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