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1 CLIMATOLOGIA Apostila básica para acompanhamento da disciplina de Climatologia (1º/2010), ministrada pelo professor Carlos Henrique Jardim, para o curso de Geografia (diurno), UFMG. Retirada da bibliografia básica indicada, e de obras aleatórias (não identificadas), e REUNIDA por Aline Lúcia N. Medeiros e André Henrique de Souza. PRIMEIRA PARTE A Geografia é a disciplina que estuda as organizações espaciais (Christofoletti, 1990), ou a envoltura da Terra, que congrega a superfície terrestre e a atmosfera. O objeto da Climatologia é justamente a interação entre atmosfera e superfície. Estando, pois, localizados junto à interface solo-atmosfera (camada limite) qualquer alteração na natureza dessa superfície, tanto espacial quanto vertical, altera significativamente o modo de propagação da energia, alterando conseqüentemente os resultados das trocas verticais de radiação solar e interferindo nos processos advectivos pelas mudanças que introduz no comportamento do vento. Resultam dessas interferências alterações nas variáveis da temperatura e umidade, que nada mais são do que elementos ou variáveis do balanço de energia por unidade de tempo, dentro de um espaço tridimensional (Tarifa, 1981). Ou seja, as mudanças no espaço geográfico interferem nos fenômenos da atmosfera, e vice- versa, sendo esta interação que interessa aos estudos climatológicos. A Meteorologia se preocupa com a definição quantitativa dos fenômenos, pesquisa das leis, previsão. É um ramo da Física. A Climatologia, por sua vez, estuda a ligação entre a atmosfera, e seus fenômenos, e as variações geográficas verificadas. As duas disciplinas se encontram, em alguns momentos, mas não se confundem, pois possuem objetivos diferentes. 1. Introdução aos conceitos básicos de climatologia 1.1. Tempo e clima Tempo é o estado médio da atmosfera numa dada porção de tempo e em determinado lugar (Hans); definição insuficiente, pois corresponde a uma média (abstração destituída de realidade) e apresenta um caráter estático e artificial. O tempo, para Sorre, corresponde a “uma combinação complexa, na qual, conforme o caso, um ou dois elementos desempenham papel preponderante. Dizemos que o tempo é quente, seco, chuvoso ou calmo”. Enfim, o tempo (weather, do inglês) corresponde a condições momentâneas da atmosfera, que podem ser observadas e medidas. Clima refere-se à sucessão de condições momentâneas da atmosfera (estados atmosféricos), em um determinado lugar. A noção de tempo e de clima são noções sintéticas, sendo que a última refere-se à regularidade relativa da atmosfera. Pois, a cada instante e em cada ponto do globo, a atmosfera é uma combinação singular, com pouquíssimas chances de se reproduzir de uma maneira idêntica. São os fatores dos quais dependem a Pierre Highlight Pierre Highlight Pierre Highlight 2 sucessão de tempos que oferecem uma regularidade relativa. Um exemplo é o ritmo das estações, que traz estados higrométricos comparáveis. São estes estados que se agrupam em formas ou tipos característicos de cada período do ano. 1.2. Relação controle / atributo ou fator / elemento Controle/Fator – Refere-se à TUDO que modifica as propriedades de uma parcela de ar determinado; são as circunstâncias que determinam a existência e regulam a sucessão dos tipos de tempo (latitude, altitude, centros de ação, declividade etc.). É definido pela escala. Atributo/Elemento – São as propriedades físicas da atmosfera (radiação, temperatura, umidade, pressão). FATORES (ESCALA GLOBAL) – principal controle/elemento é a radiação. Refere-se aos fatores astronômicos: a) Forma da Terra; b) Inclinação da Terra (interferindo na distribuição da radiação solar entre os pólos); c) Movimentos da Terra (rotação e translação) – interferindo também na diferenciação da incidência de radiação entre os hemisférios durante o ano. FATORES (ESCALA ZONAL) – Principal fator nessa escala é a latitude, que influencia na distribuição da energia terrestre. Além desse, existem outros fatores, a saber: a) Correntes Marinhas; b) Alíseos; c) El Niño; d) Continentalidade e Maritimidade; e) Biomas Terrestres. FATORES (ESCALA REGIONAL) – Particularidades do clima zonal devido, sobretudo, à ação modificadora da circulação geral da atmosfera. Fatores que influenciam na escala regional: a) Altitude; b) Massas de ar ou sistemas atmosféricos; c) Distância em relação aos oceanos; d) Correntes marítimas; e) Relevo (grandes extensões como Alpes, Himalaia e Andes); f) Domínios de Vegetação – A permanência e a freqüência da atuação de grupos de sistemas atmosféricos contribuem para a produção de condições relativamente estáveis, favorecendo a criação de domínios de vegetação como cerrado, caatinga, entre outros. FATORES (ESCALA LOCAL) 3 a) Ação Antrópica; b) Metrópoles; c) Agricultura; d) Tipos de tempo. 1.3. Escala A realidade climática pode ser caracterizada por unidades espaciais com grandezas escalares completamente diferenciadas, que variam desde o nível global até o local. A cada uma dessas ampliações, redefine-se não apenas as escalas de estudo, mas também os elementos ou fatores, em outras palavras, alteram-se os atributos e as propriedades de cada um desses sistemas espaciais do clima. A partir do momento em que se desdobram as unidades maiores em menores, o número de variáveis que intervém aumentam, havendo uma superposição, ou melhor, uma interação entre os fatores e elementos estruturais de determinada ordem de grandeza com outra imediatamente inferior, e assim sucessivamente. Da mesma forma, na medida em que se reduz as dimensões de espaço, a velocidade das mudanças temporais em nível de processo também se altera, fluindo em ritmos diferenciados para cada unidade de grandeza espacial. A noção escalar torna-se uma referência de valor arbitrário, estabelecido segundo critérios que interessam a compreensão de um fenômeno. Segundo RIBERO (1993), torna-se necessário apresentar critérios orientadores para a definição de cada escala. a) São consideradas escalas superiores àquelas mais próximas ao nível planetário e escalas inferiores aquelas mais próximas dos indivíduos habitantes da superfície da Terra; b) As combinações de processos físicos interativos numa escala superior resultam em modificações sucessivas no comportamento da atmosfera nas escalas inferiores; c) As combinações particulares de processos físicos nas escalas inferiores possuem limitada repercussão nas escalas superiores; d) O grau de dependência de radiação extraterrestre na definição climática é maior nas escalas superiores, enquanto que a influência dos elementos da superfície, inclusive a ação antrópica, torna-se mais pronunciada na medida em que se atingem as escalas inferiores; e) Quanto mais extenso o resultado de determinada combinação, maior será o tempo de sua permanência, sendo o inverso igualmente verdadeiro; f) A extensão de uma determinada combinação na atmosfera resulta num atributo tridimensional sendo, portanto, volumétrica a noção de extensão, em climatologia, e tendo como limite superior o próprio limite da atmosfera terrestre. 4 A partir desses princípios é possível a delimitação de quatro níveis de estudo do clima: MACROCLIMÁTICO – Interação entre a radiação solar, a curvatura da terra, e os movimentos de rotação e translação. Clima Zonal: É definido principalmente pelas faixas latitudinais da Terra, uma vez que a latitude influencia no recebimento da radiação solar. A altitude, a distância dos oceanos e o movimento de rotação terrestre são os principais fatores. Sua escala abrange, verticalmente, toda a atmosfera e, horizontalmente,entre 1.000 e 5.000 km. Nessa ordem de grandeza escalar, torna-se necessário um longo período de observações meteorológicas (a OMM recomenda um período de 30 anos), trabalhando-se com os valores médios representantes de qualquer elemento climático. A gênese dos climas zonais baseia-se na circulação geral da atmosfera (seja dos ventos do oeste ou dos Alíseos). Os esquemas são os mais amplos possíveis, e as bases ou mapas oscilam entre 1: 50.000.000 e 1: 10.000.000. Clima Regional: Ocorre quando determinados fatores, como a distribuição das áreas continentais e oceânicas no globo e a forma dos continentes (latitudes), são suficientes para alterar os padrões de circulação geral da atmosfera. Além disso, outras variáveis importantes são a exposição, forma e orientação do relevo (por exemplo: grandes cadeias montanhosas, como os Andes), e os centros de alta e baixa pressão (organizados em células de circulação geral). Nessa escala, são determinados os chamados “anos-padrão”, e também os domínios morfoclimáticos. Verticalmente, está limitada pelos fenômenos que acontecem abaixo da troposfera, e, horizontalmente, abrange entre 150 e 2.500 km. Como estratégia de abordagem, não se deve analisar somente as normais e médias de um longo período, mas acompanhar as variações mensais durante alguns anos. MESOCLIMÁTICO – É nesse nível que a análise deve necessariamente descer a uma variação diária dos elementos climáticos. Deve-se considerar outras áreas do conhecimento geográfico, tais como geomorfologia, geografia urbana, pedologia, biogeografia etc. Em mesoclimatologia, a configuração do terreno, o tipo de solo e sua cobertura vegetal são considerados como feições de localidade, determinando o clima que predomina em determinado lugar, da ordem de centenas de quilômetros quadrados. Clima Local: É um clima que pode ser alterado por diferenças na circulação regional, conseqüentes do relevo (situações de barlavento e sotavento ou ventos catabáticos e anabáticos), e ainda por fatores como ação antrópica, urbanização (metrópoles), agricultura, poluição, relevo e altitude. Nesse nível, é possível observar com mais clareza as repercussões dos sistemas atmosféricos mais gerais, por exemplo, na definição de tipos de solo e de coberturas vegetais. A delimitação da extensão horizontal é considerada variada, contudo, a maioria dos autores considera entre 15 e 150 km, e a vertical restringe-se a camada limite planetária – entre 1200 e 2000 m de altura. TOPOCLIMÁTICOS – Categoria especial onde as características da topografia (declividade, exposição, forma do terreno) produzem alterações principalmente na quantidade de calor recebido do Sol. Também 5 afetado por vegetação, tipo de solo, urbanização etc. Caracterizado por variações diárias (diurno-noturno), principalmente. Topoclima: As características da topografia - declividade, exposição e forma do relevo - promovem alterações na quantidade de radiação recebida do sol. Isso faz com que vertentes localizadas numa mesma altitude e latitude apresentem contrastes (situações de barlavento e sotavento ou ventos catabáticos e anabáticos). Esse nível justifica o comportamento das variações diurnas da temperatura, umidade, ventos, etc. Fenômenos como geadas, nevoeiros etc. ocorrem nessa escala. A extensão horizontal restringe-se à forma do relevo ou tamanho da vertente que origina o topoclima, variando entre 0,5 e 5 km, e interfere na estrutura vertical da atmosfera até 50 a 100 m de altura. MICROCLIMÁTICO – Refere-se, principalmente, ao clima próximo do solo. É o nível escalar mais próximo dos indivíduos. Os principais fatores são a microrugosidade, a cor e a textura das superfícies, as construções e a vegetação. É definido pelas variações nos elementos do tempo, medido em minutos ou segundos. Microclima: É o nível mais ligado as características da superfície terrestre. Define-se pela magnitude das trocas gasosas e energéticas entre as feições ou estruturas dispostas na superfície da terra e o ar que as envolve. Sua extensão, apesar de difícil delimitação, é dada pela proximidade com o solo. Bons exemplos de microclimas são as formações vegetais (como florestas) e os ambientes urbanos. Os limites climáticos entre diferentes unidades não são lineares, dado que há descontinuidades e superposições entre eles. Normalmente, existem zonas limítrofes, isto é, manchas, onde se fazem e se desfazem combinações de elementos característicos de regiões climáticas em contato. 1.4. Ritmo climático O ritmo climático, em dada região, só poderá ser compreendido através da representação concomitante dos elementos fundamentais do clima em unidades de tempo cronológico, pelo menos diárias, compatíveis com a representação da circulação atmosférica regional, geradora dos estados atmosféricos que se sucedem e constituem o fundamento do ritmo. Do ponto de vista meteorológico, a análise rítmica possibilita a evolução de um simples tratamento quantitativo, em totais mensais, desvinculado da gênese dos fenômenos. Por outro lado, somente a análise rítmica detalhada ao nível de tempo, considerando a gênese dos fenômenos climáticos pela interação dos elementos e fatores, dentro de uma realidade regional, oferece parâmetros válidos à investigação dos diferentes e variados problemas geográficos desta região. O ritmo de sucessão de tipos de tempo se expressa na escala regional. A individualidade regional é assegurada pela maneira pela qual os estados de tempo se sucedem ou encadeiam, portanto, uma visão 6 qualitativa. Já as variações locais, dentro de um quadro regional, são “respostas” de vários fatores (altitude, relevo etc.), expressos numa individualização ecológica, que se revelam por variações quantitativas. Na análise rítmica, as expressões quantitativas dos elementos climáticos estão ligadas à gênese ou qualidade dos mesmos, e os parâmetros resultantes desta análise devem ser considerados levando em conta a posição no espaço geográfico em que se define. 2. Conceitos básicos em meteorologia 2.1. Estrutura da atmosfera A atmosfera é uma camada relativamente fina de gases e material particulado (aerossóis) que envolve a Terra devido à força da gravidade. Seu peso é, ao nível do mar, igual a 1013 mb, ou 760 mmHg, o que equivale à 1,3 kg/cm², distribuídos ao longo da superfície terrestre. Esta camada é essencial para a vida e o funcionamento ordenado dos processos físicos e biológicos sobre a Terra. A composição da atmosfera não é constante nem no tempo, nem no espaço. Nos primórdios da existência do planeta Terra, a atmosfera era composta basicamente por hidrogênio. Após transformações geológicas (materiais / planetóides fundidos, intensa atividade vulcânica), o dióxido de carbono (CO2) e a água predominaram. O CO2 foi depositado na forma de sedimentos carbonáticos nos oceanos (cerca de 50%), nos solos, bem como transformado por meio da atividade biológica, especialmente dos vegetais. Alguns subprodutos da atividade biológica são o nitrogênio, o oxigênio, metano, argônio, entre outros. A atmosfera atual é resultado desses processos biológicos e geológicos. O nitrogênio e o oxigênio ocupam até 99% do volume do ar seco e limpo. A maior parte do 1% restante é ocupado pelo gás inerte argônio (Imagem 1). Embora estes elementos sejam relativamente abundantes, eles têm pouca influência sobre os fenômenos do tempo. Já o dióxido de carbono, o vapor d'água, o ozônio e os aerossóis ocorrem em pequenas concentrações, mas são importantes para os fenômenos meteorológicos e para a vida. Imagem 1 – Composição da Atmosfera 7 O gás carbônico entra na atmosfera principalmente por meio da ação dos organismosvivos nos oceanos e continentes. É um eficiente absorvedor de energia radiante (de onda longa) emitida pela Terra, retendo o calor, e influenciando no fluxo de energia através da atmosfera, tornando a Terra própria à vida. Muito do dióxido de carbono adicional é absorvido pelas águas dos oceanos ou usado pelas plantas, mas entorno de 50% permanece no ar. O vapor d'água é um dos gases mais variáveis na atmosfera, indo de 0, em regiões áridas, à 3 ou 4% nos trópicos úmidos. Está estritamente relacionado com a temperatura do ar, e com a disponibilidade de água na superfície terrestre. É elemento decisivo no ciclo hidrológico, quer transferindo água da superfície para a atmosfera, quer retornando, sob a forma líquida, como chuva. O vapor d’água atua como absorvedor de radiação infravermelha, reemitindo-a a sua temperatura. Com isso, desempenha o papel de um agente termorregulador, impedindo que a camada de ar junto ao solo se esfrie em demasia durante a noite. Ademais, ao passar da fase líquida para a gasosa, absorve calor do ar circunvizinho, resfriando-o e, ao retornar da fase gasosa para líquida, libera o calor latente acumulado; desta feita, estará aquecendo a atmosfera. Calor latente refere-se ao calor usado para transformar a água de um estado físico para outro. Quando a água retorna da fase gasosa para a líquida, libera o calor latente, que poderá ser convertido em calor sensível, isto é, em calor detectável através das mudanças de temperatura (que, nesse caso, aumentará). O processo de conversão de parte de energia solar em calor sensível na atmosfera é um fenômeno rotineiro, associado à contínua elevação da temperatura do ar após o nascer do sol. Simultaneamente, na presença de água líquida, ocorre também a conversão de parte da energia solar em calor latente de vaporização. Durante o dia, portanto, a atmosfera vai acumulando energia nas formas de calor sensível e calor latente. À noite, na ausência de fonte primária de energia, a atmosfera, ao continuar perdendo energia para o espaço, resfria-se. Atingindo o ponto máximo de concentração de vapor d’água (ponto de orvalho), inicia-se o processo de condensação. Ao iniciá-lo, o calor latente é liberado na forma de calor sensível, aquecendo ligeiramente a atmosfera noturna, ou melhor, impedindo-a de resfriar-se em demasia. O vapor d’água é quase ausente a cerca de 10 – 12 km acima da superfície, uma vez que é fornecido pela evapotranspiração da água e levado para camadas superiores da atmosfera pela turbulência do ar. Além disso, o vapor d'água também tem grande capacidade de absorção, tanto da energia radiante emitida pela Terra (em ondas longas), como também de alguma energia solar. Portanto, junto com o CO2, o vapor d'água atua como uma manta para reter calor na baixa atmosfera. O ozônio tem presença relativamente pequena e distribuição não uniforme. Sua distribuição varia também com a latitude, estação do ano, horário e padrões de tempo, podendo estar ligada a erupções vulcânicas e atividade solar. A formação do ozônio na camada entre 10-50 km é resultado de uma série de processos que se iniciam com a absorção de radiação solar de ondas curtas (ultravioleta). A presença do ozônio é importante devido a sua capacidade de absorver a radiação ultravioleta do sol na reação de 8 fotodissociação, representada pela equação: , em que o ozônio (O3) absorve energia, quebrando-se e formando O2 + O, que se recombinam gerando O3. Além de gases, a atmosfera terrestre contém pequenas partículas, líquidas e sólidas, chamadas de aerossóis. Estes são partículas de poeira em suspensão, fumaça, matéria orgânica, sal marinho etc., que procedem tanto de fontes naturais como daquelas construídas pelo ser humano. Alguns aerossóis - gotículas de água e cristais de gelo - são visíveis em forma de nuvens. A maior concentração é encontrada na baixa atmosfera, sendo originados, entre outros, por emissões vulcânicas, atividades agrícolas ou industriais. Embora a concentração seja pequena, os aerossóis participam de processos meteorológicos importantes: 1) alguns aerossóis agem como núcleos de condensação para o vapor d'água e são importantes para a formação de nevoeiros, nuvens e precipitação; 2) alguns podem absorver ou refletir a radiação solar incidente, influenciando a temperatura. Assim, quando ocorrem erupções vulcânicas com expressiva liberação de poeira, a radiação solar que atinge a superfície da Terra pode ser sensivelmente alterada; 3) a poeira no ar contribui para um fenômeno ótico conhecido: as várias tonalidades de vermelho e laranja no nascer e pôr- do-sol. A atmosfera, sendo uma mistura mecânica de gases, possui características comuns aos gases. Ela é volátil, compressível, isto é, seu volume e sua densidade são variáveis, e tem a capacidade de expansão. A força da gravidade comprime a atmosfera de modo que a máxima densidade do ar (massa por unidade de volume) ocorre na superfície da Terra, ou seja, suas camadas superiores são menos densas (a 5000 m, a densidade média é igual a 0,7 kgm -3 ) do que as inferiores (na superfície terrestre, a densidade média é igual a 1,2 kgm -3 ). A densidade real do ar depende da temperatura, do teor de vapor d’água e da gravidade. À medida que se afasta da superfície, o ar torna-se mais rarefeito até o limite externo da atmosfera. Todavia, o relacionamento entre pressão e altitude não é simples, dado que todos os elementos variam. Evidências provenientes de rawinsonde (radiossonda rastreada por dispositivo de radiogonometria para determinar a velocidade do vento nas alturas), radiossonda, foguetes e satélites indicam que a atmosfera está estruturada em três camadas relativamente quentes, separadas por duas camadas relativamente frias. 9 Imagem 2 – Perfil vertical médio da temperatura da Atmosfera A troposfera é a camada onde se concentra 75% dos gases da atmosfera. Nela acontecem vários fenômenos naturais, o efeito estufa, a distribuição de calor, a turbulência do ar, e a maior parte dos fenômenos meteorológicos, estabelecendo as condições do tempo. Outra característica dessa camada é a variação da temperatura, cerca de - 6,5ºC/km. É fortemente influenciada pelo relevo, onde há estabilidade relativa e estratificação momentânea (nevoeiro em vales). A parte superior da troposfera recebe o nome de tropopausa, sendo caracterizada pelas condições de inversão de temperatura que efetivamente limitam a convecção e outras atividades do tempo atmosférico. A altura da tropopausa não é constante, contudo é mais elevada no Equador (16 km), onde existe aquecimento e turbulência convectiva vertical, e é mais baixa nos pólos (8 km). A próxima camada, a estratosfera, estende-se da tropopausa até cerca de 50 km, e é estratificada devido ao pouco movimento do ar. Inicialmente, por uns 20 km, a temperatura permanece quase constante e 10 depois cresce até o topo. Como a densidade do ar é muito menor, até mesmo uma absorção pequena da radiação solar pelos constituintes atmosféricos, notadamente o ozônio, produz um grande aumento da temperatura. A concentração máxima de ozônio ocorre em torno da altitude de 22 km. Diferentemente da troposfera, a estratosfera contêm pouco ou nenhum vapor. Mudanças sazonais marcantes são características dessa camada, e supõe-se que estas estejam ligadas às mudanças na temperatura e circulação do ar na troposfera. A parte superior, denominada estratopausa, é marcada por uma zona isotérmica. A troposfera e a estratosfera constituem a atmosfera inferior. A partir da estratopausa até o limite da atmosfera, onde esta se funde com o espaço exterior, está atmosfera superior. Na mesosfera(até 80 km) ocorre a diminuição da densidade do ar, ocasionando em um resfriamento. A temperatura diminui com altitude até alcançar um mínimo de - 90ºC. É nessa camada que se localizam os satélites. A mesopausa apresenta pressão atmosférica de 0,01 mb, e está na proximidade de 90 km acima da superfície terrestre. Acima desta última, encontra-se a termosfera (até 600 km), onde a temperatura é inicialmente isotérmica e depois cresce rapidamente com a altitude, como resultado da absorção de ondas muito curtas da radiação solar por átomos de oxigênio e nitrogênio. Embora as temperaturas atinjam valores muito altos, as trocas de calor não são tão intensas devido à baixa densidade do ar. Entre as altitudes de 90 a 900 km (na termosfera) há uma camada com concentração relativamente alta de íons, a ionosfera. Nesta camada a radiação solar de alta energia de ondas curtas (raios X e radiação ultravioleta) tira elétrons de moléculas e átomos de nitrogênio e oxigênio, deixando elétrons livres e íons positivos. A ionosfera tem pequeno impacto sobre o tempo, mas tem grande influência sobre a transmissão de ondas de rádio na banda AM. Na ionosfera ocorre também o fenômeno da aurora boreal (no Hemisfério Norte) ou austral (no Hemisfério Sul). As auroras estão relacionadas com o vento solar, um fluxo de partículas carregadas, prótons e elétrons, emanadas do sol com alta energia, em intervalos irregulares. Quando estas partículas se aproximam da Terra, elas são capturadas pelo campo magnético da Terra, e acompanham as linhas geomagnéticas, que convergem para os pólos, onde as partículas são descarregadas, gerando as auroras. Está claro, pelo que foi visto, que a atmosfera varia, no que diz respeito as suas características, a partir da base para o topo. Quanto ao tempo atmosférico e ao clima, somente a troposfera e a estratosfera, particularmente a primeira, são de interesse. Porém, todas as camadas da atmosfera são importantes no controle e distribuição da radiação solar. 2.2. Radiação 11 O Sol fornece 99,97% da energia utilizada para vários fins no sistema Terra-atmosfera. A radiação eletromagnética pode ser considerada como um conjunto de ondas (elétricas e magnéticas). As várias formas de radiação, caracterizadas pelo seu comprimento de onda, compõem o espectro eletromagnético (Imagem 3). O Sol é a fonte de energia que controla a circulação da atmosfera, ao emitir energia em forma de radiação eletromagnética, da qual uma parte é interceptada pelo sistema Terra-atmosfera e convertida em outras formas de energia. Imagem 3 – Espectro Eletromagnético Para o Sol, o comprimento de onda de máxima emissão é aproximadamente 0,5 micron (0,5 μ). Quase 99% da radiação solar é de curto comprimento de onda, de 0,15 μ a 4,0 μm. Segundo Sellers (1965), uma classificação da composição espectral da radiação solar indica que 9% é ultravioleta (λ ≤ 0,4 μm), 45% está faixa do visível (0,4 μm ≤ λ ≤ 0,74 μm), enquanto os 46% restantes são infravermelho (λ > 0,74 μm). Percebe-se que o Sol emite ondas de diferentes comprimentos, sendo que as ondas muito energéticas atravessam qualquer material, em geral. A radiação que chega à troposfera é filtrada pelas outras camadas transferindo o calor entre a superfície da Terra e a atmosfera, e entre diferentes camadas da atmosfera. A quantidade de radiação solar incidente sobre o topo da atmosfera da Terra depende de três fatores: o período do ano, o período do dia e da latitude. A variação diária da radiação solar no topo da atmosfera depende da latitude, já que a distribuição não é simétrica (em janeiro, a Terra está em sua posição mais próxima ao sol, de modo que todas as latitudes recebem mais radiação durante o início do ano). A distância da Terra para o Sol varia durante o ano, uma vez que a órbita terrestre ao redor do Sol é elíptica. Por exemplo, a energia solar recebida por uma superfície normal ao raio solar é 7% maior no dia 3 de janeiro, no periélio, que no dia 4 de julho, no afélio. A duração do período de luz também, obviamente, afeta a quantidade de radiação recebida. A duração do dia varia com a latitude e com a estação. 12 A quantidade total de radiação solar recebida depende não apenas da duração do dia como também da altitude do Sol. A altitude do Sol é o ângulo entre seus raios e uma tangente à superfície no ponto de observação. Quanto maior a altitude do Sol, mais concentrada será a intensidade da radiação solar, ou irradiância, que é a quantidade de energia que atinge uma área unitária por unidade de tempo (também chamada densidade de fluxo). Se a altitude do Sol decresce, o percurso dos raios solares através da atmosfera cresce e a radiação solar sofre maior absorção, reflexão ou espalhamento, o que reduz sua intensidade na superfície. A altitude do Sol é determinada pela latitude do local, pelo período do dia e pela estação. A altitude geralmente diminui com o aumento da latitude, é mais elevada a tarde, porém baixa ao amanhecer e ao entardecer. Do mesmo modo, a altitude do Sol é mais elevada no verão do que no inverno. Finalmente, a quantidade de energia solar recebida pela Terra está diretamente relacionada à energia total emitida pelo Sol (output solar), que não é constante. Essas variações estão provavelmente relacionadas ao ciclo das manchas solares. A energia solar não é distribuída igualmente sobre a Terra. As causas dessa distribuição desigual residem nos movimentos da Terra em relação ao Sol e também em variações na superfície da Terra. A distribuição desigual da radiação é responsável pelas correntes oceânicas e pelos ventos que, transportando calor dos trópicos para os pólos, distribuem a energia. De modo geral, a radiação monocromática incidente na superfície da Terra é absorvida ou refletida. A quantidade de radiação incidente é dada pela fórmula: Apenas 25% da radiação solar penetra diretamente na superfície da terra sem nenhuma interferência. O restante é refletido de volta para o espaço ou absorvido, ou espalhado (difundido) em volta até atingir a superfície da Terra ou retornar ao espaço (Imagem 4). Imagem 4 – Distribuição da radiação solar na atmosfera terrestre 13 O que determina se a radiação será absorvida, espalhada ou refletida de volta, é, em grande parte, o comprimento de onda da energia que é transportada, assim como o tamanho e natureza do material que intervém. Embora a radiação solar incida em linha reta, os gases aerossóis podem causar seu espalhamento, dispersando-a em todas as direções. A reflexão é um caso particular de espalhamento. A insolação difusa é constituída de radiação solar que é espalhada ou refletida de volta para a Terra. Esta insolação difusa é responsável pela claridade do céu durante o dia e pela iluminação natural de áreas que não recebem iluminação direta do sol. As características do espalhamento dependem, em grande parte, do tamanho das moléculas de gás ou aerossóis. Aproximadamente 30% da energia solar é refletida de volta para o espaço. A reflexão ocorre na interface entre dois meios diferentes, quando parte da radiação que atinge esta interface é enviada de volta. Nesta interface o ângulo de incidência é igual ao ângulo de reflexão (lei da reflexão). A fração da radiação incidente que é refletida por uma superfície é o seu albedo. Esse varia no espaço e no tempo, dependendo da natureza da superfície e da altura do Sol. Dentro da atmosfera, os topos das nuvens são os mais importantes refletores. A quantidade de radiação refletida pelas nuvens depende não somente da quantidade e da espessura das mesmas, mas também do tipo de nuvem. Em geral, as nuvens cumuliformes possuem um albedo entre 70e 90%, enquanto as cirros, sobre o continente, um albedo igual a 36% (estas correspondem as máximas e mínima, respectivamente). A radiação também é refletida pela superfície da Terra. Novamente, os valores do albedo variam com o tipo de superfície. Em geral, superfícies secas e de cores claras refletem mais radiação que superfícies úmidas. A maioria dos tipos de solo e de vegetação, por exemplo, tem um albedo muito baixo no ultravioleta, aumentando no visível e infravermelho. Por meio da absorção, a radiação é convertida em calor. Quando uma molécula de gás absorve radiação esta energia é transformada em movimento molecular interno, detectável através do aumento da temperatura. Portanto, os gases, bons absorvedores da radiação disponível, têm papel preponderante no aquecimento da atmosfera. A atmosfera é um absorvedor eficiente de radiação, sendo que o vapor d'água e o dióxido de carbono são os principais gases absorvedores. O vapor d'água absorve aproximadamente 5 vezes mais radiação terrestre que todos os outros gases combinados e responde pelas temperaturas mais altas na baixa troposfera, onde está mais concentrado. Como a atmosfera é bastante transparente à radiação solar (ondas curtas) e mais absorvente para radiação terrestre (ondas longas), pode-se concluir que a Terra é a maior fonte de calor para a atmosfera. A atmosfera, portanto, é aquecida a partir da superfície. Quando a atmosfera absorve radiação terrestre ela se aquece e eventualmente irradia esta energia, para cima e para baixo, onde é novamente absorvida pela Terra. Portanto, a superfície da Terra é continuamente 14 suprida com radiação da atmosfera e do Sol. Esta energia será novamente emitida pela superfície da Terra e uma parte retornará à atmosfera que, por sua vez, reirradiará uma parte para a Terra e assim por diante. Este jogo entre a superfície da Terra e a atmosfera torna a temperatura média da Terra entorno de 35 ºC mais alta do que seria se a radiação fosse imediatamente refletida. Sem os gases absorvedores da nossa atmosfera, a Terra não seria adequada para a vida humana e muitas outras formas de vida. O Sistema Terra-atmosfera está constantemente absorvendo radiação solar e emitindo sua própria radiação para o espaço. Numa média de longo prazo, as taxas de absorção e emissão são aproximadamente iguais, de modo que o sistema está muito próximo ao equilíbrio radiativo; caso contrário, o sistema Terra- atmosfera estaria progressivamente se aquecendo ou resfriando. Imagem 5 - Balanço de calor Terra-Atmosfera A partir da imagem acima, percebe-se que a superfície da Terra recebe 100 unidades de radiação de onda curta, do Sol, e reflete 30 unidades de volta para o espaço. 19 unidades são absorvidas na atmosfera, seja por nuvens ou aerossóis. Chega à superfície 51 unidades de onda curta, que são absorvidas e transformadas em ondas longas, e posteriormente eliminadas, por convecção e turbulência (7 un.), através da evaporação (23 un.), e perda líquida (21 un.). Somadas às ondas absorvidas na atmosfera, isto é, 19 un. e às ondas imediatamente refletidas, 30 un., adquire-se um total de 100 un. Porém, o processo pelo qual as ondas entram e saem da atmosfera terrestre não é direto, havendo acúmulo momentâneo de energia na superfície, 15 equivalente à 15 un. Desse modo, a quantidade de unidades absorvidas é igual a 51 unidades, e eliminadas pela superfície igual à 64 unidades. Portanto, nessa troca (em onda longa) a atmosfera tem um ganho líquido de 15 unidades, enquanto a Terra tem uma perda líquida de 21 unidades. As restantes 6 unidades passam diretamente através da atmosfera e são perdidas no espaço. As 30 unidades de ondas curtas restantes são perdidas pela Terra de duas formas: pela liberação do calor latente, por moléculas de água durante o processo de evaporação (23 unidades). O calor latente refere-se à quantidade de calor envolvida em mudanças de fase da água; pela transferência para a atmosfera por calor sensível (condução e convecção -7 unidades). Enfim, as 100 unidades recebidas serão devolvidas, restando 15 unidades que correspondem a um estoque temporário, responsável pelo aquecimento do planeta Terra (efeito estufa). 2.3.Temperatura Calor é definido como a energia cinética total dos átomos e moléculas que compõem uma substância. Temperatura é uma medida da energia cinética média das moléculas ou átomos individuais. À parte a precipitação, a temperatura provavelmente é o elemento mais discutido do tempo atmosférico. A temperatura pode ser definida em termos de movimento de moléculas (energia cinética), porém, mais comumente, ela é definida em termos relativos tomando-se por base o grau de calor que um corpo possui. A temperatura é a condição que determina o fluxo de calor que passa de uma substância para outra. O calor desloca-se de um corpo que tem uma temperatura mais elevada para outro com temperatura mais baixa. Por fim, a temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a radiação que chega e a que sai e pela sua transformação em calor latente e sensível, entre outros. Existem outros meios de transmissão de calor, além da radiação, isto é, através do contato, da convecção e da advecção. A transmissão de calor por contato ocorre dentro de uma substância ou entre substâncias que estão em contato físico direto. Na condução, a energia cinética dos átomos e moléculas (isto é, o calor = energia em movimento) é transferida por colisões entre átomos e moléculas vizinhas. O calor flui das temperaturas mais altas (moléculas com maior energia cinética) para as temperaturas mais baixas (moléculas com menor energia cinética). A capacidade das substâncias para conduzir calor (condutividade) varia consideravelmente. Via de regra, sólidos são melhores condutores que líquidos, e líquidos são melhores condutores que gases. Conseqüentemente, a condução só é importante entre a superfície da Terra e o ar diretamente em contato com a superfície. Como meio de transferência de calor para a atmosfera como um todo, a condução é o menos significativo e pode ser omitido na maioria dos fenômenos meteorológicos. Já a convecção ocorre somente em líquido e gases. Consiste na transferência de calor dentro de um fluído através de movimentos do próprio fluído. O calor ganho na camada mais baixa da atmosfera através de radiação ou condução é mais freqüentemente transferido por convecção. A convecção ocorre como conseqüência de diferenças na densidade do ar. Quando o calor é conduzido da superfície relativamente quente para o ar sobrejacente, este ar torna-se mais quente que o ar vizinho. Ar quente é menos denso que o 16 ar frio, de modo que o ar frio e denso desce, forçando o ar mais quente e menos denso a subir. O ar mais frio é então aquecido pela superfície e o processo é repetido. Desta forma, a circulação convectiva do ar transporta calor verticalmente da superfície da Terra para a troposfera, sendo responsável pela redistribuição de calor das regiões equatoriais para os pólos. O calor é também transportado horizontalmente na atmosfera, por movimentos convectivos horizontais, conhecidos por advecção. O calor transportado pelos processos combinados de condução e convecção é denominado calor sensível. A temperatura do ar varia de lugar e com o decorrer do tempo em uma determinada localidade. A distribuição da temperatura numa área é normalmente mostrada por meio de isotérmicas, enquanto a variação na escala temporal é mostrada em gráficos. Vários fatores influenciam a distribuição da temperatura sobre a superfície da Terra ou parte dela. Elas incluem a quantia de insolação recebida, a natureza da superfície, a distância a partir doscorpos hídricos, o relevo, a natureza dos ventos predominantes e as correntes oceânicas. Radiação - Fatores que influem no balanço local de radiação e conseqüentemente na temperatura local do ar incluem: (1) latitude, hora do dia e dia do ano, que determinam a altura do sol e a intensidade e duração da radiação solar incidente; (2) cobertura de nuvens, pois ela afeta o fluxo tanto da radiação solar como da radiação terrestre e (3) a natureza da superfície, pois esta determina o albedo e a percentagem da radiação solar absorvida usada para aquecimento por calor sensível e aquecimento por calor latente. A radiação solar causa temperaturas mais altas, de modo geral: nos trópicos, do que em latitudes médias e altas; em janeiro do que em julho (no Hemisfério Sul, valendo o contrário para o norte); durante o dia do que a noite; em dias de céu claro do que nublado; em locais com solo descoberto e/ou seco do que coberto e/ou úmido. Advecção de massas de ar e correntes oceânicas – Os ventos predominantes e as correntes oceânicas influenciam as temperaturas do ar, porque podem transportar ou transmitir por advecção o “calor” ou o “frio” de uma área para outra. A advecção de massas de ar se refere ao movimento de uma massa de ar de uma localidade para outra. A advecção de ar frio ocorre quando o vento sopra através das isotermas de uma área mais fria para outra área, mais quente, enquanto na advecção de ar quente o vento sopra através das isotermas de uma região mais quente para uma mais fria (pois, a frente fria está se deslocando, causando o deslocamento da massa de ar quente no seu encalço). A advecção de massas de ar pode compensar ou mesmo sobrepor-se à influência da radiação sobre a temperatura podendo, por exemplo, causar a queda da temperatura num início de tarde, apesar do céu claro. Aquecimento diferencial do solo e do ar - Para entender variações nas temperaturas do ar, devem-se examinar as propriedades das várias superfícies, que refletem e absorvem energia solar em quantidades diferentes. O maior contraste é observado entre terra e água. A terra aquece mais rapidamente (à temperaturas mais altas que a água) e resfria mais rapidamente (à temperaturas menos baixas que a água). 17 Variações nas temperaturas do ar são, portanto, muito maiores sobre a terra que sobre a água. Há vários fatores que contribuem para o aquecimento diferencial da terra e da água: → A água é altamente móvel. Quando é aquecida, a turbulência distribui o calor através de uma massa bem maior. A variação diurna de temperatura na água alcança profundidade de 6 metros ou mais. Por outro lado o calor não penetra profundamente no solo ou rocha; ele permanece numa fina camada superficial, pois deve ser transferido pelo lento processo de condução. Conseqüentemente, variações diurnas são muito pequenas além da profundidade de 10 cm. → Como a superfície da terra é opaca, o calor é absorvido somente na superfície. A água, sendo mais transparente, permite que a radiação solar penetre à profundidade de vários metros. → O calor específico (a quantidade de calor necessária para aumentar de 1ºC, em uma massa de 1g da substância) é quase 5 vezes maior para a água que para a terra. Assim, a água necessita de mais calor para aumentar sua temperatura na mesma quantidade que a terra, para uma mesma quantidade de massa. → A evaporação (que é um processo de resfriamento) é bem maior sobre a água que sobre a superfície da terra. Correntes oceânicas – As correntes quentes se dirigem para os pólos, com efeito moderado do frio, o que reflete até nos continentes. As correntes superficiais seguem o movimento das correntes de ar. Altitude - Além de influir sobre a temperatura média, a altitude também influi sobre a amplitude do ciclo diurno. Como a densidade do ar diminui com a altitude, o ar absorve e reflete uma porção menor de radiação solar incidente. Conseqüentemente, com o aumento da altitude a intensidade da insolação também cresce, resultando num rápido e intenso aquecimento durante o dia. À noite, o resfriamento é também mais rápido. Ocorre, ainda, uma expansão do volume de ar (com a diminuição da densidade), gerando um resfriamento por descompressão adiabática, que é próxima à 6,5ºC por km (chamado de gradiente adiabático atmosférico). Posição geográfica – Por exemplo, pela ação das montanhas como barreiras. Localidades não tão distantes do mar e a sotavento do mar podem ser privadas da influência marítima pela existência de uma barreira de montanhas. Nesse caso, percebe-se que: ventos dominantes no sentido mar → terra, influência maior dos oceanos; ventos dominantes no sentido terra → mar: influência moderadora do continente, havendo maior contraste entre as temperaturas do inverno e verão, e entre o dia e a noite. Ressalta-se que essas influências estão relacionadas ao aquecimento diferencial do solo e da água. 2.4. Pressão atmosférica 18 Pressão é uma grandeza escalar que mede a força exercida sobre a unidade de área de uma superfície. Em Meteorologia, a pressão resulta da ação do ar atmosférico (pressão atmosférica) sobre os corpos nele mergulhados. A pressão atmosférica depende de condições locais e instantâneas, tais como altura, umidade, temperatura etc. Entre os vários elementos do tempo (pressão, temperatura, umidade, precipitação), a pressão é o menos perceptível fisicamente. Contudo, diferenças de pressão de um lugar para outro são responsáveis pelo deslocamento do ar, e variações na pressão têm importante influência na variação do tempo. A pressão atmosférica, em uma dada posição, é definida como o peso por unidade de área da coluna de ar acima dessa posição. À medida que a altitude aumenta, a pressão diminui, pois diminui o peso da coluna de ar acima (a densidade do ar também diminui). Inversamente, quando a altitude diminui, aumenta a pressão e a densidade. A pressão atmosférica difere de um local para outro e nem sempre devido às diferenças de altitude. Mesmo ao nível do mar, a pressão do ar varia de um lugar para outro e flutua de um dia para outro e mesmo de hora em hora. A pressão de 1013,25 hPa (hectopascal) é considerada a pressão atmosférica média ao nível do mar. Na prática, a pressão varia nas três dimensões espaciais, e no tempo. Os locais de valores inferiores de pressão são conhecidos como centros de baixa pressão. Tais centros são caracterizados por movimentos ascendentes do ar, que normalmente se encontra mais aquecido e, por conseguinte, menos denso. Por outro lado, os locais de valores superiores de pressão são chamados de centros de alta pressão, onde normalmente predomina o ar frio que, por sua vez, é mais denso e tende a descer. Em latitudes médias, o tempo é dominado por uma contínua procissão de diferentes massas de ar que trazem junto mudanças na pressão atmosférica e mudanças no tempo. Em geral, o tempo torna-se tempestuoso quando a pressão (pressão baixa) cai e bom quando pressão sobe (pressão alta). Outros fatores, como a temperatura e a densidade são determinantes da pressão atmosférica. Quando o ar é aquecido, o espaçamento entre moléculas aumenta e a densidade diminui, acarretando queda de pressão. Se a temperatura do ar sobe, suas moléculas apresentam maior movimento. Se o ar for aquecido num recipiente fechado, sua pressão sobre as paredes internas aumentará, à medida que moléculas com mais energia bombardearem as paredes com mais força. A densidade do ar não se alterará. A atmosfera, contudo, não é confinada, de modo que o ar é livre para expandir-se ou contrair-se. A sua densidade, portanto, é variável. A maior presença de vapor d’água no ar diminui a densidade do ar, porque o peso molecular da água (18,016 kg/mol) é menor que o peso molecularmédio do ar (28,97 kg/mol). Portanto, em iguais temperaturas e volumes, uma massa de ar mais úmida possui menor pressão que uma massa de ar mais seca. Em Meteorologia, a expressão massa de ar é usada especificamente para designar uma grande porção da atmosfera, cobrindo milhares de quilômetros da superfície terrestre e que apresenta uma distribuição 19 vertical aproximadamente uniforme, tanto da temperatura, como da umidade. Isso significa que, a uma dada altitude, a temperatura do ar tem valor aproximadamente igual em qualquer ponto do interior da massa de ar, o mesmo acontecendo em relação à umidade. Para a sua formação, a massa de ar requer três condições básicas: superfícies com considerável planura e extensão, baixa altitude e homogeneidade quanto às características superficiais. Assim, ela somente se forma sobre os oceanos, mares ou planícies continentais. Na maioria das vezes, as massas de ar originam-se nos lugares onde a circulação é mais lenta, e a situação atmosférica mais estável, como nas regiões de alta pressão subtropical e polar. Ao se deslocarem de suas regiões de origem, das quais adquirem as características termoigrométricas principais, as massas de ar influenciam as regiões por onde passam, trazendo para essas áreas novas condições de temperatura e umidade, e são por elas influenciadas. Mudanças na pressão podem ocorrer por causa da advecção de massas de ar, ou da modificação de massas de ar. A modificação de uma massa de ar (mudanças na temperatura e/ou concentração de vapor d’água) pode ocorrer quando a massa de ar se desloca sobre diferentes superfícies (neve, solo aquecido, oceano etc.) ou por modificação local, se a massa é estacionária. A movimentação de uma massa de ar é marcada por uma alteração permanente de suas características, o que ressalta o dinamismo da atmosfera na sua interação com a superfície a partir do movimento do ar. A pressão do ar pode também ser influenciada por padrões de circulação que causam divergência ou convergência do ar. A divergência de ar caracteriza-se quando os ventos horizontais sopram rapidamente a partir de um ponto. No centro, o ar descendente toma o lugar do ar divergente. Se a divergência de ar na superfície for menor que a descida de ar, então a densidade de ar e a pressão atmosférica aumentam. Por outro lado, se, na superfície, ventos horizontais soprarem radialmente em direção a um ponto central, ocorre a convergência do ar. Se essa convergência for menor que a subida de ar, então a densidade de ar e a pressão atmosférica diminuem. Imagem 6 – Convergência e Divergência de ar. 20 Como a atmosfera é um meio não-homogêneo, sem uma altura bem definida, e onde o campo gravitacional é variável (diminui com a altura), torna-se impraticável a determinação do peso de uma coluna de ar para o cálculo da pressão atmosférica. Assim, para contornar tais dificuldades, a pressão atmosférica é calculada como sugerido por Torricelli, no século XVII, como sendo igual à pressão exercida por uma coluna de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera, através de um barômetro de mercúrio (Imagem 6). Há 2 tipos básicos de barômetros: mercúrio e aneróide. O mais preciso é o barômetro de mercúrio, que consiste em um tubo de vidro com quase 1 m de comprimento, fechado numa extremidade e aberto noutra, e preenchido com mercúrio (Hg). A extremidade aberta do tubo é invertida num pequeno recipiente aberto com mercúrio. A coluna de mercúrio desce para dentro do recipiente até que o peso da coluna de mercúrio iguale o peso de uma coluna de ar de igual diâmetro, que se estende da superfície até o topo da atmosfera. O comprimento da coluna de mercúrio, portanto, torna-se uma medida da pressão atmosférica. A pressão atmosférica média no nível do mar mede 760 mmHg. Imagem 7 – Barômetro de mercúrio 2.5. Umidade e estabilidade atmosférica Umidade é o termo geral usado para descrever a presença de vapor d’água no ar, sendo que esta pode ser descrita quantitativamente de várias maneiras (através da pressão de vapor, da umidade absoluta, da razão de mistura e da umidade relativa). Quando o vapor d’água entra na atmosfera, as moléculas de água se dispersam rapidamente, misturando-se com os outros gases e contribuindo para o aumento da pressão total exercida pela atmosfera. A pressão de vapor é simplesmente a parte da pressão atmosférica total correspondente ao vapor d’água, e é diretamente proporcional à concentração de vapor no ar. A umidade 21 absoluta é definida como a massa de vapor de água (usualmente em gramas) por unidade de volume (usualmente em m³). A razão de mistura é a massa de vapor d’água (usualmente em gramas) por unidade de massa de ar seco (usualmente kg). Como a quantidade de vapor d’água raramente excede uns 4% da massa total do ar, a umidade específica usualmente não difere da razão de mistura por mais de 2%. A umidade relativa (UR) indica o quão próximo o ar está da saturação, ao invés de indicar a real quantidade de vapor d’água no ar (razão de mistura). Como a UR é baseada na razão de mistura e na razão de mistura de saturação, e a quantidade de umidade necessária para a saturação é dependente da temperatura, a UR varia com a temperatura, sendo que esta depende da variação diurna da temperatura; do movimento horizontal das massas de ar; do movimento vertical de ar. Outra grandeza importante relacionada à umidade é a temperatura de ponto de orvalho. É a temperatura a que o ar deveria ser resfriado, à pressão constante e sem adição ou remoção de vapor d’água, para ficar saturado. Em outras palavras, é a temperatura na qual a quantidade de vapor atualmente presente na atmosfera estaria em sua máxima concentração. Em condições normais, a temperatura do ponto de orvalho (Td), é uma temperatura crítica entre o estado de vapor e a condensação da água na atmosfera, ou seja, acima de Td a água mantém-se na forma de vapor e abaixo de Td passa, gradativamente, à fase líquida. Naturalmente, existem fatores externos que interferem no processo, como, por exemplo, a presença ou ausência de núcleos de condensação na atmosfera. Existem duas maneiras de se atingir a saturação do ar: (1) mantendo-se a temperatura constante, aumentar a pressão de vapor (isso equivale, na prática, a acrescentar vapor d’água à atmosfera) até atingir a saturação. Continuando a acrescentar o vapor d’água, este excesso passará a fase líquida (o ar expulsa as moléculas de água), na forma de gotículas que se acumulam sobre os objetos expostos ao ar atmosférico (folhas, grama, por exemplo); (2) mantendo-se a pressão de vapor constante, resfria-se o ar atmosférico, até atingir a saturação. Ao atingi-la, a nova temperatura será a do ponto de orvalho. Se se continuar resfriando o ar, abaixo da temperatura do ponto de orvalho, o excesso de vapor d’água irá se condensar (o ar contrai e expulsa as moléculas de água), como no primeiro processo. De modo geral, é a partir do segundo processo que ocorre a formação do orvalho e da geada, em temperaturas acima do ponto de congelamento (quando ocorre a geada, chama-se a temperatura de saturação de “ponto de geada”). O orvalho e a geada são conseqüência, primariamente, do resfriamento radiativo noturno. À noite, a superfície da Terra emite radiação terrestre (infravermelha) para a atmosfera e eventualmente para o espaço, resfriando-se, e a objetos em contato com ela. Ao mesmo tempo, a atmosfera emite radiação terrestre de volta para a Terra, onde uma parte é absorvida pela superfície, que então se aquece. Numa noite com céu limpo, o solo emite mais radiação que recebe da atmosfera. Conseqüentemente, a superfície torna-se mais fria que o ar adjacente e resfria este ar. Com resfriamentosuficiente, o ar adjacente torna-se saturado. Se o ar está acima do ponto de congelamento, o vapor d’água pode condensar-se sobre o solo como orvalho; se a temperatura do ar está abaixo da temperatura de congelamento, o vapor d’água pode depositar-se na forma 22 de geada. Nota-se que orvalho e geada não são formas de precipitação, porque eles não "caem" das nuvens, mas se desenvolvem no lugar, sobre superfícies expostas. Quando não ocorre nem advecção fria nem advecção quente, o ponto de orvalho (ou ponto de geada) pode ser usado para prever a temperatura mínima da manhã seguinte. A base física para esta regra está no fato de que, com o resfriamento radiativo noturno, a temperatura cai continuamente até que a umidade relativa chega aos 100% e ocorra condensação ou deposição. O calor latente liberado durante um ou outro processo compensa o resfriamento radiativo aproximadamente, de modo que a temperatura do ar tende a se estabilizar próximo ao ponto de orvalho ou ponto de geada. Vários outros fatores, contudo, podem complicar esta regra simples. Por exemplo, noites de verão podem ser muito curtas para que o resfriamento radiativo seja suficiente para diminuir a temperatura do ar ao ponto de orvalho, particularmente se o ar está muito seco. O nevoeiro é um fenômeno que pode ocorrer por vários motivos, entre eles saturação do ar através de resfriamento radiativo ou por adição de vapor d’água, resfriamento adiabático ou advectivo. O nevoeiro consiste na suspensão de minúsculas gotículas de água ou cristais de gelo, numa camada de ar próxima à superfície da Terra. O nevoeiro de radiação ocorre em noites de céu limpo, ventos fracos (se os ventos são calmos, não há mistura e a transferência de calor é apenas por condução) e umidade relativa razoavelmente alta (apenas um pequeno resfriamento abaixará a temperatura até o ponto de orvalho e uma nuvem se formará). O nevoeiro de advecção ocorre quando ar quente e úmido passa sobre uma superfície fria, resfriando-se por contato e também por mistura com o ar frio que estava sobre a superfície fria, até atingir a saturação. Certa quantidade de turbulência é necessária para um maior desenvolvimento do nevoeiro. Assim, ventos entre 10 e 30 km/h são usualmente associados com nevoeiro de advecção. A turbulência não só facilita o resfriamento de uma camada mais profunda de ar, mas também leva o nevoeiro para alturas maiores. Diferentemente dos nevoeiros de radiação, nevoeiros de advecção são freqüentemente profundos (300 - 600 m) e persistentes. O nevoeiro orográfico é criado quando o ar úmido sobe um terreno inclinado, como encostas de colinas ou montanhas. Devido ao movimento ascendente, o ar se expande e resfria adiabaticamente. Se o ponto de orvalho é atingido, pode-se formar uma extensa camada de nevoeiro. Junto à superfície do solo, os processos diabáticos (não-adiabáticos) predominam, posto que o ar atmosférico troca calor com o solo continuamente. Se a temperatura do ar junto ao solo for menor que a temperatura do sol, este atuará como uma fonte de calor para atmosfera. Caso contrário, o solo atuaria como um sumidouro de calor da atmosfera. Nas camadas superiores da atmosfera, distantes das fontes e dos sumidouros, as trocas de calor são desprezíveis, predominando, então, os processos adiabáticos. Também os 23 processos que ocorrem rapidamente, sem tempo suficiente para trocas de calor, são considerados adiabáticos. Se o ar muda algum estado físico (pressão, volume ou temperatura) sem receber ou liberar calor, a mudança é dita adiabática. Ou seja, podem ocorrer variações na energia interna sem o acréscimo ou supressão de calor. Se o ar não estiver saturado, o processo adiabático é dito adiabático seco. Neste caso, as variações na energia interna (temperatura) são devidas, exclusivamente, às compressões e às expansões do ar. Por outro lado, se o ar estiver saturado poderá haver condensação e a conseqüente liberação de calor latente. Neste caso, o processo adiabático é denominado processo adiabático saturado. Assim, as variações da temperatura do ar são devidas, em parte, às expansões ou compressões e, em parte, à liberação do calor latente. Para entender os processos adiabáticos na atmosfera é usual pensar nas correntes ascendentes e descendentes de ar como se fossem compostas de unidades discretas de massa, chamadas parcelas de ar, que são consideradas: termicamente isoladas do ambiente de modo que sua temperatura muda adiabaticamente quando sobem ou descem; como tendo a mesma pressão do ar ambiente no mesmo nível, que é suposto em equilíbrio hidrostático; e movendo-se com lentidão suficiente para que sua energia cinética seja uma fração passível de omissão de sua energia total. O processo adiabático é o principal responsável pela formação de nuvens na atmosfera. Ocorre um resfriamento por expansão, quando a pressão sobre uma parcela de ar cai, como ocorre quando o ar sobe na atmosfera. Quando a parcela sobe e se expande, ela "empurra" o ar em volta e com isto realiza trabalho (positivo). A energia para o trabalho de expansão é retirada da energia interna da parcela de ar, e, portanto, a temperatura cai quando o volume aumenta. O aquecimento por compressão ocorre quando o ar desce na atmosfera. Uma parcela de ar sofre forças de flutuação (empuxo), que a faz deslocar-se verticalmente, quando surgem diferenças de densidade entre a parcela e o ar ambiente. Se o ar da parcela for mais quente (e, portanto, menos denso) que o ar ambiente, ela tende a subir. Se o ar da parcela for mais frio (mais denso) que o ar ambiente, ela tende a descer. Sabe-se, porém, que o ar, em condições estáveis, resiste a deslocamentos verticais, seja por convecção ou processos adiabáticos. A estabilidade atmosférica é determinada comparando-se a variação de temperatura de uma parcela de ar ascendente ou descendente com o perfil de temperatura do ar ambiente. Como já vimos, a taxa de resfriamento de uma parcela de ar ascendente depende de estar saturada (taxa adiabática úmida ou saturada) ou não saturada (taxa adiabática seca). Numa camada de ar estável, uma parcela de ar ascendente torna-se mais fria que o ar ambiente ou uma parcela de ar descendente torna-se mais quente que o ar ambiente. Tanto num caso como no outro, a parcela é forçada a retornar à sua altitude original. 24 A estabilidade é intensificada por: resfriamento radiativo da superfície da Terra após o por do sol e, por conseqüência, do ar próximo à superfície; resfriamento de uma massa de ar por baixo quando ela atravessa uma superfície fria; subsidência de uma coluna de ar. É evidente que a estabilidade atmosférica influencia o tempo, pois afeta o movimento vertical do ar. O ar estável suprime o movimento vertical, e o ar instável provoca movimento vertical, convecção, resfriamento por expansão e desenvolvimento de nuvens. Qualquer fator que cause o aquecimento do ar mais próximo à superfície em relação ao ar mais acima aumenta a instabilidade. O oposto é verdadeiro: qualquer fator que resfrie o ar mais próximo à superfície torna o ar mais estável. Isso acontece porque o ar mais frio é mais denso, naturalmente depositando-se próximo à superfície, e o ar mais quente, menos denso, eleva-se acima do ar mais frio. Situações em que ocorre essa diferenciação por densidade, ou estratificação do ar, são ditas estáveis, pois, nesses casos, o ar não apresenta movimentação por convecção. Além disso, a estabilidade também afeta a taxa de dispersão de poluentes. As condições mais estáveis ocorrem durante uma inversão de temperatura, quando a temperatura cresce com a altura. Como os poluentes são geralmente adicionados ao ar a partir da superfície, a inversão de temperaturaos confina às camadas mais baixas, até que a inversão se dissipe. O nevoeiro espalhado é outro sinal de estabilidade. Se a camada com o nevoeiro estivesse se misturando livremente com a camada mais seca acima, o nevoeiro seria rapidamente eliminado por evaporação. A inversão de temperatura, ou estabilidade do ar, pode formar-se por (1) subsidência de ar, (2) grande resfriamento radiativo ou (3) advecção de massas de ar. A inversão pode ocorrer para cima ou sobre a superfície. (1) Movimentos verticais também influem na estabilidade. Quando há um movimento geral descendente, chamada subsidência, a porção superior da camada subsidente é aquecida por compressão, mais que a camada inferior, que não é tão envolvida na subsidência. O resultado é a estabilização do ar, pois o ar acima é aquecido em relação ao ar superficial. O efeito de aquecimento de algumas centenas de metros de subsidência é suficiente para evaporar as nuvens da atmosfera. Portanto, um sinal de subsidência é céu claro. (2) O resfriamento radiativo consiste na perda de calor da Terra por emissão de radiação infravermelha, principalmente à noite, sob céu limpo. A camada de ar superficial é então resfriada por contato com a superfície mais fria e uma inversão superficial de temperatura se desenvolve. Após o nascer do sol, a radiação solar é absorvida pela superfície, o calor é irradiado e conduzido para o ar acima, e a inversão desaparece. No inverno, contudo, a radiação solar é mais fraca e a inversão pode permanecer por mais tempo, inibindo a dispersão de poluentes. (3) Mudanças na estabilidade ocorrem também quando uma massa de ar se move horizontalmente sobre superfícies com diferentes temperaturas. No inverno, o ar mais quente advectado do mar sobre a terra fria é 25 resfriado por baixo, torna-se mais estável e pode produzir nevoeiro espalhado. Quando o ar polar frio se move sobre águas mais quentes, recebe umidade e calor por baixo, podendo tornar-se instável e gerar nuvens. Já numa camada de ar instável, uma parcela de ar ascendente torna-se mais quente que o ar ambiente e continua a subir, e uma parcela de ar descendente torna-se mais fria que o ar ambiente e continua a descer. A instabilidade é intensificada por: intensa radiação solar que aquece o solo e, por conseqüência, o ar por baixo; aquecimento de uma massa de ar por baixo quando ela atravessa uma superfície quente; movimento ascendente do ar associado com convergência geral; levantamento forçado de ar, tal como o induzido por montanhas; resfriamento radiativo do topo de nuvens. Foi mencionado que ar estável não subirá por sua própria flutuação; é necessário algum outro mecanismo para forçar o movimento vertical. Tais mecanismos são (1) convergência, (2) levantamento orográfico e (3) levantamento por cunha frontal. (1) Quando o ar flui horizontalmente para certa região, resulta em um movimento geral ascendente, pois, quando o ar converge, ele ocupa uma área cada vez menor, necessitando aumentar a altura da coluna de ar. Portanto, o ar dentro da coluna sobe, aumentando a instabilidade. (2) Levantamento orográfico ocorre quando um terreno inclinado, como montanhas, age como barreira ao fluxo de ar, forçando-o a subir. Muitos dos lugares mais chuvosos do mundo estão localizados na encosta de montanhas, do lado de onde sopra o vento. Além do levantamento para tornar o ar instável, as montanhas ainda removem umidade do ar por outros meios. Freiando a corrente horizontal de ar, elas causam convergência e retardam a passagem de sistemas de tempestades. Além disso, a topografia irregular das montanhas dá lugar à aquecimento diferencial e instabilidade de superfície. Quando o ar passa por cima da montanha e atinge o outro lado, muita umidade já foi “perdida”. Quando o ar desce, ele aquece, tornando a condensação e a precipitação ainda menos provável do outro lado da montanha. O deserto da Patagônia, na Argentina, a sotavento da Cordilheira dos Andes, é um exemplo de deserto situado a sotavento de montanhas. Imagem 8 – Levantamento orográfico 26 (3) O levantamento por cunha frontal ocorre quando ar frio atua como uma cunha sobre a qual o ar mais quente e menos denso sobe. Este fenômeno é comum no sul do Brasil e é responsável por grande parte da precipitação. O levantamento forçado é importante para produzir nuvens. A estabilidade do ar, contudo, determina em grande parte o tipo de nuvens formadas e a quantidade de precipitação. 2.6. Nuvens e precipitação O vapor d’água é um gás invisível, mas os produtos da condensação e deposição de vapor d’água são visíveis. As nuvens são manifestações visíveis da condensação e deposição de vapor d’água na atmosfera. Podem ser definidas como conjuntos visíveis de minúsculas gotículas de água ou cristais de gelo, ou uma mistura de ambos, com suas bases bem acima da superfície terrestre. As nuvens são formadas principalmente por causa do movimento vertical de ar úmido, como na convecção, ou em ascensão forçada sobre áreas elevadas, ou no movimento vertical em larga escala, associado a frentes e depressões. A condensação é o processo pelo qual o vapor d’água é transformado em água líquida. A condensação ocorre sob condições variáveis, associadas a mudanças em um ou mais dos seguintes fatores: volume de ar, temperatura, pressão ou umidade. A condensação, então, acontece: (1) quando o ar se esfria até seu ponto de orvalho, ainda que o volume permaneça constante; (2) se o volume do ar aumenta sem que haja aumento de calor, esfriando-se o ar por expansão adiabática; (3) quando uma variação conjunta na temperatura e no volume reduz a capacidade de retenção da umidade do ar, abaixo do conteúdo hígrico existente. Há duas propriedades em comum nos vários processos de condensação. Primeiro, o ar deve estar saturado, o que ocorre quando o ar é resfriado abaixo de seu ponto de orvalho, o que é mais comum, ou quando o vapor d’água é adicionado ao ar. Segundo, deve haver uma superfície sobre a qual o vapor d’água possa condensar. Quando o orvalho se forma, objetos próximos ou sobre o solo servem a este propósito. Quando a condensação ocorre no ar acima do solo, minúsculas partículas, conhecidas como núcleos de condensação, são usadas para o vapor d’água condensar, o que acontece devido à atração exercida nas gotículas. No ar limpo, livre de poeira e outros aerossóis, a condensação (ou deposição) de vapor d’água é extremamente improvável, exceto sob condições supersaturadas (isto é, umidade relativa acima de 100%). A atmosfera contém abundância de núcleos de condensação, como partículas microscópicas de poeira, fumaça e sal, que fornecem superfícies relativamente grandes sobre as quais a condensação ou deposição pode ocorrer. Mais importante que a presença de núcleos relativamente grandes, contudo, é a presença de núcleos higroscópicos, que tem uma afinidade química especial (atração) por moléculas de água (por exemplo, sais marinhos). A condensação começa sobre estes núcleos em umidades relativas abaixo de 100%. Como alguns núcleos de condensação são relativamente grandes e muitos são higroscópicos, podemos esperar desenvolvimento de nuvens quando a umidade relativa está próxima dos 100%. 27 Dependendo de sua formação específica, os núcleos são classificados em um de dois tipos: núcleos de condensação de nuvens e núcleos de formação de gelo. Os núcleos de condensação de nuvens são ativos (isto é, promovem condensação) em temperaturas tanto acima como abaixo da temperatura de congelamento porque gotículas de água condensam e permanecem líquidas mesmo quando a temperatura da nuvem está abaixo de 0ºC. Estas são as gotículas de água superesfriadas. Núcleos de formação de gelosão menos abundantes e tornam-se ativos apenas em temperaturas bem abaixo do congelamento. Há dois tipos de núcleos de formação de gelo: (1) núcleos de congelamento, que causam o congelamento de gotículas e tornam-se ativos, na maioria das vezes, abaixo de -10ºC, e (2) núcleos de deposição (também chamados núcleos de sublimação), sobre os quais o vapor d’água deposita diretamente como gelo. Estes se tornam completamente ativos, na maioria das vezes, abaixo de -20ºC. Quando a condensação ocorre, a taxa de crescimento inicial das gotículas é grande, mas diminui rapidamente porque o vapor d’água disponível é facilmente consumido pelo grande número de gotículas em competição. O resultado é a formação de uma nuvem com muitas minúsculas gotículas de água, todas tão minúsculas que permanecem suspensas no ar. Mesmo com ar muito úmido, o crescimento destas gotículas de nuvem por condensação adicional é lento. Além disso, a imensa diferença de tamanho entre gotículas de nuvem e gotas de chuva (são necessárias aproximadamente um milhão de gotículas de nuvem para formar uma só gota de chuva) sugere que a condensação sozinha não é responsável pela formação de gotas suficientemente grandes para precipitar. As nuvens são classificadas com base em três critérios: APARÊNCIA, ALTITUDE e FORMA. Quanto a APARÊNCIA: Cirrus – nuvens fibrosas, altas, brancas e finas. Stratus – são camadas que cobrem grande parte do céu. Cumulus - são massas individuais globulares de nuvens, com aparência de domos salientes. Quanto a ALTITUDE: Até 2000m – nuvens baixas. 2000 a 4000m – nuvens médias. Acima de 6.000m – nuvens altas. A altura da base da nuvem varia com a latitude, com a aparência ou com a forma da nuvem. Todas as nuvens altas são finas e formadas de cristais de gelo. Como há mais vapor d’água disponível em altitudes mais baixas, as nuvens médias e baixas são mais densas. Quanto a FORMA: 28 Estratiformes – Desenvolvimento horizontal, representando estabilidade. O desenvolvimento de nuvens desse tipo é comum quando ventos convergentes provocam a subida do ar, como ao longo de uma frente ou próximo ao centro de um ciclone. Tal subida forçada de ar estável leva à formação de uma camada estratificada de nuvens, que tem uma extensão horizontal grande comparada com sua profundidade. Cuminiformes – Desenvolvimento vertical, representando instabilidade. Correntes convectivas associadas ao ar instável podem produzir nuvens cúmulo, cúmulo congesto e cúmulonimbus. Como a convecção é controlada pelo aquecimento solar, o desenvolvimento de nuvens cúmulo freqüentemente segue a variação diurna da insolação. Num dia de bom tempo, as nuvens cúmulos começam a formar-se do meio para o final da manhã, após o sol ter aquecido o solo. A cobertura de cúmulos no céu é maior à tarde - usualmente o período mais quente do dia. Se as nuvens cúmulos apresentam algum crescimento vertical, estas normalmente chamadas de cúmulos de "bom-tempo", podem produzir leve chuva. Ao aproximar-se o pôr- do-sol a convecção se enfraquece e as nuvens cúmulos começam a dissipar-se (elas evaporam). Uma vez formados os cúmulos, o perfil de estabilidade da troposfera determina o seu crescimento. Se o ar ambiente é estável mais para cima, o crescimento vertical é inibido. Se é instável, e saturado, então o movimento vertical é aumentado e os topos das nuvens cúmulo sobem. Se o ar ambiente é instável até grandes altitudes, a massa da nuvem toma a aparência de uma couve-flor, enquanto se transforma em cúmulo congesto, e então em cúmulonimbus, que produz tempestades. Também é possível classificar as nuvens de acordo com seus modos de origem, isto é, de acordo com o mecanismo de movimento vertical que produz a condensação. Tais categorias são amplas, envolvendo uma variedade de nuvens de diferentes estruturas e aparências, e se dividem em: (1) nuvens produzidas por uma elevação gradual do ar numa depressão; (2) nuvens produzidas por convecção térmica; (3) nuvens produzidas por convecção forçada, isto é, turbulência mecânica; (4) nuvens produzidas por ascensão de massas de ar sobre uma barreira montanhosa. 29 Imagem 9 - Tipos de nuvens A nebulosidade ou a quantidade de nuvens é especificada pela proporção de céu coberto por nuvens de qualquer tipo. Esta proporção é visualmente estimada em oktas. Um okta é uma unidade de medida de quantidade de nuvens igual à área de um oitavo do céu dentro do campo de visão do observador. Dentro de uma dada zona, a nebulosidade varia com o local e com a estação. Há também variações diurnas. As variações sazonais são grandes nos trópicos, particularmente fora da zona equatorial. Sobre os continentes, os processos convectivos causam um máximo de nebulosidade vespertina na maior parte dos trópicos. Como as temperaturas nos continentes diminuem à noite, o ar torna-se estável e a nebulosidade diminui. As nuvens estratiformes podem, no entanto, persistir ao longo da noite, visto que retardam o resfriamento durante esse período. Por outro lado, sobre as superfícies hígricas tropicais a nebulosidade apresenta um máximo à noite, como resultado da instabilidade, que é mais intensificada pelo resfriamento radiativo dos topos das nuvens. A distribuição da nebulosidade anual média sobre a Terra indica que a nebulosidade é mais baixa nos subtrópicos e mais elevadas nas altas latitudes. O valor comparativamente baixo de nebulosidade para as baixas latitudes deve-se basicamente á ausência geral de nuvens estratiformes. Os valores muito baixos nas zonas subtropicais são causados pelas células de alta pressão dominantes, com ar subsidente. Os valores mais elevados em torno do Equador estão associados à baixa pressão e ao fluxo convergente de ar. TIPOS BÁSICOS DE NUVENS Família de nuvens e altura Tipo de Nuvens Características 30 Nuvens altas (acima de 6000 m) Cirrus (Ci) Nuvens finas, delicadas, fibrosas, formadas de cristais de gelo. Cirrocumulus (Cc) Nuvens finas, brancas, de cristais de gelo, na forma deondas ou massas globulares em linhas. É a menos comum das nuvens altas. Cirrostratus (Cs) Camada fina de nuvens brancas de cristais de gelo que podem dar ao céu um aspecto leitoso. Nuvens médias (2000 - 6000 m) Altocumulus (Ac) Nuvens brancas a cinzas constituídas de glóbulos separados ou ondas. Altostratus (As) Camada uniforme branca ou cinza, que pode produzir precipitação muito leve. Nuvens baixas (abaixo de 2000 m) Stratocumulus (Sc) Nuvens cinzas em rolos ou formas globulares, que formam uma camada. Stratus (St) Camada baixa, uniforme, cinza, parecida com nevoeiro, mas não baseada sobre o solo. Pode produzir chuvisco. Nimbostratus (Ns) Camada amorfa de nuvens cinza escuro. Uma das mais associadas à precipitação. 31 Nuvens com desenvolvimento vertical Cumulus (Cu) Nuvens densas, com contornos salientes, ondulados e bases freqüentemente planas, com extensão vertical pequena ou moderada. Podem ocorrer isoladamente ou dispostas próximas umas das outras. Cumulonimbus (Cb) Nuvens altas, algumas vezes espalhadas no topo de modo a formar uma "bigorna". Associadas com chuvas fortes, raios, granizo e tornados. Observação: Nimbostratus e Cumulonimbus são as nuvens responsáveis pela maior parte da precipitação. A correlação entre a quantidade de nuvens e a precipitação nem sempre é alta ou confiável, embora todas as nuvens contenham água, algumas produzem precipitação e outras não. Se as nuvens são do tipo estratiforme e/ou são finas demais, pouca ou nenhuma
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