulosidade.
Figura 3.14: Na imagem observa-se a disposição dos cirrustratus, que se formam por uma 
inversão da temperatura pela manhã. Fonte: Hady, Wright, Gribbin & Kington (1983). 
3.5.1.2 Nuvens médias
As nuvens médias encontram-se entre 2.000 e 6.000 metros. São deste tipo as seguintes: 
- Altocúmulus. São nuvens de água que formam um teto constituído por 
unidades niveladas de cor branca com sombras cinzas. Provêm geralmente da 
expansão vertical dos cúmulus que, por encontrarem-se com uma zona de 
inversão térmica, desenvolvem-se horizontalmente. De acordo com a 
tonalidade mais branca ou acinzentada, fala-se de altocúmulus translúcidos ou 
opacos.
 
Figura 3.15: Forma nivelada dos altocúmulus. Fonte: Sánchez (1957).
- Altostratus. Surgem da superposição de cirrustratos quando a velocidade do 
vento aumenta de acordo com a altitude, de modo que sua espessura vai 
aumentando até alcançar de 4 a 6 km de altitude, diminuindo 
consideravelmente a visibilidade. São de cor chumbo-acinzentada.
3.5.1.3 Nuvens baixas
As nuvens baixas não superam os 2.000 metros de altura, podendo se estenderem desde 
o nível do solo. Podem ser do tipo de nuvens de água ou mistas. 
- Stratocúmulus. Formam-se a partir de uma estratificação instável do ar 
úmido da atmosfera, sendo interrompida em seu desenvolvimento vertical por 
uma inversão térmica; entretanto, devido à sua natureza instável, conseguem 
atravessá-la em pequenas células que dão lugar às formas cilíndricas 
alongadas na direção do vento ou às esferas acopladas em camadas. São de 
cor cinza mais ou menos escuro, sendo observadas à baixa altura.
- Stratus. Manto de nuvens muito próximas ao solo, de cor cinza claro, que se 
mantêm à baixa altura em decorrência da inversão térmica provocada por uma 
camada de ar mais quente. Quando desce ao solo, pode gerar neblina ou 
nevoeiro ou, se a temperatura for muito baixa, converte-se em neve granulada.
- Nimbustratus. São nuvens mistas, de forma irregular e de cor cinza escuro, 
que originam precipitações de água ou de neve.
3.5.1.4 Nuvens de expansão vertical
A máxima altura das nuvens de expansão vertical chega a alcançar o nível dos cirrus, 
sendo que sua cota mais baixa não costuma ultrapassar o meio quilômetro. 
- Cúmulus. Desenvolvem-se individualmente em situações de forte insolação, 
adquirindo em pouco tempo sua forma globular característica e crescendo cada 
vez mais. Sobre o mar se estendem de 300 a 600 metros de altura; sobre a 
Terra encontram-se entre 600 e 1.200 metros. Podem ser características tanto 
de bom tempo como de mau tempo.
Figura 3.16: Os cúmulus aparecem no céu como unidades individuais. 
Fonte: Sánchez (1957).
- Cúmulusnimbus. São nuvens mistas de acentuado desenvolvimento vertical, 
de tipo instável, atravessam as barreiras de inversão térmica e adquirem uma 
forma de montanha ou de torre. São as típicas nuvens de tormenta, já que em 
sua parte superior a água congela-se, sendo então formadas as primeiras 
descargas elétricas que antecipam uma forte tempestade.
 Figura 3.17: A presença de cúmulusnimbus na atmosfera constitui um claro sinal de 
possibilidade de tormenta. Fonte: Sánchez (1957). 
3.5.1.5 Influência da nebulosidade no clima
A nebulosidade desempenha um duplo efeito sobre o clima terrestre; por uma parte, as 
nuvens refletem as radiações solares, devolvendo-as ao espaço exterior, provocando uma 
tendência para o resfriamento global; mas também absorvem as radiações infravermelhas 
refletidas pela terra, favorecendo, em conseqüência, o reaquecimento da superfície por 
estas. Ambos os efeitos são complementares e a preponderância de um ou outro 
depende da refletividade das nuvens (marcada pelo tipo de nuvem), de sua altura, da 
distribuição e extensão. Recentes estudos confirmam, porém, uma tendência global ao 
resfriamento pela nebulosidade. 
Há uma ação sinérgica entre a nebulosidade e a mudança climática. Deste modo, uma 
maior proporção de céu coberto favorece o resfriamento da Terra. Todavia, uma mudança 
climática geral do planeta poderia causar, por sua vez, pequenas variações nas 
características das nuvens, alterando assim o equilíbrio natural no ciclo de calor. 
A influência humana nestas variações é evidente. Por exemplo, as grandes emissões de 
dióxido de enxofre (SO2), liberadas pela indústria na atmosfera com posterior 
transformação em sulfatos, geram um aumento na concentração de partículas sólidas em 
suspensão; estas partículas desempenham uma função como núcleos de condensação, o 
que favorece a formação de nuvens com maior densidade, reforçando o efeito de 
resfriamento. 
3.6 O vento
A origem da energia mecânica que provoca o movimento das correntes de ar é do tipo 
calorífico, ou seja, procedente do Sol. Como conseqüência, o ar, por ação das radiações 
solares, se aquece diminuindo a densidade, o que provoca sua subida a altitudes 
maiores. Forma-se então uma depressão que provoca o deslocamento do ar frio 
superficial, que passa a ocupar esse lugar por meio de um movimento convectivo, 
propiciando o surgimento do vento. 
Assim sendo, cabe pensar no seguinte modelo de circulação geral das correntes de ar: 
- as correntes frias de tipo superficial deslocam-se a partir das regiões mais 
frias para as mais quentes; 
- as correntes quentes deslocam-se em direção contrária, passando acima das 
correntes frias, circulando das zonas mais quentes para as mais frias.
Isso ocorre, ao menos em pequena escala, por exemplo, nas características brisas 
marinhas das zonas costeiras. De dia, a terra se aquece bem mais rápido que o mar, 
devido ao seu menor coeficiente de calor, o que dá lugar a um ascenso de ar quente, que 
passa a ser substituído pelo ar frio procedente do mar (brisa marinha), enquanto, à noite, 
a circulação segue o sentido inverso (brisa terral). 
 Figura 3.18: Mecanismo da brisa marinha (esquerda) e da brisa terral (direita). 
Do ponto de vista das grandes correntes de ar do planeta, o fenômeno é muito mais 
complexo, e sobre esta circulação geral entre os pólos e o equador deve-se considerar 
outros fatores: 
- O primeiro é o movimento de rotação da Terra em torno de seu eixo, e que dá 
como resultado a chamada Força de Coriolis, a qual tem uma direçãono 
sentido horário no hemisfério Norte, e em sentido contrário no hemisfério Sul. 
Como conseqüência, as correntes de ar incorporam estes componentes em 
sua direção para cada hemisfério. 
- Outro fator importante é o referente à inclinação deste eixo de rotação com 
relação à vertical da eclíptica (ver fatores astronômicos do clima). Como cada 
região do planeta recebe uma quantidade de radiação diferente de acordo com 
a época do ano, o padrão de correntes de ar também será função da estação.
Desta forma, podemos configurar um esquema muito simplista, no qual distinguimos uma 
zona de calmarias equatoriais, onde o ar quente se eleva até uns 10 ou 12 quilômetros, 
deslocando-se para o noroeste, no hemisfério Norte (e rumo ao sudeste, no hemisfério 
Sul), sendo definidos como ventos contra-alísios, que se acumulam em latitudes entre 25 
e 35 graus, formando uma zona de anticiclones, também conhecida como cinturões 
subtropicais de altas pressões (o anticiclone semifixo do Atlântico Sul). Ao descer rumo ao 
equador, este ar desvia na superfície, gerando os conhecidos ventos alísios. Estes ventos 
sopram de nordeste no hemisfério Norte, e do sudeste no hemisfério Sul. Nos cinturões 
de altas pressões também são gerados os ventos de sudoeste e de noroeste, nos 
hemisférios Norte e Sul, respectivamente, que se dirigem às zonas subpolares de baixas 
pressões. Finalmente, a partir do pólo norte, as massas de ar frio se deslocam rumo ao 
sudoeste (e no pólo Sul rumo ao nordeste), chocando-se com os ventos úmidos e mais 
temperados do oeste e gerando uma zona de instabilidade freqüente. 
Porém, muitos outros fatores exercem um papel importante nesta circulação aérea, 
destacando-se de maneira especial a distribuição das massas oceânicas e continentais. 
Os ventos do oeste canalizam-se nas camadas altas da atmosfera, formando correntes 
muito finas em forma de rajadas, que podem alcançar velocidades próximas a 500 
km/hora em sua parte central, funcionando como um veículo para o restabelecimento 
térmico entre as diferentes zonas do planeta. 
 
Figura 3.19: Circulação geral da atmosfera. 
Fonte: Candel (1982). 
 
 
Procure saber: Quais são os principais ventos presentes em sua 
região? Existem alterações climáticas importantes ocasionadas pela 
presença destes fenômenos da natureza?
Capítulo 4 .- Classificação dos climas
 
O B J E T I V O
- Proporcionar uma descrição das características mais relevantes de cada um dos climas da Terra.
4.1 Introdução
No momento de classificar os climas do mundo, todos os elementos climáticos podem ser 
mais ou menos considerados, chegando-se ao ponto de estabelecer uma classificação 
demasiado detalhista. Neste texto consideram-se, de forma geral, certos aspectos 
climáticos que configuram as principais características de cada tipo de clima. 
Em primeiro lugar, recorre-se à distinção térmica dos climas, diferenciando-os como 
quentes, temperados e frios. A distribuição climática, de acordo com o caráter térmico, 
baseia-se, obviamente, na latitude a qual se refere, somando-se aos fatores geográficos e 
meteorológicos, como já visto no capítulo 2. Assim, podemos diferenciar um clima de tipo 
oceânico de um continental por fatores geográficos, e um clima desértico de um 
monçônico pelas situações de pluviosidade, quase nula no primeiro caso, e pela 
alternância de estações úmida e seca, no segundo (fatores meteorológicos). 
 Figura 4.1: Distribuição global dos climas do mundo. 
Fonte: Nathan (1987). 
 
Os fatores determinantes na classificação dos climas não são somente 
de caráter térmico (determinado pela latitude), mas também de caráter 
geográfico (continentalidade) e meteorológico (pluviosidade, regime 
de ventos, etc.).
4.2 Climas das zonas frias
4.2.1 Características dos climas frios
Os climas classificados como frios podem ser caracterizados por três aspectos climáticos: 
- Em geral, apresentam invernos longos e baixas temperaturas médias, 
especialmente se o clima for de caráter continental ou polar. Para um frio clima 
oceânico, a influência do mar suaviza as temperaturas que são mantidas em 
torno de 0ºC; no caso de ser continental, as temperaturas caem aos poucos até 
atingirem valores em torno dos -40ºC (no mês de março de 1998 foi registrada 
uma mínima de -57ºC no norte da Sibéria). No que se refere ao clima polar, a 
temperatura se mantém mais ou menos constante durante os seis meses de 
luz e nos seis meses de sombra. 
- Os ventos são geralmente fortes, devido à ausência de obstáculos 
orográficos. Se forem de caráter oceânico, habitualmente no hemisfério Sul, 
aparecem como conseqüência das regiões de baixas pressões localizadas nas 
imediações do Pólo Sul. Se forem de caráter continental, por exemplo, na 
Sibéria ou no Canadá, apresentam-se mais suaves, embora suas ações se 
façam sentir pela ausência de vegetação. Nas margens dos islandsis (grandes 
massas de gelo acumuladas em frente as costas da Groelândia ou da 
Antártida) os ventos são especialmente turbulentos, alcançando picos de 
velocidade próximos a 200 km/h. 
- As precipitações são escassas e em forma de neve como conseqüência das 
baixas pressões de saturação do ar úmido a temperaturas tão baixas, que 
permitem a presença de pouco vapor de água no ar. As exceções são 
provocadas por perturbações ciclônicas quentes nos pólos, por máximas 
pluviométricas estivais em climas continentais ou islandês, este de marcado 
caráter oceânico.
4.2.2 Tipos de climas frios
Cinco tipos de climas frios são considerados, segundo o caráter continental ou oceânico, 
além de outros aspectos climáticos: o islandsiano, o islandês, o spitzbergiano, o ártico e o 
angariense. 
 
CLIMA ISLANDSIANO
Apresentam clima islandsiano a Groelândia, no hemisfério Norte, e a Antártida, no hemisfério Sul, onde 
grossas camadas de gelo foram se acumulando sobre o solo durante milhares de anos. Podemos 
destacar três características básicas do clima, comuns naquelas regiões: 
a) As temperaturas são muito baixas durante todo o ano, entretanto, observa-se uma evidente 
oscilação anual (em torno dos 30ºC), originada pela alternância de seis meses de luz com 
seis meses de sombra. Ao longo de uma estação, e inclusive diariamente, são comuns 
grandes oscilações térmicas em decorrência da alta instabilidade dos ventos catabáticos, 
extremamente frios. Nessas regiões acontecem as maiores inversões térmicas do mundo, 
havendo-se registrado aumentos de temperatura de mais de 30ºC a partir do solo a uma 
altura de 400 metros. 
b) Fortes ventos catabáticos frios, que descem verticalmente para o solo e que deslizam pela 
superfície gelada em forma de finas camadas de ar muito frio. Estes ventos superficiais são 
conhecidos como blizzards, sendo freqüentes inclusive em situações anticiclônicas, de 
maneira que a velocidade costuma diminuir com relação à altitude, contrariamente ao que 
ocorre no restante dos climas do mundo. A existência dos ventos catabáticos confere uma 
elevada instabilidade a essas regiões, alternando-se, em pouco tempo, as situações de calma 
aparente com fortes ventos de 200 km/h. 
c) As precipitações, muito pouco freqüentes, somente ocorrendo em raras ocasiões, nas 
quais as condições meteorológicas são favoráveis para a entrada de alguma corrente de ar 
úmido e mais quente. Paralelamente, também é típica a ausência de nebulosidade e somente 
cirrus altos são observáveis, jamais resultando em precipitações. A única forma de umidade 
atmosférica significativa é o aparecimento de neblinas ou nevoeiros, de origem marítima, em 
frente as costas dos islandsis. 
 Figura 4.2: Icebergs na costa do Labrador.
Fonte: Verdú & López (1973). 
 
CLIMA ISLANDÊS
O clima islandês deve seu nome a um dos países que entram em seu campo de ação, ou seja, a Islândia, 
mas afeta também, por seu caráter oceânico,toda a extensa região que engloba o Oceano Glacial 
Antártico. A principal característica deste clima é a uniformidade térmica durante todo o ano, com poucas 
diferenças sazonais e invernos suaves, típicos dos climas oceânicos. Os ventos são de origem polar, 
possuindo considerável velocidade por não encontrarem impedimentos físicos que os amorteçam. As 
chuvas são freqüentes e regulares ao longo do ano por causa da temperatura mais ou menos constante e 
não excessivamente baixa, e também pela elevada umidade atmosférica procedente do mar. 
CLIMA SPITZBERGIANO
Estende-se transversalmente das costas do sul da Groelândia até as ilhas Spitzberg e o mar de Barents. 
Tal qual o clima de tipo islandês, é de caráter oceânico porém mais frio devido à sua latitude, ainda que 
mais suave com relação ao clima islandsiano continental à essa mesma latitude. Outra característica 
particular é a assiduidade de violentas perturbações em forma de chuva e de neve e a habitual presença 
de neblina, resultando num clima muito úmido nas zonas costeiras. 
CLIMA ÁRTICO
Cobre toda a calota polar ártica, sobre as grandes massas de gelo flutuantes que não conhecem épocas 
de degelo. Diferentemente da Antártida, durante o verão a nebulosidade é muito freqüente, filtrando a 
pouca radiação solar que chega ao solo, enquanto durante o inverno a situação se inverte, tornando-se 
difícil ver o céu coberto. As temperaturas são então muito baixas, chegando a -50ºC; a sensação de frio, 
no entanto, aumenta notavelmente como conseqüência dos violentos ventos, que partem os blocos de 
gelo e os amontoam uns sobre os outros, formando uma superfície particularmente irregular. As oscilações 
térmicas são muito amplas, dependendo em grande medida da passagem de frentes por aquelas latitudes 
e dando lugar às precipitações em forma de neve. 
CLIMA ANGARIENSE
O domínio do clima angariense compreende toda a parte Norte do Alaska, do Canadá e da Sibéria. No 
inverno, a banquisa de gelo alcança as costas setentrionais dos continentes asiático e americano, e as 
temperaturas declinam ainda mais ao Norte, onde o clima é ártico. No verão, em compensação, o mar se 
descongela e a banquisa desaparece devido ao calor acumulado pelo solo continental, através do qual o 
litoral fica a descoberto. Naquelas latitudes, a neblina ou nevoeiro procedentes do mar são muito densos, 
coincidindo neste aspecto com o clima de tipo spitzbergiano. 
4.3 Climas continentais frios
4.3.1 Características dos climas continentais frios
Destacam-se duas características: 
a) A amplíssima oscilação térmica anual é seu aspecto mais característico, 
sendo provocada pela combinação de dois efeitos. Em primeiro lugar, o efeito 
da latitude nestes tipos de climas manifesta-se numa espetacular variabilidade 
do intervalo de horas de sol, dependendo da estação, até ao ponto de 
sucederem-se estações com 24 horas diárias de luz e estações com 24 horas 
de sombra. Este efeito é reforçado pela ação dos anticiclones que se 
estabilizam nestas regiões, não permitindo a entrada de correntes de ar mais 
quentes, que são procedentes do oceano. 
b) Como conseqüência de seu isolamento continental e da ação dos 
anticiclones, a instabilidade atmosférica é muito pouco destacável e as 
precipitações não são, de modo algum, abundantes. 
4.3.2 Tipos de climas continentais frios
Consideram-se como climas continentais frios o russo-polaco, o siberiano e o yakuto. 
CLIMA RUSSO-POLACO
De todos os climas continentais, é o mais "temperado", com verões longos e quentes (cinco meses acima 
dos 10ºC), nos quais as chuvas se manifestam em forma de aguaceiros de instabilidade e em quantidades 
muito desiguais de um ano para outro. Os invernos também são longos e tanto mais rigorosos quanto 
mais nos adentremos no continente asiático em sentido transversal e, mais para o norte no continente 
americano. No entanto, não são estranhos os períodos de bonança, com destacáveis aumentos de 
temperatura no frio inverno, como conseqüência do estabelecimento de depressões. 
As precipitações distribuem-se bem homogeneamente ao longo do ano, ainda que se registre um máximo 
no verão. No inverno caem em forma de neve, cobrindo o solo durante três a cinco meses, constituindo 
uma típica imagem da paisagem hibernal do clima russo-polaco. 
CLIMA SIBERIANO
Compreende as regiões imediatamente mais setentrionais que as de clima russo-polaco, motivo que o faz 
possuir um caráter mais continental. Apresenta este tipo de clima toda a zona euroasiática que se estende 
da cordilheira norueguesa (limitando com o clima norueguês, de caráter oceânico) ao rio Lena, em plena 
Sibéria, e extensas zonas do Canadá e do Alaska. Seus verões são curtos (somente três meses 
ultrapassam os 10ºC), ainda que muito quentes àquela latitude, com precipitações distribuídas de maneira 
bastante homogênea e, em todo caso, mais escassas que às do clima de tipo russo-polaco. 
Nas zonas de clima siberiano é habitual o registro de grandes anticiclones provocando invernos de frio 
muito intenso, com mínimas que extrapolam pontualmente os 60ºC abaixo de zero. Esta estabilidade 
atmosférica impede a circulação de correntes de ar mais temperado, procedentes do oceano, conferindo a 
este clima a característica dureza hibernal, superior inclusive aos climas polares mais setentrionais. 
 Figura 4.3: A Taiga é o característico tipo de vegetação das regiões de clima siberiano. Na imagem pode 
ser observada a típica paisagem siberiana no verão. 
Fonte: Fradejas, Llorente & Muñoz (1984). 
CLIMA YAKUTO
A persistência de um grande anticiclone hibernal sobre esta região da Sibéria converte o inverno yakuto no 
mais rigoroso de todo o mundo; depois do antártico. Durante os três meses de inverno as temperaturas 
médias mensais declinam abaixo dos -35ºC, sendo pontualmente registradas mínimas muito baixas, como 
os -77,8ºC de Oimiakon. O verão, por sua parte, é de tipo siberiano. As perturbações de neve ocorrem 
esporadicamente no inverno, a máxima pluviométrica destaca-se notavelmente no verão. 
4.4 Climas de montanha
4.4.1 Características dos climas de montanha
a) A amplitude térmica diária e estacional é menor na montanha do que na 
planície. Isto se deve ao fato de que no inverno os cumes a céu aberto 
recebem maior insolação que as bases, geralmente cobertas por um manto de 
névoa, enquanto no verão a nebulosidade permanece nos cumes, suavizando 
as máximas em relação às da planície. Em certas ocasiões inclusive, formam-
se inversões de temperatura, de acordo com a altura, por fatores orográficos. 
b) As montanhas exercem uma função canalizadora das correntes de ar, 
observando-se uma série de fenômenos já estudados anteriormente (brisas de 
vale e de montanha). Desta forma, a ação periódica de um característico vento 
de origem montanhosa é conhecida em cada região, recebendo então o nome 
específico, característico da zona. 
c) As precipitações podem ser desencadeadas pela ação de uma montanha, 
tanto pela intercepção de uma frente, quanto pela ascendência forçada de uma 
massa de ar (estes dois efeitos já foram comentados no capítulo 
correspondente aos fatores geográficos locais). 
4.4.2 Tipos de climas de montanha
Dentro dos climas de montanha, consideramos os climas mexicano, boliviano, 
colombiano, himalaio, alpino, atlásico e tibetano. 
CLIMA MEXICANO
O que confere peculiaridades particulares ao clima de tipo mexicano são suas temperaturas moderadas, 
muito similares às dos climas mediterrânicos, inclusive pela existência de geadas invernais, porém, com o 
máximo térmico deslocado na primavera. É um clima de tabuleiros tropicais, fazendo com que a amplitude 
térmica seja considerável em decorrência da altitude e das escassas chuvas (somente apreciáveis no 
verão), muito inferiores com relação àquelas das zonas circundantes. O encontramos em regiões 
localizadas no México, no interior da