Circulacao Geral da Atmosfera

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ção e obter uma compreensão mais profunda das cau-
sas que mantêm o clima, tal como se observa à super-
fície, não nos podemos ater, apenas, às observações
feitas junto ao solo, e temos que medir as proprieda-
des e os parâmetros meteorológicos em toda a atmos-
fera. O clima é uma entidade dinâmica, tridimensional,
que não pode ser completamente definida, à maneira
tradicional.
De facto, estudos teóricos e observacionais, prin-
cipalmente depois da Segunda
Grande Guerra, vieram provar que
não se pode estudar o comporta-
mento de uma região da atmosfera,
sem tomar em consideração a sua
interacção com o resto da atmosfe-
ra. Este aspecto tornou-se particu-
larmente evidente no domínio da
previsão numérica do tempo. Com
efeito, para fazer a previsão do tem-
po, para um ou dois dias, numa
dada região das latitudes médias,
são necessárias as observações me-
teorológicas, a vários níveis, de
uma área muitíssimo mais vasta. Se
quisermos estender o período de
previsão a vários dias, necessitamos
das observações de todo o Hemis-
fério. Para períodos maiores, neces-
sitamos dos dados de todo o Globo
e das condições fronteira, designa-
damente as observaqões nas inter-
faces da camada superior dos
oceanos e da criosfera e a variação
da radiação solar incidente no
topo da atmosfera.
A convicção de que o clima,
num dado local do Globo, não se
pode tomar de forma isolada do cli-
uando viajamos pelo Mundo fora, encontra-
mos uma tal variedade de climas que custa a
acreditar que se possam verificar, no mesmo
planeta, lado a lado.
O clima modela o relevo, condiciona a fisiografia
e determina a intensidade do ciclo hidrológico. E cada
clima determina a vida das plantas, a natureza dos so-
los e a paisagem dum local. O clima tem sido um fac-
tor decisivo na história do Homem: determina o nosso
modo de vida, a nossa cultura e a
nossa forma de pensar e de sentir.
O Homem adapta-se, razoavelmen-
te, aos vários climas. Um índio su-
porta os frios do Canadá e os
calores do Arizona; um esquimó
aprendeu a viver num mundo gela-
do e um tuaregue sabe sobreviver
no deserto.
O clima pode ser analisado sob
vários pontos de vista. Neste artigo
enquadramos a nossa análise na
corrente actual da climatologia di-
nâmica, que considera o clima co-
mo uma consequência directa da
circulação geral da atmosfera.
As condições meteorológicas,
observadas à superfície do Globo,
só permitem uma descrição quali-
tativa e estática do clima nesse lo-
cal. Por exemplo, a temperatura
média anual, a variância e os seus
valores extremos (máximo e míni-
mo) no ano, a quantidade média da
precipitação, e estatísticas seme-
lhantes para os ventos, constituem
os elementos clássicos fundamen-
tais para definir o clima, à superfí-
cie da Terra. No entanto, se
pretendermos dar uma interpreta-
A circulacão planetária geral da atmosfera é o sinal visível e a marca indelével do
funcionamento de uma máquina grandiosa e espectacular accionada pela energia solar.
É esta máquina gigantesca que faz actuar a “roda da água ”, cujo sinal sensível é o ciclo hidrológico.
A circulação geral da atmosfera determina e mantém os climas tão variados da Terra.
A CIRCULAÇÃO GERAL DA ATMOSFERA
A MÁQUINA GIGANTESCA DOS CLIMAS DA TERRA
JOSÉ PINTO PEIXOTO
Q
A obra científica do Prof. Pinto Peixoto, em
múltiplos domínios das Ciências Geofísicas, tem
uma extensão e qualidade reconhecidas inter-
nacionalmente. Professor catedrático da Facul-
dade de Ciências de Lisboa, director do Instituto
Geofísico Infante D. Luis, presidente da Acade-
mia das Ciências de Lisboa, presidente da
SPUIAGG (Secção Portuguesa das Uniões Inter-
nacionais Astronómica e Geodésia e Geofísica),
é membro do Comité Executivo da “European
Science Foundation”, professor visitante no
MIT, etc. O número 6 de COLÓQUIO-CIÊNCIAS
publicou o seu trabalho “O que é o clima: quid
est clima?”. Entre as distinções desde então re-
cebidas conta-se o “Prémio da Boa Esperança
Ciência e Tecnologia” de 1989. O seu livro
“Physics of Climate”, em colaboração com
Abraham Oort, será brevemente publicado pe-
lo American Institute of Physics.
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ma doutros locais, alterou profundamente a concep-
ção estática da Climatologia. A Climatologia moderna
tem que incorporar os factores da circulação geral da
atmosfera e dos oceanos e considerar, ainda, os efei-
tos da natureza da superfície e da sua fisiografia. Afi-
nal, têm que se tomar na devida conta as interacções
da atmosfera com os outros componentes do sistema
climático, designadamente a litosfera, a hidrosfera, a
criosfera e a biosfera. Todos os componentes são im-
portantes para a formação do clima. A interacção en-
tre os vários subsistemas do sistema climático dá-se,
principalmente, através da acção da circulação geral
da atmosfera e, em certa medida, dos oceanos e do ci-
clo hidrológico.
Neste artigo, pretendemos mostrar, primeiro, co-
mo é que a circulação geral da atmosfera é determina-
da e mantida pela energia solar incidente e é modelada
pela rotação da Terra. Depois, mostraremos como é
que este poderoso sistema da circulação geral opera,
para produzir e manter o ciclo hidrológico, e gerar o
status quo dos climas, actualmente observados na
Terra.
EVOLUÇÃO DO CONCEITO DE CLIMATOLOGIA
A climatologia clássica, que se estendeu até à dé-
cada de sessenta, assentava no estudo das característi-
cas e na distribuição dos elementos climáticos
(temperatura, insolação, precipitação, nebulosidade,
humidade, ventos, etc.) no tempo e no espaço, atra-
vés de um tratamento estatístico.
Ainda que estes elementos sejam fundamentais pa-
ra a definição do estado do sistema climático, num da-
do local, ou numa dada região, não permitem obter
uma interpretação adequada dos mecanismos e dos
processos, que levam ao estabelecimento dos climas
e, menos ainda, às causas que os originam.
Depois da década, de cinquenta, começou a
acentuar-se a preocupação de dar maior relevância aos
factores do clima, que eram tomados como «causas»
do clima. Estes compreendem: a) os factores cósmi-
cos exteriores (radiação solar, movimentos planetários
da Terra, etc.); b) os factores gerais (circulação geral
da atmosfera, geometria do planeta, existência de con-
tinentes e oceanos, etc.); c) os factores regionais e lo-
cais (relevo, exposição ao Sol, cobertura vegetal,
natureza dos solos, etc.); e d) factores eventuais, que
são os factores meteorológicos (massas de ar, depres-
sões, anticiclones, superfícies frontais, etc.).
A esta nova atitude, ultrapassando uma fase des-
critiva e de sistematização, correspondeu um acentua-
do progresso, e levou à climatologia sinóptica. A
interpretação do clima, ainda dentro duma concepção
sinóptica-estática, pressupunha a existência de um re-
gime permanente, governado por grandes sistemas si-
nópticos, dominantes, designadamente os grandes
centros de acção da atmosfera: anticiclones, depres-
sões, massas de ar e sistemas frontais.
Numa situação ainda pouco aclarada os processos
e mecanismos que contribuiam para o estabelecimen-
to do clima, eram, muitas vezes, considerados como
as causas do clima e conjecturas, ou hipóteses plausí-
veis, eram, por vezes, tomadas como se fossem factos
reais.
Os elementos climáticos não são independentes en-
tre si. Alguns deles constituem, mesmo, factores (se-
cundários) dos outros. É o que acontece com a
temperatura do ar, que condiciona o grau de humida-
de da atmosfera, com os ventos, que condicionam a
evaporação, o movimento das nuvens e, em certa me-
dida, a precipitação.
Esta interdependência, que levou ao conceito de
factores secundários do clima, explica a dificuldade
que se sentiu na climatologia clássica, em fazer uma
separação adequada de causa e efeito no estudo do cli-
ma. É que a distinção entre elemento climático (gran-
deza que se “avalia por um número”) e factor de clima
(“causa” do clima), nem sempre émuito nítida.
Não admira, pois, que surgissem dificuldades em
conciliar os conceitos de elemento climático e de fac-
tor do clima. No entanto, a preocupação desta siste-
matização representou um passo importante para o
avanço da climatologia.
A temperatura, a insolação, a precipitação, a hu-
midade do ar, as nuvens e o vento, que constituem os
elementos climáticos principais, são apenas medidas
indirectas de grandezas físicas, muito mais fundamen-
tais. Os elementos climáticos são as respostas dos vá-
rios subsistemas do sistema climático a excitações
externas, condicionadas pela natureza das fronteiras
e pela estrutura interna dos vários subsistemas.
Assim, a temperatura é a resposta do sistema cli-
mático à excitação provocada pelo fluxo de energia
termodinâmica, resultante da absorção da radiação so-
lar e terrestre, ou da degradação das outras formas de
energia. A insolação, que mede o número de horas de
Sol descoberto, resulta da nebulosidade e da transpa-
rência da atmosfera para a radiação solar, na banda do
visível. A precipitação é a resposta da atmosfera ao
transporte de água, na fase vapor, e ao movimento ver-
tical, condicionados, ambos, pela dinâmica da circu-
lação geral da atmosfera. A humidade do ar é a
manifestação da capacidade de armazenamento do va-
por de água, pela atmosfera, que depende e aumenta
com a temperatura do ar. As nuvens são formas visí-
veis de retenção de água, nas suas três fases, pela at-
mosfera. São verdadeiras soluções coloidais em que a
fase dispersa é constituída por gotículas de água e cris-
tais de gelo, e a fase dispersante pela atmosfera húmi-
da (ar seco e vapor de água). Os ventos, que constituem
a circulaqão geral da atmosfera, são a resposta do flui-
do, que é o ar, ao aquecimento diferenciado do Glo-
bo, devido à absorção desigual da energia radiante
recebida do Sol. A circulação geral é condicionada pela
geometria esférica do Globo e pelo seu movimento de
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rotação, satisfazendo ao principio da conservação de
momento angular.
Fundamentalmente, os elementos referidos são ma-
nifestações do ciclo da energia nas suas várias formas,
do ciclo da substância água nas suas três fases e do ci-
clo do momento angular no sistema climático.
Estes ciclos são a consequência da conservação da
energia, da substância água e da quantidade de movi-
mento, no sistema climático. A energia assume dife-
rentes formas, no sistema climático; as formas mais
significativas são a energia radiante, a térmica, a
potencial e a cinética e estão, continuamente, a
transformar-se umas nas outras. A uma excitação dum
subsistema do sistema climático provocada por uma
forma de energia pode corresponder uma saída cons-
tituída por uma, ou mais, das quatro formas de ener-
gia referidas.
Por exemplo, a energia radiante, proveniente do
Sol, é transformada, depois de absorvida, em energia
interna e potencial da atmosfera, que, por sua vez, se
transformam, parcialmente, em energia cinética, que
mantém as circulações planetárias apesar da dissipa-
ção por atrito. Parte da energia cinética da atmosfera
é transferida, por atrito, para os oceanos, onde vai ge-
rar movimento, as ondas e o sistema das grandes cor-
rentes marítimas.
A quantidade de substância água no sistema climá-
tico é constante. Pode aparecer na fase sólida, consti-
tuindo a criosfera, na fase líquida, formando a
hidrosfera (oceanos, rios, lagos) e na fase vapor, na at-
mosfera. O excesso, numa das fases, tem que ser com-
pensado pelos défices nas outras duas. Às transições
de fase estão associadas transformações importantes
de energia (calores latentes), o que faz da substância
água, simultaneamente, um “combustível”, com a con-
densação, e um refrigerante do sistema climático, atra-
vés da evaporação e da emissão de radiação
infravermelha, pela fase vapor.
É o estudo dos ciclos da energia, do momento an-
gular e da água, envolvendo os processos de transfe-
rência de massa e de energia, as suas transformações
e o seu armazenamento, que constitui o objecto da cli-
matologia física moderna. O clima deixa de ser um con-
ceito estático e permanente, para passar a constituir
um conceito dinâmico e em evolução.
ESTRUTURA DA CIRCULAÇÃO GERAL
DA ATMOSFERA
Causas da circulação geral
A Terra recebe energia do Sol, sob a forma de ener-
gia radiante, de pequeno comprimento de onda. Ao
mesmo tempo, também irradia para o espaço uma
quantidade de energia igual, sob a forma de radiação
infravermelha. Este balanço médio, entre as quantida-
des de energia radiante solar e terrestre, aplica-se ape-
nas à Terra como um todo, e refere-se às condições
médias num período de vários anos. Não se verifica
para um intervalo de tempo pequeno, nem para uma
área limitada.
As temperaturas, quer da atmosfera, quer da super-
fície do Globo, em média, não variam no decurso do
tempo, porque o aquecimento, devido à absorção da
radiação solar (de pequeno comprimento de onda), é
compensado por um arrefecimento, igualmente forte,
devido à emissão da radiação terrestre (infravermelha,
de maior comprimento de onda). Por isso, o sistema
Terra, constituído pelo Globo e pela atmosfera, está,
praticamente, em equilíbrio radiativo, perdendo tan-
ta energia como a que recebe.
Se, contudo, considerarmos a atmosfera e o Glo-
bo, separadamente, não há equilíbrio radiativo, (figu-
ra 1). De facto, se a atmosfera estivesse em equilíbrio
radiativo pontual, ao longo da vertical, isto é, se em
cada ponto a energia radiante emitida fosse igual à
energia radiante absorvida, então, a temperatura, à su-
perfície da Terra, seria muito mais elevada (cerca de
60°C) do que a que se observa (média de 15°C), en-
quanto na troposfera média e elevada (2 a 12 km) a
temperatura do equilíbrio radiativo seria muito menor
do que a observada.
Vejamos, agora, a temperatura, que resulta do equi-
líbrio radiativo do sistema globo-atmosfera, para as vá-
rias latitudes.
A figura 2 mostra as distribuições médias anuais
desta temperatura e da temperatura que se observa a
2 km. Escolheu-se a temperatura a 2 km, para fazer a
comparação com a temperatura do equilíbrio radiati-
vo, porque, a este nível, são, aproximadamente, iguais.
O efeito radiativo, actuando por si só , tende a aque-
cer as regiões das latitudes baixas e a arrefecer as re-
giões das latitudes elevadas, gerando um forte
Fig. 1 – Perfis verticais da temperatura observada e da tempera-
tura que resultaria do equilíbrio radiativo para todo o hemisfério
norte. O perfil da temperatura radiativa é instável, gerando-se uma
convecção intensa que transporta calor da superfície da terra e vai
dar origem ao perfil da temperatura observada.
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gradiente latitudinal de temperatura, que iria sempre
aumentando.
As duas componentes latitudinal e vertical do
gradiente de temperatura, resultante do equilíbrio
radiativo, conduziriam a um equilíbrio que seria hidro-
dinamicamente instável. Neste caso, a instabilidade
hidrostática, associada ao gradiente vertical superadia-
bático da temperatura radiativa, iria provocar uma con-
vecção muito intensa, com fortes correntes térmicas
ascensionais, que transportariam, verticalmente, calor
e vapor de água da superfície do Globo para a atmos-
fera, contribuindo para alterar o perfil vertical da tem-
peratura radiativa e fixar o perfil que, na realidade, se
observa (figura 1).
A existência de um forte gradiente latitudinal de
temperatura radiativa levaria, também, a uma situação
de forte instabilidade, dita baroclínica, gerando uma
circulação, quase horizontal. Esta transporta energia
das regiões mais quentes para as mais frias e tende a
esbater o gradiente de temperatura entre o equador e
os pólos e a contribuir para o restabelecimento da es-
tabilidade.
Tanto num caso como noutro as circulações cons-
tituem uma manifestação directa do Princípio de Le
Chatelier-Bräun, que, assim, condiciona e determina
a circulaçãogeral da atmosfera.
Por mais surpreendente que pareça, só um por cen-
to da energia solar, inicialmente incidente, é que é usa-
da para mover e manter, contra a dissipação, o sistema
da circulação geral da atmosfera.
Distribuição planetária dos ventos
A circulação geral da atmosfera, em sentido lato,
compreende todos os tipos de movimentos da atmos-
fera. Nestas condições, a circulação geral torna-se ex-
tremamente complexa, porque envolve movimentos,
numa gama muito ampla de escalas, no tempo e no es-
paço. De facto, a circulação geral compreende os mo-
vimentos, que vão desde os ventos de larga escala, e
de escala sinóptica, que sopram de forma organizada,
aos ventos regionais (monções) e locais, aos movimen-
tos convectivos, até aos pequenos turbilhões, que se
formam e desaparecem, de modo aparentemente caó-
tico. No entanto, em sentido restrito, a circulação ge-
ral compreende, apenas, os movimentos de mesoescala
(convecção, cumulos) e os movimentos turbulentos,
de microescala, estes mais dominantes na camada li-
mite da atmosfera, junto à superfície do Globo.
À escala planetária, os ventos apresentam uma dis-
tribuição com um certo ordenamento (figura 3). Nas
regiões tropicais, à superfície, predominam ventos de
leste, bastante regulares, com uma componente diri-
gida para o equador, que constituem os alisados. Os
ventos alisados são ventos de nordeste, no Hemisfé-
rio Norte e de sudeste no Hemisfério Sul; estão confi-
nados e sopram apenas na troposfera inferior. Na
troposfera superior e na estratosfera são compensados
por ventos de oeste.
Os ventos alisados nos dois hemisférios convergem
na região equatorial, dando origem a fortes movimen-
tos ascensionais, ao longo da Zona Intertropical de
Convergência (ZITC). Os ventos são fracos, mas os for-
tes movimentos convectivos levam à formação de
grande nebulosidade e de precipitação intensa, com
fenómenos de instabilidade muito acentuada, tais
como trovoadas, etc., que caracterizam a região equa-
torial chuvosa (figura 3).
A norte e a sul das zonas dos alisados, nos dois he-
misférios, encontramos as grandes cinturas de altas
pressões, formando os anticiclones subtropicais, sobre
os oceanos, e os grandes desertos da Terra. Nas cintu-
ras dos grandes anticiclones os ventos são fracos e va-
riáveis.
Nas zonas das latitudes médias e elevadas de am-
bos os Hemisférios, os ventos são predominante-
mente de oeste, aumentando de intensidade com a
altitude, atingindo um máximo nas correntes de jac-
to, junto à tropopausa. Este regime de ventos de oeste
é fortemente perturbado pela presença das superfícies
frontais polares e das perturbações que as acom-
panham.
Fig. 2 – Diagrama que mostra a variação com a latitude da tempe-
ratura observada a dois km de altitude e da que resultaria do equilí-
brio radiativo. Como no caso da Fig. 1 o equilíbrio é dinamicamente
instável. As circulações de larga escala da atmosfera e dos oceanos
transportam o excesso de energia das regiões intertropicais para as
regiões polares.
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Por fim, as regiões polares são caracterizadas por
circulações com ventos de leste.
Influência da rotação da Terra
na circulação geral da atmosfera
Na ausência da rotação da Terra, a circulação ge-
ral da atmosfera resultaria num regime de convecção
gigantesca constituído por duas células directas, uma
em cada hemisfério, com a subida de ar mais quente,
na região equatorial, e a subsidência, ou descida, de
ar frio, nas regiões polares. Este esquema seria com-
pletado, à superfície, por correntes de compensação,
dirigidas para o equador e, em altitude, por correntes
em direcção aos pólos (figura 4).
Este modelo da circulação geral da atmosfera, ideal-
mente simples, proposto por Hadley, em 1736, é pro-
fundamente alterado pelo efeito de rotação da Terra,
por duas razões principais. Uma tem que ver com a
conservação do momento angular do sistema Globo-
-atmosfera e de cada um destes subsistemas, conside- Fig. 4 – Esquema da circulação geral sugerida por Hadley (1736).
Fig. 3 – Descrição esquemática do campo médio dos ventos à superfície com as posições médias anuais da zona intertropical de convergência
(ZITC), das frentes polares (FP) e das circulações médias celulares. Os grandes anticiclones sub-tropicais (A) e as grandes depressões (B) bem
como os principais sistemas de ventos estão também representados na figura.
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rados separadamente. Outra resulta da conservação do
momento angular de anéis da atmosfera, que se deslo-
quem para latitudes diferentes.
Como se sabe da Mecânica, o momento angular é
o momento da quantidade de movimento em relação
a um eixo de rotação; é medido pelo produto mur, on-
de r (raio de giração) é a distância da massa, m, ao
eixo de rotação e u é a velocidade linear. Por outro
lado, a taxa de variação do momento angular, com o
tempo, é dada pelo momento das foças exteriores apli-
cadas. Se o momento das forças aplicadas for nulo, en-
tão o momento angular mantém-se invariante, isto é:
mur = const., de forma que, para uma dada massa, se
r aumenta, u diminui e reciprocamente.
angular do Globo não varia significativamente, somos,
então, levados a concluir que o momento angular de
toda a atmosfera se pode considerar, também, inva-
riante.
No caso da atmosfera, existe uma força exterior
aplicada, que é a força de atrito, gerada na interface
da atmosfera com o Globo, que tem um sentido opos-
to àquele em que sopram os ventos. O momento des-
ta força, de sinal contrário no Globo e na atmosfera,
vai originar a transferência de momento angular entre
a atmosfera e o Globo. Nas regiões com ventos de les-
te (u < 0), a força de atrito é dirigida para oeste (> 0)
e o momento angular da atmosfera tende a aumentar,
isto é, dá-se uma transferência de momento angular do
Globo para a atmosfera. Com ventos de oeste (u > 0)
a força de atrito é de leste (< 0) e o momento angular
da atmosfera diminui, isto é, nestas regiões verifica-se
uma transferência de momento angular da atmosfera
para o Globo. De facto, no primeiro caso, com ventos
de leste, o Globo gira mais rapidamente do que a at-
mosfera, tendendo, devido ao atrito, a arrastá-la, en-
quanto no segundo caso, com ventos de oeste, a
atmosfera gira mais rapidamente do que o Globo, que
a tende a travar. Mas, como mostrámos, o momento
angular de toda a atmosfera é invariante. Por isso, a
transferência de momento angular, do Globo para a
atmosfera, numas regiões, tem que ser, exactamente,
compensada pela transferência de momento angular,
em sentido oposto, noutras.
*
* *
A conservação de momento angular absoluto (com
duas parcelas) dum anel da atmosfera tem consequên-
cias determinantes para a circulação geral, visto que
a variação duma das parcelas do momento angular
acarreta uma variação igual e de sentido oposto da
outra.
Suponhamos um anel de ar, que se move para lati-
tudes mais elevadas. Como o raio de giração do anel
diminui, o momento angular de transporte diminui
também (MΩ = Ωr2), devendo, por isso, aumentar o
momento angular relativo (Mr = ur). Este aumento im-
plica um reforço da componente de oeste do movi-
mento (u > 0).
Vemos, assim, que, devido à invariância de mo-
mento angular da atmosfera, a deslocação do ar do
equador para os pólos faz aparecer uma velocidade
com uma componente de oeste, em relação à superfí-
cie do Globo. Logo, os ventos que sopram do equa-
dor para os pólos tendem a passar a ventos de oeste
(u > 0), isto é, tendem a desviar-se para a direita. In-
versamente, o movimento da atmosfera, dos pólos para
o equador, tem que perder momento angular relativo
o que corresponde a adquirir uma componente de leste
(u < 0), porque se desloca para uma região onde o raio
Fig. 5 – Diagrama esquemático do momento angular em relação ao
eixo de rotação da Terra e a sua decomposição nas duas parcelas
MΩ e Mr associadas à rotação sólida (Ω R2 cos2 φ) e à rotação relati-va (u R cos φ). NP representa o pólo norte e SP o pólo sul.
No caso da Terra (figura 5), para um dado paralelo
de latitude φ, o momento angular absoluto da unida-
de de massa é dado por: M = R cos φ (Ω R cos φ + u)
em que R é o raio médio do Globo, Ω a velocidade an-
gular de rotação da Terra, u a componente zonal da
velocidade e r = R cos φ o raio de giração. A expressão
entre parêntesis representa a velocidade absoluta do
ar, que é a soma de duas parcelas: a velocidade relati-
va, u, e a velocidade de transporte, Ω R cos φ. A cada
uma destas duas velocidades, corresponde uma par-
cela do momento angular absoluto, designadamente
o momento angular de transporte, MΩ, associado à ro-
tação sólida do Globo e o momento angular relativo,
Mr, associado aos ventos.
Em princípio, podemos aceitar que as forças exte-
riores aplicadas à Terra são desprezáveis e, portanto,
que o seu momento resultante é nulo. Por isso, o mo-
mento angular total do sistema conjunto Globo-
-atmosfera é invariante. Como, por outro lado, as
observações astronómicas mostram que o momento
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de giração, r, é maior. Portanto, os ventos que sopram,
inicialmente, dos pólos para o equador tendem tam-
bém a desviar-se para a direita e passar a ventos de les-
te. Estas são as famosas Leis de Ferrel, que, como
vemos, resultam da conservação do momento angu-
lar da atmosfera.
O esquema tricelular da circulação geral
O esquema unicelular directo de Hadley não po-
dia ser final nem definitivo. Os ventos de leste, que,
no esquema unicelular, se deveriam verificar em to-
das as latitudes, junto à superfície, roubariam conti-
nuamente momento angular ao Globo, fazendo
diminuir a sua velocidade de rotação, o que não se ve-
rifica.
Por outro lado, o esquema unicelular de Hadley
não poderia manter-se, porque a aplicação do princí-
pio de conservação do momento angular conduziria
a uma grande instabilidade e a valores das velocida-
des que nunca se observaram. Por exemplo, um anel
de ar, no equador, parado em relação ao Globo, isto
é, sem vento (u = 0), tem uma velocidade de transpor-
te de oeste de (2πR/dia), ou seja, 465 m/s. Ao atingir
a latitude de 45°, para conservar o momento angular,
o ar deveria atingir uma velocidade relativa, extrema-
mente inverosímil de u = 328 m/s. Por outro lado, a
análise teórica mostra que valores tão elevados, da ve-
locidade dos ventos originariam uma grande instabili-
dade horizontal, de tal forma que qualquer pequena
perturbação do movimento zonal cresceria além de to-
do o limite, causando uma ruptura na circulação. Só
nas latitudes baixas, em que o raio de giração sofre pe-
quenas variações, é que a conservação de momento an-
gular conduz a velocidades de movimento zonal,
relativamente estáveis, e que podem manter-se. É, por
isso, que a circulação de Hadley está confinada às bai-
xas latitudes.
Este esquema, puramente mecânico, é ainda mo-
dificado por acção doutros factores termodinâmicos.
E, assim, em altitude, o ar equatorial, que se dirige
para os pólos, arrefece, devido à emissão de energia
radiante, a uma taxa de 1 a 2° C por dia. Em conse-
quência, o ar do ramo superior sofre um arrefecimen-
to, suficientemente pronunciado, tal que, quando, ao
fim de alguns dias, atinge a latitude de 20° - 30°, tem
uma densidade muito elevada e, sendo mais pesado,
começa a descer, quase adiabaticamente, espalhando-
-se horizontalmente, à superfície. Parte deste ar subsi-
dente retorna ao equador e parte encaminha-se para
o pólo. O ar do ramo que se dirige para o equador,
perde, rapidamente, devido ao atrito, o momento an-
gular de oeste que tinha, quando iniciou a sua subsi-
dência, e pela Lei de Ferrel, desenvolve uma
componente de leste. Portanto, nos trópicos,
estabelece-se uma célula directa, separada e limitada,
que explica os ventos alisados de nordeste, no Hemis-
fério Norte, e os ventos alisados de sudeste no Hemis-
fério Sul, tal como se observam à superfície (figura 3).
O ramo polar, resultante do ar subsidente, ori-
gina, pela Lei de Ferrel, ventos de oeste, que aumen-
tam em intensidade, à medida que o ar se move para
latitudes mais elevadas. No entanto, o atrito, ao rou-
bar momento angular de oeste, tem um efeito mode-
rador, contribuindo para estabelecer um regime com
ventos mais moderados.
Vemos, assim, que os processos radiativos condu-
zem à ruptura da circulação unicelular, proposta por
Hadley, e que os ventos que deveriam ser sempre de
leste, à superfície, são substituídos por ventos de oes-
te nas latitudes médias. Do ponto de vista qualitativo,
esta mudança, consequência do balanço radiativo,
constitui, exactamente, o que era requerido para sa-
tisfazer o balanço de momento angular, imposto à cir-
culação geral, isto é, da transferência resultante de
momento angular entre o Globo e a atmosfera ser
nula, à escala planetária.
Nas regiões polares há, como se sabe, uma forte
emissão de radiação infravermelha, o que leva a um
arrefecimento muito pronunciado, com a consequen-
te subsidência. E, tal como sucedera com a célula de
Hadley, o ar espalha-se junto à superfície, e ao dirigir-
-se para o equador, origina ventos com uma forte com-
ponente de leste. Quando esta corrente de leste de ar
frio encontra a corrente de oeste de ar mais quente,
nas latitudes médias, forma-se a superfície frontal po-
lar, separando as massas de ar polar das massas de ar
tropical.
Esta análise permite-nos concluir que o efeito ra-
diativo, reforça a ruptura da célula única inicial em três
células, como mostra a figura 3.
As células equatorial e polar são circulações direc-
tas solenoidais, com a subida de ar quente e a descida
de ar frio e, portanto, geradoras de energia cinética.
A célula intermédia, que se estende das latitudes sub-
tropicais às latitudes elevadas, é uma circulação sole-
noidal, indirecta, com a subida forçada de ar frio e a
descida de ar quente e, portanto, consumidora de ener-
gia cinética. É a célula de Ferrel. Como se vê, estamos
em presença dum regime tricelular, em cada He-
misfério.
A circulação geral e o campo
de massa da atmosfera
A massa da atmosfera não se distribui uniforme-
mente sobre a superfície do Globo. A distribuição da
massa manifesta-se pela configuração do campo da
pressão atmosférica à superfície da Terra. Esta é ex-
pressa pelo peso duma coluna vertical da atmosfera,
cuja base é a unidade de área. Aceitando que a acele-
ração da gravidade é constante, o campo da massa da
10
atmosfera é representado pelo campo da pressão at-
mosférica, que varia, como se sabe, de local para lo-
cal e, em cada local, de instante para instante. Somos
assim levados à conclusão, a todos os títulos notável,
que o campo da pressão se tende a ajustar ao campo
do fluxo da massa.
A distribuição da pressão à superfície do Globo (fi-
gura 6) é representada pelas isóbaras, que são linhas
que unem pontos de igual pressão. Estas linhas têm
configurações próprias, formando os sistemas sinóp-
ticos, que incluem núcleos de altas pressões (anticiclo-
nes), e os núcleos de baixas pressões (depressões),
formados por isóbaras fechadas, concêntricas.
É a circulação geral da atmosfera que determina a
distribuição do campo da massa, à superfície. Em prin-
cípio, em zonas de ar ascendente, dá-se uma rarefac-
ção do ar junto à superfície, conduzindo a valores da
pressão relativamente mais baixos (depressões). Pelo
contrário, em zonas de subsidência, com a acumula-
ção do ar descendente, a pressão atmosférica à super-
fície assume valores relativamente mais elevados
(anticiclones).
Vejamos o que se passa, então, com o campo mé-
dio da pressão, à escala planetária. O regime tricelular
da circulação geral implica a existência duma alternân-
cia latitudinal do campo da pressão à superfície do Glo-
bo. De facto, nas regiões equatoriais, nos ramos
ascendentes das circulações de Hadley, forma-se uma
cintura de baixas pressões,associada à ZITC. Esta
zona depressionária é ladeada, em cada hemisfério, por
uma larga cintura de altas pressões, com vários núcleos
independentes, que são os anticiclones subtropicais,
resultantes da forte subsidência e da grande acumula-
ção de ar, associado aos ramos descendentes das célu-
las de Hadley e de Ferrel.
A estas cinturas de altas pressões segue-se, em
cada hemisfério, nas latitudes médias e elevadas, uma
zona de baixas pressões (depressões), associadas aos
ramos ascendentes das células de Ferrel e Polar em que
se desenvolvem as superfícies frontais polares. A esta
zona, em que predominam as depressões, que se for-
mam e acompanham a frente polar, segue-se uma
nova zona de altas pressões, associada à subsidência
das células polares. Por isso, as calotes polares têm uma
circulação anticiclónica, com ventos de leste.
Fig. 6 – Distribuição global da pressão atmosférica média à superfície. Para obter os valores em milibars (mb) ou em hectopascais (102 Pa)
deve-se juntar 1000 aos valores assinalados. Indicam-se também os ventos médios observados a superfície. Cada barbela representa uma velo-
cidade de 5 m/s.
11
O campo da pressão, ajustando-se à evolução do
campo de corrente da massa permite determinar a con-
figuração local das circulações (lei de Buys-Ballot).
Assim, os ventos, na ausência de atrito, sopram para-
lelamente às isobaras, com uma intensidade propor-
cional ao gradiente da pressão, deixando os valores
mais elevados da pressão à direita, no Hemisfério Norte
e, à esquerda, no Hemisfério Sul. Logo, no Hemisfé-
rio Norte, num anticiclone (núcleo de altas pressões
formado por isóbaras fechadas) os ventos sopram no
sentido dos ponteiros do relógio, enquanto nas depres-
sões (núcleos de baixas pressões) os ventos sopram no
sentido contrário ao dos ponteiros do relógio. No He-
misfério Sul, as circulações, nos anticiclones e nas de-
pressões, têm sentidos opostos aos do Hemisfério
Norte.
Fundamentalmente, é o ajustamento, quase instan-
tâneo, do campo da pressão atmosférica ao campo do
fluxo da massa que faz daquele um elemento essencial
da dinâmica da atmosfera. A designação de antici-
clone provêm da circulação neste sistema isobárico ser
contrária ao sentido da rotação da Terra.
Não é de admirar que o esquema simples da distri-
buição da pressão à superfície do Globo, deduzido da
circulação geral da atmosfera, se ajuste, perfeita-
mente, aos regimes dos ventos dominantes nas várias
latitudes. Esta concordância confirma a eleição da pres-
são como o elemento fundamental no estudo da dinâ-
mica (e da estática, evidentemente) da atmosfera.
*
* *
A influência da heterogeneidade da superfície do
Globo na circulação da atmosfera é, por vezes, detec-
tável até altitudes de 1 km a 2 km. Acima deste nível
a circulação da atmosfera envolve o Globo, com uma
corrente média zonal, de oeste, na atmosfera média e
superior. Em altitude, a corrente apresenta um carác-
ter ondulatório, com meandros, enquanto nos níveis
inferiores, as circulações se apresentam fechadas, for-
mando as depressões e os anticiclones. Estes sistemas,
responsáveis pela evolução das condições meteoroló-
gicas, movem-se ao longo da corrente geral em alti-
tude, de oeste para leste, com velocidades inferiores
às dos ventos, que ali se observam.
Em regra, o número de ondas da corrente zonal ge-
ral, em altitude, em torno do Globo, é de 4 a 6. Sobre
estas ondas longas sobrepôem-se outras, de menor
comprimento de onda e de menor amplitude. As on-
das longas chamamos ondas de Rossby, com os seus
vales e cristas a moverem-se, predominantemente
para leste, com velocidades relativamente pequenas.
Os vales da corrente geral apresentam localizações geo-
gráficas preferenciais. No Inverno os vales formam-se,
com mais frequência, sobre a costa leste da América
do Norte, sobre a região leste da Europa e sobre o li-
toral leste da Ásia. As cristas são mais frequentes so-
bre o Atlântico, no litoral ocidental da Europa, sobre
o Pacífico Leste e sobre a Sibéria Central.
A circulação geral e os requisitos de balanço
Na figura 7 apresentamos a distribuição dos valo-
res médios latitudinais dos ventos, da temperatura e
da humidade específica da atmosfera ao longo da ver-
tical e para as várias latitudes. Estes são, fundamental-
mente, os campos mais importantes para definir o
clima. Estes perfis foram calculados a partir das obser-
vações meteorológicas no periodo 1963-1973. Ainda
que correspondam a condições médias, dão uma ideia
bastante completa do comportamento dessas proprie-
dades à escala global. Como se vê, sofrem variações
muito pronunciadas com a altitude e menos acentua-
das com a latitude.
Associado aos ventos, que representam o transpor-
te de massa, dá-se, também o transporte de várias pro-
priedades físicas da atmosfera, como temos vindo a
referir.
Fig. 7 – Perfis verticais dos ventos em m/s, da temperatura em ° C
e da humidade específica em g/kg, em funcão da latitude.
Para obter uma representação objectiva desses
transportes é vantajoso introduzir as linhas de corrente
do fluxo médio latitudinal dessas propriedades. É o que
se representa na figura 8 para o momento angular (a),
para a substância água (b), para a energia (c) e para a
massa (d). Estes transportes foram calculados a partir
de dados de altitude de 10 anos (1963/1973). As isoli-
nhas mostram, duma forma clara, como é que as vá-
rias propriedades são transportadas na atmosfera das
fontes (origem das linhas), para as regiões de sumidou-
ros (términos das linhas). Para o momento angular, (a),
as fontes estão localizadas nas regiões tropicais, com
ventos de leste, os sumidouros nas latitudes médias e
elevadas, com ventos de oeste. Para o vapor de água,
(b), as fontes estão localizadas nas regiões dos grandes
anticiclones subtropicais onde a evaporação é muito
intensa e os sumidouros estão localizados na Zona In-
tertropical de Convergência e na cintura das depres-
12
sões frontais, das latitudes médias e elevadas, regiões
em que a precipitação é predominante. Para a ener-
gia, (c), a fonte é a radiação solar incidente, no topo
da atmosfera, principalmente nas latitudes baixas, en-
quanto os sumidouros estão localizados nas latitudes
elevadas, em que predomina a radiação infravermelha
emitida pela Terra. A intersecção das linhas com a su-
perfície do globo mostra como é importante o trans-
porte de energia pelos oceanos. No caso da massa, (d),
não há fontes nem sumidouros significativos, o que se
traduz pela forma fechada das linhas de corrente, re-
presentativas das circulações celulares. As unidades são
1018 kg m2s-2; 108kg s-1; 1015 w, e 1018kg-1 respec-
tivamente (Oort e Peixoto, 1983).
*
* *
A existência de um forte gradiente latitudinal de
temperatura, conjugada com a velocidade de rotação
da Terra, relativamente elevada, pode tornar a circu-
lação dos ventos de oeste instável, indo dar origem à
formação de pertubações ciclónicas (depressões). É o
que se verifica ao longo da superfície frontal polar das
regiões das latitudes médias, onde o gradiente de tem-
peratura apresenta um valor máximo. A este tipo de
instabilidade do movimento chama-se, como referimos
já, instabilidade baroclínica. Esta designação provém
das isotérmicas e das isóbaras nos vários níveis esta-
rem desfasadas, isto é, estarem «inclinadas» umas em
relação às outras.
As perturbações são muito eficientes no transpor-
te de calor, de momento angular e de humidade, das
latitudes intertropicais para as regiões das latitudes
mais elevadas. As perturbações deslocam-se, em geral,
de oeste para leste, ao longo da superfície frontal po-
lar, formando uma cintura de centros de baixas pres-
sões, ou de depressões ciclónicas, com um sistema de
ventos próprios, dados pela lei de Buys-Ballot. Estas
perturbações alternam com centros de altas pressões
(anticiclones), com circulações próprias, de sentidooposto. O número das depressões é, em geral, máxi-
mo na zona da frente polar nas latitudes compreendi-
das entre 45° e 60°.
Num planeta ideal, com uma superfície uniforme,
as depressões, e os anticiclones transientes que as
acompanham, deslocar-se-iam, regularmente, com
igual frequência, ao longo dum mesmo paralelo. Mas,
devido à existência e à distribuição dos oceanos e dos
continentes e, ainda, à presença do relevo das monta-
nhas, os centros depressionários das latitudes médias
formam-se e encontram-se localizados em regiões pre-
ferenciais. Na formação e na localização das perturba-
ções, os efeitos do relevo e os efeitos da diferença das
propriedades termodinâmicas dos continentes e dos
oceanos têm, praticamente, a mesma importância.
As perturbações, que nas latitudes médias e eleva-
das são o principal agente de transporte meridional de
momento angular, de vapor de água e de energia, são
também factores importantes na conversão de ener-
gia potencial em energia cinética, que vai alimentar a
circulação geral.
Fig. 8 – Linhas de corrente do fluxo médio latitudinal do momento angular (a), da substância água (b), da energia (c) e da massa (d) entre
a superfície da Terra e uma altitude de 20 km.
13
A CIRCULAÇÃO GERAL E A GÉNESE DOS CLIMAS
As grandes zonas climáticas da Terra
Agora, que já explicámos a estrutura da circulação
geral da atmosfera, estamos em posição de retomar a
ideia da importância da circulação geral na determi-
nação das grandes regiões climáticas da Terra.
Começaremos por analisar a influência das circu-
lações celulares médias no clima das regiões tropicais.
Os efeitos das células directas, tão poderosas, como
são as células de Hadley, podem reconhecer-se ime-
diatamente na caracterização das zonas climáticas da
Terra. Assim, os ramos ascendentes das duas células,
uma de cada hemisfério, determinam a zona intertro-
pical de convergência (ZITC), com fortes movimentos
ascendentes. Estes, originam uma expansão adiabáti-
ca, conduzindo a um forte arrefecimento, que leva à
condensação e à formação de nuvens de forte desen-
volvimento vertical, originando trovoadas e uma pre-
cipitação abundantíssima, que caracterizam o clima
equatorial, quente e húmido, característico das gran-
des florestas equatoriais. O deslocamento da ZITC,
acompanhando o Sol, no seu movimento anual apa-
rente, varre a zona intertropical, atingindo as latitu-
des de Cabo Verde em Julho/Agosto, em que dá origem
à estação das chuvas. Quando a ZITC não se desloca,
suficientemente, para norte, geram-se situações de se-
cas em toda a cintura do Sahel, do Atlântico à Etiópia.
No Hemisfério Sul, a ZITC atinge o coração dos conti-
nentes da América do Sul e da África e a Austrália, nos
meses de Janeiro/Fevereiro.
Caminhando para as latitudes tropicais, encontram-
-se as cinturas de ventos alisados, muito persistentes,
de nordeste no Hemisfério Norte e de sudeste no He-
misfério Sul, que constituem os ramos inferiores das
células de Hadley. Nos ramos descendentes das célu-
las de Hadley e Ferrel, nas latitudes subtropicais, apro-
ximadamente entre 20° e 30°, o clima é extremamente
seco. De facto, com a subsidência, verifica-se uma forte
compressão adiabática e portanto, um grande aumen-
to da temperatura. Forma-se assim, uma camada de in-
versão de temperatura na troposfera, com uma grande
estabilidade, que não é propícia à formação de nuvens
e de precipitação.
É nestas latitudes que se formam, como referimos,
os grandes desertos da Terra e os grandes anticiclones
subtropicais sobre os oceanos. A evaporação sobre os
oceanos nestas latitudes é muito intensa e a precipita-
ção escasseia. É a zona dos climas áridos. Os grandes
anticiclones semi-permanentes subtropicais são os
«grandes desertos» dos oceanos.
As células de Ferrel das latitudes médias e as célu-
las polares são muito mais fracas do que as células de
Hadley e desempenham um papel secundário. Nestas
latitudes, as perturbações, resultantes da instabilidade
baroclínica, são os principais agentes dos transportes
meridionais de momento angular, de vapor de água e
de energia, necessários para estabelecer os balanços
globais. Por isso, àquela região árida segue-se uma zo-
na de transição, semi-árida, característica dos climas
mediterrânicos, com invernos chuvosos e frios e ve-
rões quentes e secos. A precipitação no inverno é, prin-
cipalmente, devida à frente polar e às perturbações
associadas, que atingem essas latitudes, a partir de Se-
tembro, até Março.
Na cintura 50°-60° N em que a frente polar é mui-
to frequente, encontra-se um máximo secundário de
precipitação, devida ao movimento vertical, que se de-
senvolve com a convergência de ar nas depressões, ba-
roclinicas, que acompanham a frente polar. É a zona
dos climas temperados e húmidos. Com efeito, nas la-
titudes médias e elevadas, nos bordos polares dos gran-
des anticiclones tropicais, são as depressões móveis,
baroclínicas, associadas à frente polar, que determinam
o clima. A sucessão, mais ou menos regular, de depres-
sões e de núcleos de altas pressões, com as frentes
quentes e frias, introduzem um elemento de variabili-
dade característico do clima destas latitudes. Este tipo
de clima, temperado e húmido é, fundamentalmente,
diferente dos climas uniformes das regiões tropicais,
ou dos climas subtropicais de transição, como o me-
diterrânico.
Por fim, nas regiões polares, em que predomina a
subsidência, a precipitação é muito fraca e a atmosfe-
ra é seca, constituindo uma zona de clima frígido e
seco.
Se tomarmos como elementos fundamentais do cli-
ma a temperatura e a precipitação, a consideração ex-
clusiva dos factores climáticos gerais, em especial, a
radiação solar e a circulação geral da atmosfera, num
globo terrestre de superfície homogénea e uniforme,
conduz, a uma distribuição planetária, «grosso modo»,
zonal do clima. E, assim, as grandes zonas climáticas
seriam:
a) Uma zona tórrida e chuvosa, na região equa-
torial.
b) Duas zonas, quentes e secas, áridas ou semi-
-áridas, nas latitudes subtropicais (25°/30°).
c) Duas zonas temperadas com precipitação abun-
dante nas latitudes médias e elevadas.
d) Duas zonas polares, frígidas e secas, em que du-
rante dois ou três meses de inverno, o Sol está abaixo
do horizonte, ou está acima do horizonte, no verão.
Nas regiões habitadas, sub-polares, como a Lapónia,
os aspectos característicos do ano meteorológico são
o gelo e o degelo do mar e das águas interiores.
Interacção da atmosfera com os
componentes do sistema climático
Aspectos gerais
Em estudos do clima, a atmosfera constitui o sub-
sistema central do sistema climático. No entanto, por
ser um sistema aberto e não isolado, têm que se consi-
14
derar as interacções com todos os outros subsistemas,
designadamente, com a hidrosfera, a litosfera, a crios-
fera e a biosfera. Essas interacções traduzem-se por flu-
xos de matéria, de momento e de energia, através das
interfaces (fronteiras) respectivas.
De todos os subsistemas, a hidrosfera, por ser um
fluido e pela sua mobilidade é aquele com o qual a at-
mosfera tem uma interacção mais decisiva para a for-
mação dos climas: em escala global, através da acção
dos oceanos; em escala regional e local pela presença
dos mares, dos lagos e dos rios.
No entanto, não se pode ignorar a acção da crios-
fera, na génese de massas de ar e na dinâmica da cir-
culação geral. A interacção da atmosfera com a litosfera
é importante para a formação do clima à escala regio-
nal e local, através da fisiografia, incluindo o relevo,
a cobertura vegetal, etc.
As amplitudes diurna e anual da temperatura do ar,
sobre os oceanos são muito menos acentuadas do que
sobre os continentes. Ora, a natureza da superfície tem
uma influência considerável na temperatura do ar.
Com efeito, o ar ártico, ao mover-se sobre os oceanos,
aquece rapidamente, assim como as massasde ar ma-
rítimo frias, quando invadem os continentes mais
quentes, visto que a temperatura do ar tem tendência
para se ajustar às condições termodinâmicas da super-
fície de contacto.
Vejamos por que é que as variações da temperatu-
ra do ar sobre os oceanos são menos acentuadas do
que sobre os continentes.
Em média, só metade da energia solar, que pene-
tra na atmosfera é que é absorvida pela superfície pe-
lo Globo. Sobre os continentes, a radiação solar é
absorvida pela camada superficial de espessura muito
pequena, ficando o seu efeito concentrado nessa ca-
mada. Pelo contrário, nos oceanos a radiação solar pe-
netra até profundidades consideráveis, sendo o seu
efeito repartido por uma camada espessa. Com estes
tipos de armazenamento, produz-se um aquecimento
intenso na superfície dos continentes e um aquecimen-
to, mais moderado, sobre os oceanos. Além disso, a
evaporação nos oceanos rouba-lhe calor, reforçando
ainda o seu arrefecimento. Logo, o ar em contacto com
a superfície dos continentes, fica muito quente, en-
quanto o ar, em contacto com os oceanos, aquece mui-
to menos.
De noite, ou durante o inverno, tanto os continen-
tes, como os oceanos, emitem mais energia radiante para
o espaço do que a que recebem e, por isso, arre-
fecem, mas agora em sentido inverso. À medida que
a água da camada superficial dos oceanos arrefece,
torna-se mais densa e «afunda-se» sendo substituída por
água, ligeiramente mais quente, dos níveis inferiores.
Devido a esta mistura, a temperatura da superfície dos
oceanos, não baixa muito.
Nos continentes a situação é bem diferente. Quan-
do a superfície do solo arrefece, o calor perdido não
chega a ser compensado pela transmissão de calor dos
níveis inferiores, porque a transferência, por condu-
ção, é muito lenta. Assim, a superfície do Globo pode
ficar extremamente fria, indo, portanto, arrefecer o ar
vizinho com o qual está em contacto. É o caso que se
observa com a formação de geadas, de orvalhadas e
de nevoeiros durante a madrugada, principalmente em
noites de céu limpo.
Mas há outro ponto importante. A água tem um ca-
lor específico muito elevado (1 cal/g grau). Isto signi-
fica que é preciso muito mais calor para elevar de 1° C
a temperatura de um grama de água, do que para ele-
var de 1° C um grama de uma rocha da litosfera. Por
exemplo, se fornecermos uma caloria a 1 grama de
água a sua temperatura subirá de 1 grau centígrado,
enquanto a temperatura de uma rocha granítica subi-
ria de 5° C. De forma análoga, quando a água e o gra-
nito perdem a mesma quantidade de calor a queda da
temperatura do granito será cinco vezes superior à que-
da da temperatura da água.
Em resultado de todos estes processos, a capacida-
de dos oceanos em armazenar energia é muito supe-
rior à dos continentes e é mil vezes maior do que a
da atmosfera. Por isso, os oceanos actuam como gran-
des reservatórios de energia e agentes moderadores da
variação de temperatura. A atmosfera deveria arrefe-
cer muito mais no inverno, se não fosse a energia que
lhe é fornecida pelos oceanos. Inversamente, se não
fossem os oceanos, o aquecimento da atmosfera seria
muito maior no verão. É, por isso, que os oceanos têm
uma acção moderadora e estabilizadora da tempera-
tura do ar. Assim, a amplitude da variação diurna e da
variação anual da temperatura do ar sobre os oceanos
e nas regiões costeiras, é menor do que no interior dos
continentes.
O atraso das temperaturas extremas, em relação às
épocas em que a intensidade da radiação solar é máxi-
ma, ou mínima, é maior sobre os oceanos do que so-
bre os continentes. É, por isso que, no Hemisfério
Norte os meses mais quentes e mais frios do ano são,
normalmente, Julho e Janeiro, no interior dos conti-
nentes, e Agosto e Fevereiro sobre o mar e nas regiões
costeiras.
A capacidade que os oceanos têm para armazenar
grandes quantidades de energia, constitui, um factor
moderador, que evita grandes variações do clima e que
estas sejam relativamente rápidas.
Interacção oceano-atmosfera
Do que dissemos anteriormente, conclui-se que a
interacção dos oceanos com a atmosfera é muito
forte. A interacção traduz-se não só por uma transfe-
rência de energia, sob a forma de calor, mas também
pela transferência de energia mecânica, de matéria e
de quantidade de movimento.
Mais de metade da radiação solar, que atinge o Glo-
bo, é absorvida pelas camadas superiores dos oceanos.
Esta energia é mais tarde transferida, eventualmente
noutro local, para a atmosfera, principalmente através
15
da evaporação. Com esta, dá-se uma transferência de
vapor de água e de energia sob a forma de calor la-
tente, que é libertado na atmosfera, quando se dá a
condensação. A evaporação é condicionada pelo gra-
diente vertical da humidade, pela velocidade do ven-
to e pela intensidade da turbulência na camada limite
da atmosfera.
Além do fluxo de vapor de água da superfície do
Globo para a atmosfera, há um transporte de calor
sensível, por mecanismos turbulentos análogos, que,
agora, dependem do gradiente vertical da tempera-
tura do ar.
O atrito à superfície do Globo (oceano e litosfera)
representa o mecanismo principal da dissipação da
energia cinética dos ventos da circulação geral. Mas,
no caso dos oceanos, o atrito gera a transferência da
quantidade de movimento da atmosfera, mais rápida,
para os oceanos, originando o sistema das correntes
marítimas. Há outras correntes marítimas que podem
ser devidas a variações de temperatura e de salinida-
de, que são as correntes termohalinas. Por sua vez, tan-
to umas correntes, como as outras, por efeito de
retroacção (feed back), passam a interferir com os pro-
cessos atmosféricos.
Os ventos semipermanentes da circulação geral e
as monções, soprando persistentemente, durante me-
ses seguidos, sobre a superfície do mar, dão origem à
circulação oceânica, constituída pelas correntes marí-
timas que transportam massas enormes de água, com
as suas características termodinâmicas, para regiões
muito distantes das regiões de origem. Podemos assim
considerar as correntes marítimas «frias» e «quentes».
Exemplos de correntes quentes são, no oceano
Atlântico, a corrente do Golfo, com o seu ramo do
Atlântico-Norte. No oceano Pacífico o Kuroshio e a
corrente do Pacífico-Norte. É devido à acção modera-
dora das correntes marítimas que a temperatura do ar
na parte oeste da América do Norte e no Norte da Eu-
ropa é muito superior à que corresponde aos valores
médios nas suas latitudes. Exemplos de correntes frias
são a corrente do Labrador e das Canárias no Atlânti-
co Norte e o Oyashio, no Pacífico Norte.
*
* *
A acção estabilizadora dos oceanos não se manis-
festa só nas variações periódicas da temperatura do ar.
As massas de ar, ao passarem sobre os oceanos, per-
dem rapidamente as suas características de origem,
transformando-se em massas de ar modificado. É por
isso, que a variação média da temperatura, em massas
de ar marítimo, é menor, mesmo quando, no seu mo-
vimento, invadem os continentes. Outros elementos
meteorológicos, relacionados com a água na atmos-
fera, são também afectados. A distribuição dos conti-
nentes e dos oceanos, em ambos os Hemisférios,
condiciona a evaporação e, portanto, o estado de hu-
midade do ar e, por consequência, a condensação, a
nebulosidade, a insolação, a precipitação e, finalmen-
te, o escoamento.
Outro factor de grande importância, no controle
da temperatura da superfície dos oceanos é a ressur-
gência de águas de profundidade (“up-welling”) cau-
sada pela acção tangencial dos ventos, sobre a
superfície livre dos oceanos. Os ventos, ao soprarem
sobre os oceanos, geram um movimento das águas su-
perficiais, que é deflectido para a direita, no Hemisfé-
rio Norte, e para a esquerda no Hemisfério Sul (Lei de
Ferrel). À medida que as águas superficiais são desvia-
das, gera-se, junto à costa, uma divergência de águaà superfície, que é substituída por águas provenientes
de maior profundidade e muito mais frias (up-welling).
Nas costas ocidentais dos grandes continentes (Por-
tugal, Norte de África, Califórnia, Oregão, etc.) os ven-
tos persistentes de norte originam uma deriva das águas
para oeste, induzindo uma forte ressurgência nas águas
costeiras de profundidade. Situações análogas existem
nas costas do Peru e do Sudoeste Africano com ven-
tos com componentes de sul.
Notaremos ainda que na região equatorial do ocea-
no Índico não há arrefecimento significativo devido
a «up-welling». Mas, na costa da Somália, com a mon-
ção de sudoeste no início do Verão, verifica-se forte
«up-welling» e a temperatura do ar é mais amena.
Vemos que o estudo do clima deverá tomar em
consideração o comportamento termodinâmico con-
junto da atmosfera e dos oceanos, que constituem o
geofluido. Este deve ser considerado como um subsis-
tema integrado do sistema climático global.
A circulação geral da atmosfera
e a precipitação global
Distribuição da precipitação na Terra
A distribuição da precipitação na superfície da Ter-
ra é fortemente determinada pela circulação geral da
atmosfera, não só através do transporte de massas de
ar húmido, mas também pelo estabelecimento de mo-
vimentos verticais e pela formação de condições de ins-
tabilidade. E estes são os ingredientes sem os quais não
se formam as nuvens. E sem nuvens não há preci-
pitação!
É, afinal, a circulação geral da atmosfera que nos
ajuda a responder às três grandes questões: Por que
chove? Como chove? Quando chove?
Comecemos por analisar a distribuição global mé-
dia da precipitação à superfície do Globo.
A figura 9 mostra uma carta da quantidade de pre-
cipitação média anual, à superfície da Terra. Como a
sua inspecção revela, a precipitação não é uniforme
e varia de local para local. Há, no entanto, umas re-
giões mais húmidas, isto, é, com grande precipitação,
e outras mais secas. Por exemplo, as regiões equato-
16
riais são mais chuvosas, enquanto as regiões subtropi-
cais e polares são relativamente secas, como já tinha-
mos concluído.
Esta distribuição da precipitação está fortemente,
ligada à circulação geral da atmosfera e é, depois, mo-
delada pela fisiografia da região, principalmente, pelo
relevo.
A figura 9 mostra, duma forma esquemática e sim-
plificada, como é que a circulação geral da atmosfera
influenciaria a distribuição latitudinal da precipitação,
num Globo uniforme. A precipitação é mais abundan-
te nas regiões em que se verifica a ascensão do ar e em
que há instabilidade e menos abundante, ou mesmo
inexistente, onde se verifica a subsidência e o ar é es-
tável. Com a ascensão do ar, dá-se um arrefecimento
adiabático, que leva à condensação do vapor de água,
à formação de nuvens e, por fim, à precipitação. Com
a subsidência, dá-se uma compressão adiabática, que
leva a um aumento de temperatura, que afasta a atmos-
fera da saturação, dissipando as nuvens. Por isso, a pre-
cipitação será mais abundante na região equatorial ao
longo da ZITC e nas latitudes elevadas, ao longo das
superfícies frontais polares, em que predominam os
movimentos ascensionais, e será escassa nas regiões
centrais dos grandes anticiclones subtropicais e nos
pólos.
Na região tropical, a ascensão do ar quente e hú-
mido ao longo da ZITC, vai dar origem à formação de
nuvens de grande desenvolvimento vertical (cúmulos
e cumulonimbos) que vão depois provocar uma pre-
cipitação muito intensa. Nas regiões dos grandes anti-
ciclones subtropicais, centrados, aproximadamente,
Fig. 9 – Distribuição global da precipitação média anual, em metros.
Fig. 10 – Distribuição latitudinal da diferença dos valores médios
zonais da evaporação e da precipitação [E-P] em metros por ano
(m ano-1): as três curvas referem-se a todo o ano, a meses de In-
verno (DJF) e a meses de Verão (JJA).
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a 30° de latitude, o ar subsidente, que os acompanha,
vai produzir uma «cintura seca» em volta de todo o
Globo. Os desertos do Sahara, da Arábia, da Namíbia,
da Austrália e outros grandes desertos da Terra estão
localizados nesta cintura. A precipitação é muito es-
cassa e apresenta uma grande flutuação, de ano para
ano.
*
* *
Como se vê há uma alternância de zonas em que
há excesso de precipitação com outras em que há dé-
fice de precipitação. Essa alternância torna-se mais evi-
dente quando se analisa a f igura 10 que dá a dis-
tribuição latitudinal da diferença dos valores médios
da evaporação, E, e da precipitação, P, isto é, [E-P]
observados à superfície da Terra.
De facto, na região equatorial onde predomina a
ZITC a precipitação excede a evaporação, [E-P]<0; nas
regiões subtropicais dos grandes anticiclones há uma
evaporação muito intensa e [E-P]>0; nas latitudes mé-
dias e elevadas, devido à frente polar e às temperatu-
ras mais baixas a precipitação excede a evaporação,
[E-P]<0. Como se vê há uma variação acentuada de
[E-P] do inverno para o verão, de cada hemisfério.
Como os grandes anticiclones se deslocam, seguin-
do o movimento anual aparente do Sol, para Norte,
em Julho, e para Sul, em Janeiro, o clima das zonas en-
tre o equador e as latitudes subtropicais é determina-
do e influenciado pela ZITC e pelos centros
anticiclónicos subtropicais.
Nas regiões polares, a atmosfera é extremamente
fria, e, por isso, a quantidade de vapor de água retida
pela atmosfera e disponível para a precipitação é mui-
to pequena. Esta cai, no inverno, sob a forma de neve
seca, espoada e vai-se acumulando, devido à fraca eva-
poração. No Verão, o núcleo polar de altas pressões
bloqueia os sistemas das perturbações que, assim, não
atingem aquelas regiões. A precipitação nas regiões po-
lares é, de facto, escassa em todas as estações do ano.
Há excepções a este esquema simples e ideal, co-
mo seria de esperar. E, assim, nas latitudes médias, a
localização do centro dos anticiclones tropicais tem um
efeito determinante na distribuição da precipitação, ao
longo das várias longitudes, em ambos os Hemisférios.
A circulação dos ventos, nos bordos dos lados dos pó-
los, comanda, praticamente, o movimento da frente
polar, quer em latitude, quer na direcção oeste-leste.
Com efeito, os núcleos de altas pressões, ao mesmo
tempo que bloqueiam e limitam a penetração da su-
perfície frontal, comandam a sua deslocação para les-
te. Por outro lado, a subsidência do ar, que acompanha
os grandes anticiclones subtropicais, não se distribui
de modo uniforme. É muito mais pronunciada nos bor-
dos leste, do que nos bordos-ocidentais. Por isso, o
ar transportado na circulação do lado leste tende a ser
mais estável e mais frio (figura 11), porque neste bordo
do anticiclone, a circulação transporta ar de latitu-
des mais elevadas, em que o ar é mais frio. Além dis-
so, ao longo das costas ocidentais dos continentes, as
águas frias costeiras, originadas pelo fenómeno da res-
surgência («up-welling»), reforçam o arrefecimento do
ar, contribuindo para aumentar a sua estabilidade. Por
conseguinte, no verão, quando os centros dos antici-
clones subtropicais se movem mais para norte, as cos-
tas ocidentais dos continentes (Califórnia, Península
Ibérica, Chile, África do Sul, Sudoeste da Austrália, etc.)
ficam sob a acção daquela circulação caracterizada por
uma subsidência considerável. Forma-se, assim, uma
forte inversão de temperatura, em altitude, limitando
quaisquer fenómenos de convecção, que poderiam le-
var à formação de alguma precipitação. É, por isso, que
aquelas regiões geográficas têm um clima com um ve-
rão seco e longo e com um inverno fresco e de preci-
pitação abundante. Deve ter-se presente que os
anticiclones subtropicais «comandam» o movimento da
frente polar e das perturbações, que a acompanham.
Estas «só têm licença» para visitar aquelas regiões geo-
gráficas no inverno, quando os anticiclones no seu mo-
vimento lentose deslocam em direcção ao equador e
ficam centrados em latitudes mais baixas.
Estas condições são, também, as que determinam
as características do clima que se observa nas regiões
marginais do Mar Mediterrâneo.
No lado ocidental dos anticiclones subtropicais, o
ar transportado na circulação é ligeiramente instável
e é mais quente e húmido, porque os ventos sopram
da região equatorial onde as massas de ar têm tempe-
raturas e teores de humidade muito elevados. No ve-
rão, no Atlântico Norte, o anticiclone das Bermudas
transporta ar tropical húmido do Golfo do México, que
invade toda a parte oriental dos Estados Unidos. O ar
é condicionalmente instável e, quando se move sobre
o continente aquecido, torna-se instável, originando
precipitação abundante do tipo aguaceiros, muitas ve-
zes acompanhados de trovoadas.
Fig. 11 – Configuração típica dos campos de corrente horizontal
e da temperatura na troposfera média. São as ondulações deste tipo
que transportam energia em direcção aos pólos nas latitudes mé-
dias e elevadas, onde as circulações celulares são muito fracas. O
transporte de energia ocorre sob a forma de calor sensível e de ca-
lor latente, associado ao transporte meridional de vapor de água.
18
No inverno do Hemisfério Norte, os anticiclones
do Pacífico Norte e do Atlântico Norte (Bermudas e
Açores) movem-se para sul e enfraquecem de intensi-
dade, permitindo que as perturbações, que acompa-
nham a frente polar, penetrem nas regiões ocidentais
dos continentes americano e euro-asiático, varrendo-
-os de lés-a-lés, trazendo com elas precipitação abun-
dante. Contudo, a metade leste dos Estados Unidos re-
cebe mais precipitação no verão, proveniente do
forte influxo de vapor de água do Golfo do México,
como referimos, do que no inverno, devido às pertur-
bações que acompanham a frente polar.
O efeito do relevo
As montanhas e o relevo, em geral, vêm introdu-
zir um efeito regional na distribuição global da preci-
pitação e da temperatura, porque: (a) forçam a
ascensão do ar ao longo das encostas, originando uma
expansão adiabática com um abaixamento de tempe-
ratura, e (b) provocam a convecção livre do ar, devi-
do ao forte aquecimento das encostas expostas ao Sol.
É por isso, que as encostas das montanhas, expostas
aos ventos dominantes, são as regiões em que se ob-
servam as quantidades de precipitação mais elevadas.
A jusante dessas montanhas, a precipitação é muito me-
nor e é, por vezes, escassa. A estas regiões chamam-se
muitas vezes regiões de sombra da precipitação. É o
caso, em Portugal, da Campina da Idanha, a jusante
do sistema montanhoso Estrela-Gardunha, que tem
apenas uma precipitação da ordem de 550 mm/ano.
O mesmo se passa com a região de Pinhel, devido às
serras que rodeiam a região (Marofa, Estrela, Malcata,
etc.). Nesta região de Riba-Coa a precipitação média
anual é apenas da ordem de 400 mm. É por isso que
esta região, na carta de precipitação de Portugal, é
designada pela «mancha branca de Pinhel».
Os desertos das latitudes médias que ocorrem no
«coração» dos grandes continentes são o resultado de
um efeito de sombra da precipitação, muito pronun-
ciado. São regiões rodeadas por grandes cadeias de
montanhas, e, portanto, remotas de qualquer fonte de
vapor de água (v.g. Gobi na Mongólia, Nevada nos Es-
tados Unidos, etc.).
Para finalizar, diremos que as montanhas originam
um tipo de clima especial – o clima de altitude – o
que justifica a afirmação, tão conhecida, de que «as
montanhas fabricam o seu próprio clima». De facto,
o clima muda rapidamente, à medida que se sobe ao
longo da montanha: a temperatura decresce com a
altitude a uma taxa de 0,6° por 100 m, aproximada-
mente, e a precipitação aumenta ao longo da encosta.
Estas variações do clima são mais acentuadas nas mon-
tanhas das regiões tropicais, em que o clima é tropical
(chuvoso e quente) na base, para ser gelado e polar no
topo (Kilimanjaro, no Quénia). Estas variações do cli-
ma são acompanhadas por uma variação da vegetação
característica. Subir uma montanha, nestas condições,
do ponto de vista dos climas encontrados, é como ca-
minhar do equador para o pólo. É o efeito de altitude,
por exemplo, que faz de Quito, a 2800 m de altitude,
um lugar aprazível para se viver, apesar de estar loca-
lizado, praticamente, sobre o equador.
A CIRCULAÇAO GERAL DA ATMOSFERA E A
DISTRIBUIÇÃO DOS CLIMAS NA TERRA
A dinâmica dos climas
A zonagem climática, em que as zonas de precipi-
tação abundante alternam com as zonas de aridez, mais
ou menos acentuada, seguidas depois por zonas tem-
peradas e húmidas, é distorcida pela presença dos con-
tinentes e dos oceanos. Surgem, assim, assimetrias no
clima, devidas não só ao relevo, como à natureza ter-
modinâmica da superfície, criando-se condições regio-
nais e locais, que alteram, por vezes profundamente,
aquela distribuição zonal.
Durante o inverno, com o forte arrefecimento da
região central do Continente Euro-asiático, gera-se um
anticiclone na Sibéria constituido por ar frio continen-
tal. A este anticlone está associada uma forte divergên-
cia com ventos de nordeste nos bordos de leste e
equatorial, associadas à monção de inverno. No verão,
forma-se uma extensa depressão sobre o continente
euro-asiático, a que está associada forte convergência.
A circulação correspondente traz à orla sul do conti-
nente massas de ar húmido e quente associadas à mon-
ção de Verão.
De forma análoga, mas numa escala menor, se for-
mam os centros de acção, de origem térmica, sobre a
Península Ibérica no verão, com as nortadas, na costa
portuguesa, tão conhecidas. São, ainda, as caracterís-
ticas da superfície e as condições fisiográficas que de-
terminam e modelam os ventos regionais e locais (v.g.
Mistral, Bora; Nortadas) e as circulações ciclónicas, que
condicionam o clima regional (v.g. depressão do Gol-
fo de Génova).
A exposição ao Sol, a altitude, a proximidade de
lagos e a cobertura vegetal são factores, que podem
conferir características especiais aos climas em escala
local e originar, mesmo, microclimas circunscritos a
regiões limitadas, mas com características muito dife-
rentes do clima das regiões vizinhas. O vale do Dou-
ro, a que corresponde a região demarcada do vinho
do Porto, é um exemplo típico dum microclima.
*
* *
A utilização de médias anuais filtra a variabilidade
intra-anual e mascara muitos aspectos importantes que
só uma visão dinâmica do clima põe em evidência. A
distribuição planetária da pressão e do vento apresen-
ta uma variação anual que se traduz por uma migra-
19
ção periódica das duas frentes polares e da zona inter-
tropical de convergência, para norte e para sul, das suas
posições médias.
Essa migração, periódica anual, é mais acentuada
no Hemisfério Norte do que no Hemisfério Sul, pela
influência dos continentes. Com efeito, no Hemisfé-
rio Norte, as terras ocupam 39,2% e os oceanos ocu-
pam 60,8% da área total, ao passo que no Hemisfério
Sul as terras ocupam 19,2% e os oceanos ocupam
80,8%. Por isso, de um modo geral, a distribuição pla-
netária dos climas é mais deformada no Hemisfério
Norte do que no Hemisfério Sul.
A frente polar no Hemisfério Norte atinge as lati-
tudes mais elevadas em Julho, e as mais baixas em Ja-
neiro. A distância entre as duas posições extremas pode
ser bastante grande. A frente polar do Hemisfério Sul
atinge a posição extrema para o lado do Pólo Sul em
Fevereiro e para o lado do equador em Julho. Neste
Hemisfério a distância entre as duas posições extremas
é muito menor que no Hemisfério Norte, devido à
maior homogeneidade da superfície do Globo no He-
misfério Sul.
A zona intertropical de convergência (ZITC) atin-
ge as posições extremas em Fevereiro (no Hemisfério
Sul) e em Agosto (no Hemisfério Norte); e a distância
entre estas duas posições é menor sobre os oceanos
Atlântico e Pacífico e mínima na região Ásia-Austrália,mas é muito acentuada no bojo equatorial da África.
As flutuações anuais em latitude da ZITC são deci-
sivas para a determinação do clima intertropical, de-
signadamente o regime de monções e os regimes de
franja, que determinam o clima do Sahel. A configu-
ração oceano/continente no oceano Índico (Corno de
África, Índia, Sudoeste Asiático), no Atlântico Sul (Bojo
equatorial de África, etc.) e os movimentos da ZITC
determinam os regimes de monção. No verão, com o
seu deslocamento para norte, as massas de ar equato-
rial marítimo quente e húmido, invadem os continen-
tes, com ventos de Sudeste, provocando chuvas
abundantes. Com a migração da ZITC mais para sul,
no inverno, as regiões que bordejam o Oceano Índico
são invadidas por massas de ar continental, com ven-
tos de nordeste. Por isso se diz que as monções e as
brisas constituem um regime secundário da circulação
geral da atmosfera, condicionado pelos factores regio-
nais. A importância climática das monções é eviden-
temente grande; na Índia, por exemplo, há duas
estações no ano, sendo uma fria e seca, no semestre
Novembro-Abril, quando a ZITC está a sul, e a outra
quente e muito chuvosa no semestre Maio-Outubro,
quando a ZITC varre o Industão, o Sudoeste Asiático
e atinge a posição mais a norte no Continente.
A circulação geral e a classificação dos climas
Apesar da diversidade dos climas existentes na Ter-
ra, verificou-se que havia regiões geográficas, muito
distantes, que tinham climas análogos e outras regiões
próximas, que tinham climas muito diferentes. Já
Pero Vaz de Caminha, na sua carta ao Senhor Rei Dom
Manuel, sobre o achamento das Terras de Vera Cruz,
comparava o tempo das novas terras com os ares de
Entre-Douro e Minho.
Surgiu, assim, nos fins do século passado e nos prin-
cípios do actual, a necessidade de proceder à sistema-
tização e à classificação dos climas numa escala
planetária, e de analisar a sua distribuição geográfica.
Uma das classificações, que mais se popularizou e
divulgou, foi proposta por Vladimir Koeppen em 1899,
a qual, posteriormente, foi várias vezes reformulada
e aperfeiçoada. A classificação assenta numa base
empírica, procurando associar a vegetação com as con-
dições meteorológicas predominantes, designadamen-
te com a temperatura do ar e com as características da
precipitação.
É um sistema de classificação hierárquico, em que
há cinco grupos fundamentais do clima, cada um com
um número de subdivisões, que, em geral, vai até três.
Os cinco tipos climáticos fundamentais, caminhando
do equador para o pólo, eram assim distribuídos:
A = clima tropical chuvoso; B = clima seco; C = clima
subtropical mesotérmico (temperado) húmido;
D = clima microtérmico (frio) húmido; E = clima polar.
Esta distribuição corresponde à zonagem climática que
já referimos.
Climas A
Os climas A são determinados pela zona intertro-
pical de convergência (ZITC), têm uma temperatura e
um teor de humidade suficientemente elevados para
manterem o crescimento contínuo da vegetação, du-
rante todo o ano.
Em particular, a temperatura média mensal deve ser
igual ou superior a 18°C. A subclassificação (segunda-
-ordem) é baseada na precipitação, utilizando o sím-
bolo ‘‘f” se não houver um período seco bem definido.
A floresta tropical das regiões chuvosas é uma das ca-
racterísticas deste grupo de climas.
O clima Af é um clima tropical chuvoso, com chu-
va distribuída regularmente durante todo o ano. Quan-
do existe um inverno seco util iza-se o símbolo de
segunda ordem “w” e corresponde ao clima da sava-
na. No caso do regime de monção, usa-se o símbolo
“m”.
Climas B
Os climas B são definidos pelos grandes anticiclo-
nes subtropicais. São climas secos, caracterizados por
um défice crónico de precipitação. O segundo índice
é determinado pelo grau de aridez, visto que, nos cli-
mas B, a evaporação potencial excede em muito a pre-
cipitação. Nestes climas, ou existe uma vegetacão
xerófila (amante da “secura”), ou não existe nenhu-
ma (desertos). Os símbolos de segunda ordem são, res-
pectivamente, “S” para as condições semi-áridas
(estepe) e “W” para as condições do deserto.
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Climas C
São climas de transição em que a superfície frontal
polar é frequente no inverno. São climas subtropicais,
mesotérmicos e húmidos. Distinguem-se dos climas A
pela ocorrência duma estação fria, distinta, o que im-
plica a existência de vegetação de folha caduca, lado
a lado com vegetação de folha permanente.
O índice de segunda ordem é “f” quando não há
um período seco bem definido e “s”, ou “w”, quan-
do o período seco é no verão, ou no inverno, respec-
tivamente. O clima de Portugal continental é Cs
(mesotérmico chuvoso, com estação seca no Verão).
Climas D
São climas determinados pela superfície frontal po-
lar e pelas depressões que a acompanham. Este grupo
inclui os climas frios e húmidos. São caracterizados por
um período de crescimento vegetativo curto, com pre-
domínio de florestas de coníferas (taiga). São caracte-
rizados também por invernos longos e coberturas de
neve persistentes e representam a transição entre os
climas subtropicais e polares. As divisões de segunda
ordem são análogas às dos climas C.
Climas E
São climas frígidos polares, determinados pelos an-
ticiclones polares. O segundo índice é “F”, se a tem-
peratura média para todos os meses do ano, for inferior
a 0°C e, portanto, incapazes de suportar qualquer ti-
po de vegetação. Quando existe um pequeno período
de crescimento da vegetação o índice é “P”, indican-
do a existência de vegetação de arbustos e pouco mais
(tundra).
Os climas de altitude são designados por um sím-
bolo “H”, em que as influências da latitude e geográ-
ficas são todas ultrapassadas.
EPÍLOGO
O sistema climático constitui uma grande máqui-
na termodinâmica, com uma fonte quente natural nas
latitudes tropicais, e uma fonte fria natural, constituí-
da pelas regiões das latitudes elevadas e pela alta at-
mosfera. Verificámos ainda que a atmosfera era um
veículo transportador de energia para as regiões pola-
res e para os níveis mais elevados da alta atmosfera,
através da circulação geral. Logo, a atmosfera pode ser
encarada como uma grande máquina termodinâmica
com o calor a circular duma fonte quente para as fon-
tes frias. O trabalho realizado por esta máquina termo-
dinâmica é utilizado em manter a energia cinética da
circulação geral, contra a drenagem contínua, devida
à dissipação, por atrito. Com o transporte de calor da
fonte quente para a fonte fria, há um aumento muito
considerável de entropia. É o preço que se paga quan-
do se destrói o ordenamento e a diferenciação das tem-
peraturas e se tende a atingir uma uniformidade
generalizada.
Mesmo no caso ideal de uma máquina de Carnot
o rendimento, η, desta máquina é, relativamente bai-
xo, visto que a diferença das temperaturas da fonte
quente, Tq, e da fonte fria, Tf, é pequena, comparada
com a temperatura da fonte quente, isto é:
Então, no caso limite duma máquina teórica, com
as temperaturas que se observam, o rendimento da má-
quina do clima não poderá atingir 10%. No caso real,
o rendimento é, de facto, muito inferior a este valor.
Logo, a quantidade de energia cinética gerada por es-
ta grande máquina termodinâmica tem que ser peque-
na, quando comparada com a energia interna e com
a energia potencial da atmosfera, que são as fontes di-
rectas da energia cinética.
No entanto, só uma pequena fracção das energias
potencial e interna da atmosfera é que está disponível
para ser convertida em energia cinética, ficando uma
grande parte que não é utilizada nesta conversão. Bas-
ta notar que uma atmosfera, mesmo em repouso (sem
energia cinética), continuaria a ter, praticamente, a
mesma quantidade de energia interna e de energia po-
tencial.
À fracção de energia interna e potencial que é uti-
lizável para a transformação em energia cinética