Massas de Ar e Frentes

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Massas de Ar, Frentes e Tempestades das Latitudes Médias 
 
Conteúdo 
 
Massas de Ar 
 Regiões de Origem 
 Classificação 
 As Massas de Ar da América do Norte 
Massas de Ar Pc (Polar Continental) e Ac (Ártico ou Antártico Continental) 
 Foco num Tópico Especial: 
 Neves de Efeito Lacustre 
Massas de Ar Pm (Polar Marítimo) 
Foco num Tópico Especial: 
 O Retorno do Expresso Siberiano 
Massas de ar Tm (Tropical Marítimo) 
Massas de ar Tc (Tropical Continental) 
Frentes 
Frentes Estacionárias 
Frentes Frias 
Frentes Quentes 
Frentes Oclusas 
Ciclones das Latitudes Médias 
A Teoria da Frente Polar 
O Desenvolvimento de Ciclones e Anticiclones 
Ondas na Corrente de Oeste 
Convergência e Divergência de Ar 
 Foco numa Observação: 
 Tempestades em Outros Planetas 
 O Papel da Corrente de Jato 
 Foco num Tópico Especial: 
 Olhando a Convergência e a Divergência Mais de Perto 
Sumário 
Palavras-Chaves 
Questões de Revisão 
 
 Por volta das duas horas da tarde começou a ficar escuro devido a uma nuvem negra e pesada que 
fora vista a noroeste. Quase que instantaneamente o vento intenso, deslocando-se a 70 milhas por hora (112 
km/h) acompanhado por um grave e urrante som, com sua rajada gelada, percorreu a região e tudo ficou 
rigidamente congelado. A água dos pequenos reservatórios na enseada congelou em ondas, de bordas afiadas 
e pontiagudas, quando o vendaval a soprou. As galinhas, porcos e outros pequenos animais foram congelados 
no mesmo lugar em que se encontravam. As rodas dos vagões pararam de rolar, pois congelaram até ficarem 
grudadas ao chão. Homens, vindo dos seus celeiros ou roças a pouca distância de suas casas, pisando em lama 
e água, retornaram uns poucos minutos depois caminhando sobre o gelo. Aqueles pegos do lado de fora nas 
costas de um cavalo ficaram congelados nas suas selas e tiveram que ser levantados de lá e levados até o fogo 
para que o gelo derretesse e os soltasse. Dois rapazes foram congelados até a morte perto de Rushville. Um 
deles foi encontrado com as costas escoradas contra uma árvore, as rédeas do seu cavalo sobre o braço e o 
cavalo congelado à frente dele. O outro estava numa posição meio ajoelhada, com um isqueiro numa mão e 
uma pederneira na outra, com ambos os olhos arregalados como se tivesse a intenção de acender uma chama. 
Várias outras casualidades foram reportadas. Da exata temperatura, contudo, nenhum instrumento deixou 
qualquer registro; mas o gelo que se formou no riacho, segundo vários relatos, alcançou entre seis polegadas 
(15 cm) e um pé de espessura (30 cm) em poucas horas. 
 
John Moses, Illinois: Historical and Statistical 
8 A abertura detalha a passagem de uma espetacular frente fria que se deslocou por Illinois em 21 de Dezembro de 1836. Apesar de não existir nenhum registro confiável de temperatura disponível, estima-se que, quando a frente passou, as temperaturas do ar caíram quase que instantaneamente dos 
confortáveis 40 (ºF) para 0 graus (4,4ºC para –18ºC). Por sorte, mudanças de temperatura desta magnitude são 
bastante raras com as frentes frias. 
 Neste capítulo nós vamos examinar os tempos mais típicos associados com frentes frias e frentes 
quentes. Nós trataremos de questões tais como: Por que as frentes frias estão normalmente associadas com 
temporais? Como a frente quente pode fazer com que chuva congelante e granizo se formem sobre uma vasta 
área durante o inverno? E como se pode saber a história de uma frente fria observando suas nuvens? Nós 
também veremos como as frentes de tempo são uma parte integrante de uma tempestade ciclônica das 
latitudes médias. Mas, antes de tudo, para que possamos entender melhor as frentes e as tempestades, nós 
examinaremos as massas de ar. Nós veremos onde e como elas se formam e o tipo de tempo normalmente 
associado com elas. 
 
 
Massas de Ar 
 
Uma massa de ar é uma porção extremamente grande de ar cujas propriedades de temperatura e umidade são 
bastante similares em qualquer direção horizontal a qualquer altitude dada. As massas de ar podem cobrir 
vários milhares de milhas quadradas. Na Fig. 8.1, uma grande massa de ar de inverno, associada com uma 
área de alta pressão, cobre mais da metade dos Estados Unidos em 9 de Janeiro de 1976. Note que, apesar de 
a temperatura do ar à superfície e o ponto de orvalho variarem um pouco, por todo o lugar o ar está frio e 
seco, com excessão da zona de pancadas de neve nas margens a leste dos Grandes Lagos. Este anticiclone 
raso e frio será arrastado para leste, carregando consigo a temperatura e a umidade característica da região 
onde a massa de ar se formou; daí, em um ou dois dias, um ar frio estará localizado sobre a Oceano Atlântico 
Central. Parte da previsão de tempo é, então, uma questão de determinar as características das massas de ar, 
predizendo como e por que elas se alteram e em qual direção os sistemas se moverão. 
 
Regiões de Origem As regiões onde as massas de ar se originam são denominadas regiões de origem. 
Para que uma enorme massa de ar desenvolva características uniformes, sua região de origem deve ser 
predominantemente plana e de composição uniforme, com ventos fracos na superfície. Quanto mais o ar se 
mantém estagnado sobre sua região de origem, maior será a probabilidade de ele adquirir as propriedades da 
superfície abaixo. Conseqüentemente, as regiões de origem ideais são normalmente aquelas áreas dominadas 
por altas pressões. Elas incluem as planícies árticas cobertas de gelo e neve no inverno e os oceanos 
subtropicais e regiões desérticas no verão. As latitudes médias, onde as temperaturas da superfície e as 
características de umidade variam consideravelmente, não são boas regiões de origem. Ao invés disto, esta 
região é uma zona de transição para onde massas de ar com diferentes propriedades físicas se dirigem, se 
chocam e produzem um série excitante de atividades de tempo. 
 
Classificação As massas de ar são agrupadas em quatro categorias gerais de acordo com suas regiões de 
origem. Massas de ar que se originam nas latitudes polares são designadas pela letra maiúscula “P” (de 
Polar); aquelas que se formam nas tórridas regiões tropicais são designadas pela letra maiúscula “T” (de 
Tropical). Se a região de origem é de terra, a massa de ar será seca e a letra minúscula “c” (de continental) 
sucede o P ou T. Se a massa de ar se origina sobre a água, ela será úmida – pelo menos nos níveis inferiores – 
e a letra minúscula “m” (de marítimo) sucede o P ou T. Assim nós podemos ver que o ar polar que se origina 
sobre a terra será classificado como Pc num mapa de superfície, enquanto o ar tropical que se origina sobre a 
água será identificada como Tm. No inverno, uma massa de ar Pc extremamente fria é designada por Ac, 
ártica ou antártica continental. Com freqüência, entretanto, é difícil fazer a distinção entre massas de ar ártica 
(ou antártica) e polar, especialmente quando a massa de ar ártica (ou antártica) tiver atravessado terrenos mais 
quentes. Da mesma forma, uma massa de ar extremamente quente e úmido que se origine sobre águas 
equatoriais é às vezes designada por Em, de equatorial marítimo. Fazer a distinção entre massas de ar 
equatoriais e tropicais é normalmente difícil. A Tabela 8.1 lista as quatro massas de ar básicas. 
 Quando a massa de ar é mais fria que a superfície sob si, ela é aquecida por baixo, o que torna o ar 
instável em baixos níveis. Neste caso, o aumento da convecção e a mistura turbulenta próxima à superfície 
normalmente produz boa visibilidade, nuvens cumuliformes e pancadas de chuva ou neve. Por outro lado, 
quando a massa de ar é mais quente que a superfície abaixo, os níveis inferiores são resfriados pelo contato 
com a terra fria. Ar quente sobre ar mais frio produz um ar estável, com pouca mistura vertical. Esta situação 
causa o acúmulo de poeira, fumaça e poluentes, o que restrige a visibilidade na superfície. No ar úmido, 
nuvensestratiformes acompanhadas por chuvisco e nevoeiros podem se formar. 
 
As Massas de Ar da América do Norte As principais massas de ar (com as suas regiões de origem) que 
invadem os Estados Unidos estão mostradas na Fig. 8.2. Nós agora podemos estudar a formação e 
modificação de cada uma destas massas de ar e a variedade de tempos que as acompanha. 
 
Massas de ar Pc (Polar Continental) e Ac (Ártico Continental) O tempo gelidamente frio que adentra 
os Estados Unidos no inverno está associado com massas de ar polar continental e ártico continental. Elas 
se originam sobre as regiões cobertas de gelo e neve do norte do Canadá e do Alasca, onde noites claras e 
longas permitem um intenso refriamento radiativo da superfície. O ar em contato com a superfície se torna 
bastante frio e estável. Já que pouca umidade é acrescida ao ar, ele também é bastante seco. Por fim, uma 
porção deste ar frio se desprende e, sob a influência do fluxo de ar superior, se move para o sul na forma de 
uma enorme e pouco profunda área de alta pressão. 
 Ao passo em que o ar frio segue para as planícies interiores, não existem barreiras topográficas que o 
bloqueiem, então ele continua indo para o sul, trazendo com ele avisos sob a forma de ondas de frio e 
temperaturas frígidas. Quando a massa de ar se desloca sobre as terras mais quentes do sul, a temperatura do 
ar modera um pouco. Contudo, mesmo durante a tarde, quando o ar à superfície é mais instável, as nuvens 
cumuliformes são raras devido à extrema secura da massa de ar. À noite, quando os ventos se desintensificam, 
o rápido resfriamento da superfície e os céus claros se combinam para produzir temperaturas mínimas baixas. 
Se o ar frio vai tanto para o sul que atinge o centro ou o sul da Flórida, as plantações de legumes e verduras de 
inverno podem ser severamente prejudicadas. Quando a massa de ar fria e seca se move sobre uma massa de 
água relativamente quente, tais como os Grandes Lagos, intensas pancadas de neve – denominadas neves de 
efeito lacustre – freqüentemente se formam nas praias orientais. ( Mais informações sobre neves de efeito 
lacustre são dadas na Secção Foco da p. 191.) 
 No inverno, o tempo predominantemente bom que acompanha o ar Pc é devido à natureza estável da 
atmosfera superior. Ar descendente se desenvolve sobre o imenso domo da alta pressão. O ar subsidente se 
aquece por compressão e gera ar mais quente, que jaz sobre o ar mais frio da superfície. Sendo assim uma 
potente inversão de subsidência em altos níveis freqüentemente se forma. Se o anticiclone se estagnar sobre 
uma região por vários dias, a visibilidade gradualmente baixa ao passo em que os poluentes vão ficando 
aprisionados no ar frio perto do chão. Normalmente, entretanto, os ventos de altitude carregam a massa de ar 
frio ou para o leste ou para o sudeste. 
 As Rochosas, a Sierra Nevada e as Cascades normalmente protegem o Pacífico Noroeste da investida 
do ar Pc mas, ocasionalmente, massas de ar Pc invadem estas regiões. Quando os ventos de altos níveis sobre 
Washington e Oregon sopram de norte ou nordeste numa trajetória iniciada sobre o norte do Canadá ou 
Alasca, o frio ar Pc (e ocasionalmente Ac) pode deslizar por sobre as montanhas e extender seus dedos 
gelados por todo o caminho que leva ao Oceano Pacífico. Ao passo em que o ar escorre para fora do alto 
platô, sobre as montanhas, e continua por dentro dos vales mais baixos, o aquecimento por compressão do ar 
que afunda faz com que a temperatura suba, de forma que quando atinge as terras baixas, ele se encontra 
consideravelmente mais quente do que era a princípio. Apesar disto, de forma alguma este ar pode ser 
considerado quente. Em alguns casos as temperaturas negativas deslizam por sobre as Cascades e estendem-se 
em direção ao sul até as áreas costeiras do sul da Califórnia. 
 
 
Você sabia? 
Uma massa de ar ártico do norte do Canadá em 19 de Janeiro de 1977 trouxe um tempo frígido para a Flórida 
e até mesmo neve para Miami e para o norte dos Recifes. 
 
 
 
 
 
 
 
Foco num Tópico Especial: 
Neves de Efeito Lacustre 
 
No inverno, quando o tempo no Meio-Oeste é dominado por um vigorante e claro ar Pc, as pessoas que vivem 
nas margens a leste dos Grandes Lagos se preparam para intensas pancadas de neve. Tempestades de neve 
que se formam a sotavento destes lagos são conhecidas como neves de efeito lacustre. Estas tempestades são 
altamente localizadas, estendendo-se de apenas algumas milhas até mais de 30 milhas (48 km) terra adentro. 
A neve normalmente cai como uma intensa pancada ou como uma rápida e violenta tempestade numa zona 
concentrada. Tão centralizada é a região da nevada, que uma parte da cidade pode acumular várias polegadas 
de neve enquanto que, em outra parte, o chão está limpo. 
 Neves de efeito lacustre são mais numerosas de Novembro a Janeiro. Nestes meses, ar Pc desloca-se 
sobre os lagos quando eles estão relativamente quentes e não muito congelados. O contraste de temperaturas 
entre a água e o ar pode ser de até 25ºC. Estudos mostram que quanto maior o contraste de temperaturas, 
maior o potencial para pancadas de neve. Na Fig. 1, nós podemos ver que, quando o ar frio se desloca sobre a 
água mais quente, a massa de ar é rapidamente aquecida por baixo, tornando-a mais flutuante e menos estável. 
Rapidamente, o ar arrasta umidade para cima, tornando-se saturado em pouco tempo. Ao sair da água, o vapor 
se condensa sob a forma de nevoeiro de vapor. À medida que o ar continua a se aquecer, ele ascende e forma 
inturgescentes nuvens cumuliformes, que continuam crescendo ao passo que o ar se torna mais instável. Por 
fim, estas nuvens produzem intensas pancadas de neve, as quais fazem o lago parecer uma fábrica de neve. 
Uma vez que o ar e as nuvens atingem o sotavento do lago, um levantamento adicional é providenciado por 
morros baixos e pela convergência do ar quando ele desacelera ao passar sobre o terreno mais rugoso. No 
inverno, a freqüência e a intensidade das neves de efeito lacustre diminuem à medida que o contraste de 
temperaturas entre a água e o ar diminui e porções mais extensas do lago se congelam. 
 Geralmente, quanto maior a faixa de água sobre a qual a massa de ar passa (quanto maior a 
travessia), maior a quantidade de calor e umidade derivada do lago e maior o potencial para pancadas de neve 
intensas. Conseqüentemente, prever nevadas de efeito lacustre depende em grande parte da determinação da 
trajetória do ar quando ele flui por sobre o lago. Regiões que experimentam intensas nevadas de efeito 
lacustre estão mostradas na Fig. 2. 
 Ao passo em que o ar Pc desloca-se mais para o leste, as intensas pancadas de neve normalmente 
arrefecem; contudo, a encosta oeste dos Montes Apalaches produz um levantamento ulterior, aumentando as 
possibilidades de mais e mais fortes pancadas. O calor liberado durante a condensação aquece o ar e, quando 
ele desce a encosta leste, o aquecimento por compressão o esquenta ainda mais. A nevada cessa, e quando o 
ar chega à Filadélfia, Nova Iorque ou Boston, o único traço reminiscente das pancadas de neve ocorrendo do 
outro lado das montanhas são os cumulus intumescidos passando por sobre a região. 
 
 
 
 Um aquecimento similar mas menos dramático do ar Pc e Ac ocorre ao longo da costa leste dos 
Estados Unidos. O ar ascende por sobre os menos elevados Montes Apalaches. A mistura turbulenta e o 
aquecimento por compressão aumentam as temperaturas do ar a sotavento. Conseqüentemente, cidades 
localizadas a leste dos Montes Apalaches normalmente não experimentam temperaturas tão baixas como 
aquelas do lado oeste. Na Fig. 8.1, note que para a mesma hora do dia – neste caso 07:00h Horário Padrão do 
Leste – a Filadélfia, com uma temperatura do ar de 14ºF (-10ºC), está 16ºF (9ºC) mais quente que Pittsburgh, 
com –2ºF (-19ºC). 
 A Figura 8.3 mostra os padrões de ar superior que levaram a irrupções extremamente frias de arártico durante os meses de Dezembro de 1989 e 1990. Os ventos em altitude sopram tipicamente de oeste para 
leste, mas em ambos estes casos o fluxo, como indicado pelas setas escuras e grossas, tinha uma forte 
trajetória norte-sul (meridional). O H representa as posições dos frios anticiclones de superfície. Os números 
no mapa representam as temperaturas mínmas (ºF) registradas durante o período frio. A leste das Montanhas 
Rochosas, mais de 350 recordes de temperaturas mínimas foram estabelecidos entre 21 e 24 de Dezembro de 
1989, com a irrupção ártica causando uma estimativa de 480 milhões de dólares de danos às plantações de 
frutas e vegetais no Texas e na Flórida. Ao longo da Costa Oeste, o frígido ar durante o Dezembro de 1990 
causou mais de 300 milhões de dólares de danos aos legumes e verduras e às culturas cítricas, quando as 
temperaturas sobre partes da Califórnia despencaram para suas menores leituras em cinqüenta anos. Note em 
ambos os casos como o vento em altos níveis direciona o caminho das massas de ar. 
 A massa de ar Pc que adentra os Estados Unidos no verão apresenta propriedades muito diferentes da 
sua contraparte invernal. A região de origem é a mesma, mas é agora caracterizada por longos dias de verão 
que derretem a neve e aquecem a terra. O ar é apenas moderadamente fresco e a evaporação à superfície 
adiciona vapor d’água ao ar. Uma massa de ar Pc (de verão) normalmente traz alívio do calor opressivo nos 
estados centrais e orientais, quando o ar mais fresco diminui a temperatura do ar até níveis mais confortáveis. 
O aquecimento diurno esquenta os níveis inferiores, produzindo instabilidade na superfície. Com o seu 
acréscimo de vapor, o ar ascendente pode se condensar e criar um céu pontilhado por nuvens cumulus de bom 
tempo. 
 Quando uma massa de ar se move sobre uma grande massa de água, suas propriedades orignais 
podem variar consideravelmente. Por exemplo, o ar Pc frio e seco se movendo sobre o Golfo do México 
aquece-se rapidamente e ganha umidade. O ar em pouco tempo assume as qualidades de uma massa de ar 
marítima. Note na Fig. 8.4 que fileiras de cumulus estão se formando sobre o Golfo, paralelas a ventos 
superficiais de norte ao passo em que o ar Pc está sendo aquecido pela água sob ele. Conforme o ar prossegue 
na sua jornada para o sul em direção ao México e à América Central, ventos fortes e úmidos de norte se 
desenvolvem na forma de nuvens pesadas (área brilhosa) e causam pancadas ao longo da costa norte. Assim 
sendo, uma outrora fria, seca e estável massa de ar pode ser modificada de tal forma que suas características 
originais deixam de ser discerníveis. Quando isto ocorre, a massa de ar recebe uma nova denominação. 
 Em suma, as massas de ar polares e árticas são responsáveis pelo tempo gelidamente frio do inverno 
que pode cobrir vastas áreas da América do Norte. Quando a massa de ar se origina sobre os territórios do 
Noroeste Canadense, um ar frígido pode trazer temperaturas baixas que batem recordes. Tal foi o caso da 
véspera de Natal de 1983, quando o ar ártico cobriu a maior parte da América do Norte. (Uma olhada 
detalhada nesta massa de ar e nas temperaturas recordes que a acompanharam é dada na secção Foco que 
começa na p. 194.) 
 
Massas de Ar Pm (Polar Marítimo) Durante o inverno, o ar Pc que se origina sobre a Ásia e sobre as 
regiões polares congeladas é carregado para o leste e para o sul por sobre o Oceano Pacífico pela circulação 
ao redor da baixa das Aleutas. A água oceânica modifica o ar Pc adicionando calor e umidade a ele. Como 
este ar tem que viajar sobre a água por centenas ou até mesmo milhares de milhas, ele gradualmente se 
tansforma em uma massa de ar polar marítimo. 
 Quando esta massa de ar alcança a Costa do Pacífico ela está fresca, úmida e instável. O efeito do 
oceano é manter o ar próximo à superfície mais quente que o ar superior. Leituras de temperatura por volta de 
40 ou 50 (ºF) são comuns perto da superfície, enquanto o ar a vários milhares de pés acima da superfície pode 
se encontrar no ponto de congelamento. Neste ar mais frio as características do ar Pc original podem 
prevalecer ainda. Quando o ar adentra o continente, as montanhas costeiras o forçam a se elevar e muito do 
seu vapor d’água se condensa em nuvens produtoras de chuva. No ar superior mais frio, a chuva vira neve, 
com grandes quantidades se acumulando nas regiões montanhosas. Um típico padrão de fluxo de ventos em 
altos níveis que traz ar Pm para a costa oeste é mostrado na Fig. 8.5. 
 Quando o ar Pm segue terra adentro, ele perde muito da sua umidade ao cruzar uma série de cadeias 
montanhosas. Depois destas montanhas, ele se desloca sobre um planalto elevado e frio que resfria o ar à 
superfície e lentamente transforma o nível inferior num ar Pc seco e estável. A leste das Rochosas esta massa 
de ar é chamada de ar do Pacífico. Para esta região ele freqüentemente traz tempo bom e temperaturas não tão 
frias quanto às do ar Pc, que a invade vindo do norte do Canadá. De fato, quando o ar Pm do oeste toma o 
lugar do recuante ar Pc do norte, ventos chinook (ventos foehn, como chamados pelos americanos) costumam 
se desenvolver. Além disso, quando o ar Pm modificado substitui o ar tropical úmido, tempestades podem se 
formar ao longo da fronteira que separa as duas massas de ar. 
 Ao longo da Costa Leste, o ar Pm se origina sobre o Atlântico Norte quando o ar Pc se desloca para o 
sul a alguma distância da Costa do Atlântico. Ele então se dirige para sudoeste em direção aos estados do 
nordeste. Como a água do Atlântico Norte é muito fria e a massa de ar viaja por uma curta distância apenas 
sobre a água, as massas de ar Pm do Atlântico no inverno são normalmente muito mais frias que suas 
contrapartes do Pacífico. Como os ventos predominantes em altitude são de oeste, as massas de ar Pm 
atlânticas são, também, muito pouco comuns. 
 
 
 
 
 
Foco num Tópico Especial: 
O Retorno do Expresso Siberiano 
 
O inverno de 1983-1984 foi um dos mais frios de que se tem registro na América do Norte. Um tempo 
anormalmente frio chegou em Dezembro, o qual, para boa parte do país, foi um dos Dezembros mais frios 
desde que registros começaram a ser tomados. Nos primeiros dias do mês, o ar continental polar cobriu a 
maior parte das planícies setentrionais e centrais. Quando o ar frio moderou um pouco, lá longe no norte uma 
enorme massa de um gelidamente frio ar ártico estava se formando sobre os confins congelados dos territórios 
do Noroeste Canadense. 
 Lá pelo meio do mês, o frígido ar, associado a uma enorme área de alta pressão, cobriu todo o 
noroeste do Canadá. Neste meio tempo, em altitude, potentes ventos de norte dirigiram a borda dianteira do 
frígido ar para o sul por sobre as pradarias das províncias do Canadá e para o sul em direção aos Estados 
Unidos. Devido ao fato de este ar extraordinariamente frio ter sido acompanhado em algumas regiões por 
rajadas de vento de 45 nós (81 km/h), no mínimo um repórter apelidou a investida violenta desta rajada ártica 
de “o Expresso Siberiano”. 
 O Expresso derrubou as temperaturas para algumas das mais baixas leituras já registradas num mês 
de Dezembro. Em 22 de Dezembro, Elk Park, Montana, registrou uma mínima não-oficial de -53ºC (-64ºF), 
apenas 4ºC mais alta do que a mínima de -57ºC (-70ºF) para a nação (excluindo o Alasca) registrado em 
Rogers Pass, Montana, em 20 de Janeiro de 1954. 
 O centro do enorme anticiclone gradualmente foi impelido para o sul a partir do Canadá. Em 24 de 
Dezembro, o seu centro estava sobre o leste de Montana (Fig. 3), onde a pressão ao nível do mar em Miles 
City atingiu incríveis 1064 mb (31,40 pol) – um novo recorde para os Estados Unidos que bateu a antiga 
marca estabelecida em Helena, Montana, em 10 de Janeiro de 1962. Uma enorme crista de alta pressão 
estendia-se da costa ártica canadense ao Golfo do México. A leste da crista, ventos frios de oestetroxeram 
neves de efeito lacustre para as margens a leste dos Grandes Lagos. Ao sul do centro de alta pressão, ventos 
frios de leste, ascendendo ao longo das planícies elevadas, trouxeram quantidades leves de neve de aclive para 
secções dos estados das Montanhas Rochosas. Note na Fig. 3 que, na véspera de Natal, o ar ártico cobria 
quase 90 porcento dos Estados Unidos. Ao passo que o ar frio deslocou-se para leste e para o sul, uma severa 
geada causou centenas de milhões de dólares de danos às plantações de frutas, verduras e legumes no Texas, 
Louisiana e Flórida. No Dia de Natal, 125 recordes de leituras de baixas temperaturas foram estabelecidos em 
vinte e quatro estados. Naquela tarde, às 13:00h, estava de fato mais frio em Atlanta, na Geórgia, do que em 
Fairbanks, no Alasca. Uma das piores ondas de frio a ocorrerem num Dezembro do século passado continuou 
semana adentro, enquanto várias novas mínimas recordes eram estabelecidas no Extremo Sul, do Texas à 
Louisiana. 
 Em 1º de Janeiro, o frio extremo tinha moderado, já que o fluxo em altos níveis tornara-se mais de 
oeste. Estes ventos trouxeram um mais ameno ar Pm pacífico para o leste até as Grandes Planícies. O padrão 
mais quente continuou até mais ou menos 10 de Janeiro, quando o Expresso Siberiano resolveu fazer uma 
nova visita. Movidos por intensos ventos de norte em altos níveis, impulso após impulso de ar ártico do 
Canadá percorreram os Estados Unidos. Em 18 de Janeiro, a mínima mais baixa de todos os tempos, de -54ºC 
(-65ºF), foi registrada para o estado de Utah em Middle Sinks. Em 19 de Janeiro, as temperaturas 
despencaram para uma nova mínima de -22ºC (-7ºF) nos aeroportos da Filadélfia e de Baltimore. Daí para o 
fim do mês, os ventos em altos níveis outra vez tornaram-se mais de oeste. Sobre boa parte da nação o ar frio 
moderou-se. Mas o Expresso chegou a retornar pelo menos mais uma vez. 
 O começo de Fevereiro encontrou um ar relativamente quente cobrindo boa parte da nação da 
Califórnia até a costa do Atlântico. Em 4 da Fevereiro, uma irrupção ártica de ar Ac espalhou-se em direção 
ao sul e ao leste através da nação. Apesar de o ar congelante ter se estendido para o sul até o centro da Flórida, 
o Expresso perdeu a força, e uma onda de calor em Fevereiro em pouco tempo engolfou a maior parte dos 
Estados Unidos a leste das Montanhas Rochosas. Ar marítimo tropical do Golfo do México trouxe um 
aquecimento recorde para boa parte dos dois terços orientais da nação. Lá pelo meio do mês, Louisville, 
Kentucky, reportou 23ºC (73ºF) e Columbus, Ohio, 21ºC (69ºF). Mesmo com Fevereiro tendo sido um dos 
meses mais quentes de que se tem registro sobre partes dos Estados Unidos, o inverno de 1983-1984 
(Dezembro, Janeiro e Fevereiro) vai entrar para os livros de recordes como um dos invernos mais frios para os 
Estados Unidos inteiro desde que a manutenção de registros confiáveis começou em 1931. 
 
 
 A Figura 8.6 ilustra um típico padrão de tempo de fim de inverno ou início de primavera à superfície, 
que carrega ar Pm do Atlântico para a Nova Inglaterra e para os estados do Atlântico Central. Um anticiclone 
frio e de deslocamento lento derivando para o leste (a norte da Nova Inglaterra) provoca um fluxo de nordeste 
do ar Pm que segue para o sul. A fronteira separando este ar mais frio invasor do ar mais quente que fica 
ainda mais para o sul é marcada por uma frente estacionária. A norte desta frente, ventos de nordeste 
providenciam em geral um tempo indesejável, consistindo em um ar úmido e nuvens baixas e espessas das 
quais uma precipitação leve cai sob a forma de chuva, chuvisco ou neve. Como veremos mais na frente neste 
capítulo, quando as condiçãos atmosféricas em altos níveis são apropriadas, tempestades podem se 
desenvolver ao longo da frente estacionária, mover-se para o leste e se intensificar próximo às praias do Cabo 
Hatteras. Tais tempestades, chamadas de baixas de Hatteras, algumas vezes viram para nordeste ao longo da 
costa onde se transformam em northeasters (ou nor’easters) trazendo com elas ventos intensos de nordeste, 
chuva ou neve fortes e enchentes costeiras. 
 
Massas de ar Tm (Tropical Marítimo) No inverno, a região de origem para as massas de ar tropical 
marítimo do Pacífico é o subtropical Oceano Pacífico Oriental. O ar desta região tem que viajar sobre várias 
milhas de água antes de atingir a costa sul da Califórnia. Conseqüentemente, estas massas de ar se encontram 
muito quentes e úmidas quando chegam na Costa Oeste. O ar quente produz intensa precipitação 
normalmente sob a forma de chuva, mesmo sobre altas elevações. A neve que se derrete e a chuva 
rapidamente enchem os rios, que transbordam nos vales pouco profundos. O rápido derretimento da neve 
deixa áridas as encostas onde se pratica esqui no local e a chuva forte pode causar desatrosos deslizamentos 
nos cânions escarpados. Por sorte, a invasão do norte da Califórnia por uma verdadeira massa de ar Tm é rara. 
 O ar Tm que influencia boa parte do tempo a leste das Rochosas se origina sobre o Golfo do México 
e sobre o Mar do Caribe. No inverno, o frio ar polar tende a dominar a cena do tempo no continente, de forma 
que o ar Tm fica normalmente confinado ao Golfo e aos estados do extremo sul. Ocasionalmente, um sistema 
de tempestades de lento deslocamento sobre as Planícies Centrais suga ar Tm para o norte. Ventos leves e 
úmidos de sul ou sudoeste sopram nas porções centrais e orientais da nação à frente do sistema.Como a terra 
ainda se encontra extremamente fria, o ar próximo à superfície é resfriado até seu ponto de orvalho. Nevoeiros 
e nuvens baixas se formam nas primeiras horas da manhã, dissipam-se por volta do meio-dia e voltam à se 
formar à noite. Este tempo ameno de inverno no vales de Mississippi e Ohio duram, no máximo, alguns 
poucos dias. Não passa muito tempo até que o ar frio dos pólos avance vindo do norte atrás de um sistema de 
tempestades movendo-se para leste. Ao longo da divisa entre as duas massas de ar, o ar Tm é levantado por 
sobre o mais denso ar Pc, o que freqüentemente leva a precipitação generalizada e tempestuosidade. 
 Quando um sistema de tempestades estaciona sobre as Planícies Centrais, um suprimento constante 
de ar Tm do Golfo do México pode trazer temperaturas máximas batedoras de recordes para o metade leste do 
país. Às vezes as temperaturas ficam mais altas nos estados centrais do Atlântico do que no Extremo Sul, 
quando o aquecimento por compressão esquenta o ar ainda mais ao passo em que ele move-se encosta abaixo 
após cruzar os Montes Apalaches. A Figura 8.7 mostra um mapa de tempo à superfície e o fluxo do ar 
superior correspondente (seta grossa) que trouxe ar Tm extemporaneamente quente para os estados centrais e 
do leste durante o Abril de 1976. Uma grande alta centrada a alguma distância da costa sudeste associada com 
um intenso fluxo superior de sudoeste carregou ar quente e úmido para o Meio-Oeste e Leste, provocando 
uma onda de calor de Abril que bateu recordes. O fluxo superior impediu a baixa em superfície e o ar Pc atrás 
dela de fazer muito progresso em direção ao leste, de tal forma que o período quente durou por cinco dias. 
Note que, a oeste da baixa em superfície, os ventos em altitude canalizaram o frio ar Pc do norte para os 
estados ocidentais, provocando tempo anormalmente frio da Califórnia até as Rochosas. Daí, enquanto as 
pessoas no Sudoeste estavam amontoadas ao redor de aquecedores, outras, a vários milhares de milhas no 
Nordeste, estavam ligando ares condicionados. Nós podemos ver que é o fluxo de altos níveis, direcionando 
ar Pc para o sul e ar Tm para o norte, que torna estes contrastes térmicos possíveis. 
 Quando o ar marítimo se desloca sobre o continente quente, ele se aquece, sobe e freqüentemente 
produz nuvens cumuliformes, as quais produzem pancadas de fim de tarde e trovoadas. Você pode 
praticamente contar com trovoadas se desenvolvendo ao longoda Costa do Golfo em todas as tardes de verão. 
Quando a noite se aproxima, a atividade das trovoadas tipicamente vai parando pouco a pouco. O 
resfriamento noturno diminui a temperatura do ar e, se o ar se torna saturado, nevoeiros e nuvens baixas se 
formam. Estes, é claro, se dissipam nas primeiras horas da manhã quando o aquecimento da superfície 
esquenta o ar outra vez. 
Normalmente, o ar Tm que se origina no Pacífico tropical a leste permanece bem longe da sul da 
Califórnia. Ocasionalmente, um fraco fluxo de altos níveis de sul pode espalhar este ar úmido para o norte em 
direção ao sudoeste dos Estados Unidos, principalmente sobre o Arizona, Nevada e sul da Califórnia. Em 
vários lugares, o úmido e instável ar superior só se mostra sob a forma de nebulosidade média e baixa. 
Contudo, onde o fluxo úmido encontra uma barreira montanhosa, ele normalmente se eleva e condensa em 
torres de nuvens produtoras de pancadas. (Veja a Fig. 8.8) 
 
Massas de Ar Tc (Tropicais Continentais) A única verdadeira região de origem para massas de ar tropical 
continental quente e seco na América do Norte é encontrada durante o verão no norte do México e no árido 
sudoeste dos Estados Unidos adjacente. Neste lugar a massa de ar é quente, seca e instável nos baixos níveis, 
com freqüentes redemoinhos de poeira se formando durante o dia. Devido à baixa umidade relativa 
(tipicamente menor do que 10 porcento durante a tarde), o ar tem que elevar-se a grandes alturas para que a 
condensação se inicie. Além disso, uma crista em altos níveis normalmente produz uma fraca subsidência 
sobre a região, tendendo a tornar o ar superior ainda mais estável e o ar superficial ainda mais quente. 
Conseqüentemente os céus são geralmente claros, o tempo é quente e a chuva praticamente não existe onde 
massas de ar Tc prevalecem. Se esta massa de ar move-se para além da sua região de origem e adentra as 
Grandes Planícies, estagnando sobre o local por qualquer período de tempo, um severa seca pode resultar. A 
Fig. 8.9 mostra um mapa de tempo de uma situação na qual o ar Tc cobre uma grande porção do oeste dos 
Estados Unidos, produzindo tempo quente e seco que se extende para o norte em direção ao Canadá. 
 
 
Você sabia? 
Uma massa de ar continental, extendendo-se do sul da Califórnia ao coração do Texas, trouxe um 
aquecimento recorde para o deserto a sudoeste durante a última semana de Junho de 1990. A temperatura 
atingiu um sufocante pico de 122ºF (50ºC) em Phoenix, Arizona em 26 de Junho. Oficiais suspenderam as 
decolagens de aeronaves no Aeroporto de Sky Harbor, pois o reduzido levantamento trazido pelo calor 
extremo ocasionou densidades atmosféricas excepcionalmente baixas. 
 
 Até agora nós examinamos as várias massas de ar que adentram a América do Norte anualmente. As 
características de cada uma delas dependem da sua região de origem e do tipo de superfície sobre a qual elas 
se deslocam. Os ventos superiores determinam a trajetória destas massas de ar. Ocasionalmente, uma massa 
de ar virá a controlar o tempo de uma região por um certo período. Estas condições de tempo persistentes são 
conhecidas como tempo de massa de ar. 
O tempo de massa de ar é especialmente comum no sudeste dos Estados Unidos no verão quando, 
dia após dia, o ar Tm do Golfo traz abafamento e trovoadas durante as tardes. Ele também é comum no 
Noroeste Pacífico no inverno quando o ar Pm instável e frio acompanhado por pancadas generalizadas 
domina o tempo por vários dias ou mais. A verdadeira ação do tempo, contudo, normalmente ocorrem não no 
interior das massas de ar, mas às suas margens, onde massas de ar com propriedades acentuadamente 
contrastantes se encontram – na zona marcada por frentes de tempo. * 
 
*A palavra “frente” é usada para denotar o choque de duas massas de ar provavelmente porque ela lembra a luta na Europa Oriental 
durante a 1ª Guerra Mundial, quando o termo se originou. 
 
 
Frentes 
 
Apesar de já termos visto as frentes brevemente no Capítulo 1, nós estamos agora em posição de estudá-las 
profundamente, o que nos auxiliará na previsão do tempo. Nós iremos agora aprender sobre a natureza geral 
das frentes – como elas se locomovem e quais padrões de tempo estão associados com elas. 
 Uma frente é a zona de transição entre duas massas de ar de densidades diferentes. Como as 
diferenças de densidade são em sua grande maioria provocadas por diferenças de temperatura, as frentes 
normalmente separam massas de ar com temperaturas contrastantes. Geralmente, elas separam massa de ar 
com diferentes umidades também. Recorde que as massa de ar têm extensões tanto horizontais quanto 
verticais; conseqüentemente, nós nos referimos à extensão superior de uma frente como superfície frontal ou 
zona frontal. 
 A Figura 8.10 mostra uma mapa de tempo simplificado ilustrando quatro frentes diferentes. Ao nos 
movermos de oeste para leste através do mapa, as frentes aparecem na seguinte seqüência: uma frente 
estacionária entre os pontos A e B; uma frente fria entre os pontos B e C; uma fente quente entre os pontos C 
e D; e uma frente oclusa entre os pontos C e L. Vamos examinar as propriedades de cada uma destas frentes. 
 
Frentes estacionárias Uma frente estacionária essencialmente não apresenta nenhum movimento. Num 
mapa de tempo colorido, ela é desenhada como uma linha alternante entre o vermelho e o azul. Semicírculos 
ficam virados para o ar mais frio na linha vermelha e triângulos apontam para o ar mais quente na linha azul. 
A frente estacionária entre os os pontos A e B na Fig. 8.10 demarca a fronteira em que o ar Pc frio e denso do 
Canadá vai de encontro às Montanhas Rochosas dispostas no sentido norte-sul. Incapaz de cruzar a barreira, o 
ar frio apresenta pouco ou nenhum movimento para oeste. A frente estacionária é desenhada ao longo de uma 
linha que separa o ar Pc do mais ameno ar Pm a oeste. Note que os ventos superficiais tendem a soprar 
paralelos à frente, mas em direções opostas em cada um dos lados dela. 
 O tempo ao longo da frente é claro a parcialmente nublado, com ar muito mais frio se estendendo no 
seu lado leste. Como ambas as massas de ar são secas, não há precipitação. Este não é sempre o caso, 
contudo. Quando ar quente e úmido se ergue por sobre o ar frio, nebulosidade generalizada e chuva fraca 
podem cobrir uma vasta área. Estas são as condições que prevalecem a norte da frente estacionária disposta 
no sentido leste-oeste desenhada na Fig. 8.6. 
 Se o ar quente a oeste começar a se mover e substituir o ar frio a leste, a frente da Fig. 8.10 não mais 
permanecerá estacionária; ela se tornará uma frente quente. Se, por outro lado, o ar mais frio deslizar por 
sobre a montanha e substituir o ar mais quente do outro lado, a frente se tornará uma frente fria. 
 
Frentes Frias A frente fria entre os pontos B e C no mapa de tempo à superfície (Fig. 8.10) representa 
uma zona onde ar polar frio, seco e estável está substituindo ar subtropical quente, úmido e instável. A frente 
é desenhada como uma linha contínua azul com os triângulos ao longo da frente mostrando a direção do seu 
movimento. Como o meteorologista soube que deveria desenhar a frente naquele local? Uma observação mais 
cuidadosa da situação nos dará a resposta. 
 O tempo nas vizinhanças imediatas desta frente fria no sudeste dos Estados Unidos é mostrado na 
Fig. 8.11. Os dados colocados no mapa representam o tempo que está acontecendo em cidades selecionadas. 
O modelo de estação usado para representar os dados de cada estação reportadora é um modelo simplificado 
que mostra a temperatura, o ponto de ovalho, o tempo presente, a cobertura de nuvens, a pressão ao nível do 
mar e a direção e velocidade do vento. O pequeno traço no canto direito inferior mostra a mudança de pressão 
– a tendência da pressão, quer aumentando (/) ou caindo (\) – durante as últimas três horas. Com todas estas 
informações, a frente pode ser devidamentelocalizada. (O Apêndice C explica os símbolos de tempo e o 
modelo de estação mais completamente.) 
 Os seguintes critérios são utilizados para localizar uma frente num mapa de tempo à superfície: 
1. acentuadas mudanças de temperatura numa distância relativamente curta 
2. mudanças no conteúdo da umidade atmosférica (como mostradas pelas marcadas alterações no ponto de 
orvalho) 
3. mudanças na direção do vento 
4. a pressão e alterações de pressão 
5. nuvens e padrões de precipitação 
 
Na Fig. 8.11, nós podemos ver um grande contraste na temperatura do ar e no ponto de orvalho em 
ambos os lados da frente. Há também um mudança do vento de sudoeste adiante da frente para noroeste atrás 
dela. Note que cada isóbara faz uma dobra quando cruza a frente, formando uma região alongada de baixa 
pressão – um cavado – que é responsável pela mudança do vento. Já que os ventos de superfície normalmente 
sopram através das isóbara em direção à baixa pressão, nós encontramos ventos com uma componente de sul 
à frente da frente e ventos com uma componente de norte atrás dela. 
Como a frente fria é uma cavado de baixa pressão, mudanças acentuadas na pressão podem ser 
significantes na localização da posição da frente. Um fato importante a ser lembrado é que a pressão mais 
baixa comumente ocorre exatamente quando a frente passa pela estação. Note que, ao passo em que você se 
move em direção à frente, a pressão cai e que, ao passo em que você se move para longe dela, a pressão sobe. 
As nuvens e os padrões de precipitação são melhor percebidos numa visão lateral da frente ao longo da 
linha X-X’ (Fig. 8.12). Nós podemos ver a partir da Fig. 8.12 que, na frente, o ar frio e denso age como uma 
cunha sob o ar quente, forçando-o para cima. Quando o ar úmido e instável ascende, ele condensa numa série 
de nuvens cumuliformes. Ventos intensos de oeste em altos níveis sopram os delicados cristais de gelo (que se 
formam no topo dos cumulonimbus) sob a forma de cirrustratus (Cs) e cirrus (Ci). Estas nuvens normalmente 
aparecem bem na vanguarda de uma frente que se aproxima. Na frente em si, uma banda relativamente 
estreita de trovoadas (Cb) produzem pancadas intensas e rajadas de vento. Atrás da frente, o ar resfria-se 
rapidamente. (Note como o nível de congelamento desce quando se cruza a frente.) Os ventos mudam de 
sudoeste para noroeste, a pressão sobe e a precipitação cessa. Ao passo em que o ar se resseca, o céu clareia, 
exceto por uns poucos persistentes cumulus de bom tempo. 
 
 
Você sabia? 
A mudança de temperatura durante a passagem de uma frente pode ser bastante dramática. Na noite de 19 de 
Janeiro de 1810, Portsmouth, New Hampshire estava com uma amena temperatura de 41ºF (5ºC). Dentro de 
poucas horas, após a passagem de uma frente fria, a temperatura despencou para -13ºF (-25ºC). 
 
 
 Observe que a borda dianteira da frente é muito inclinada. A acentuada inclinação é devida à fricção, 
que reduz a velocidade do fluxo de ar perto do solo. O ar superior segue em frente, abaulando a superfície 
frontal. Se nós pudéssemos caminhar de onde a frente toca a superfície para dentro do ar frio atrás dela por 
uma distância de 50 quilômetros, a frente estaria a cerca de 1 quilômetro acima de nós. Assim, a inclinação da 
frente – a razão entre a ascensão vertical e a distância horizontal – é de 1:50. Isto é típico para uma frente fria 
de rápido deslocamento – aquelas que se deslocam a cerca de 25 nós (48 km/h). Numa frente fria com 
deslocamento mais lento a inclinação é muito mais suave. 
 Com frentes de lento deslocamento, nuvens e precipitação normalmente cobrem uma extensa área 
atrás da frente. Quando o ar quente ascendente é estável, nuvens estratiformes, tais como o nimbustratus, 
tornam-se os tipos predominantes de nuvens e até mesmo nevoeiros podem se desenvolver na área chuvosa. 
Ocasionalmente, bem antes de uma frente de rápido deslocamento, uma linha de vigorosas pancadas e 
trovoadas, denominada linha de instabilidade, se desenvolve paralelamente e na dianteira da frente que 
avança. A Figura 8.13 mostra nuvens se desenvolvendo ao longo de uma frente fria que avança. 
 Até agora, nós consideramos os padrões de tempo gerais de frentes frias “típicas”. Há, é claro, 
exceções. Por exemplo, se o ar quente em elevação é seco e estável, nuvens espalhadas é tudo o que se forma 
e não ocorre precipitação. Em tempos extremamente secos, uma bem marcada diferença no ponto de orvalho, 
acompanhada por uma leve mudança no vento, pode ser a única pista de que uma frente está passando. 
Durante o inverno, uma séries de frias irrupções polares podem atravessar os Estados Unidos tão rapidamente 
que ar quente é incapaz de se formar à vanguarda da frente. Neste caso, um frígido ar ártico normalmente 
substitui um frio ar polar e uma queda de temperatura é a única indicação de que uma frente fria deslocou-se 
pela sua área. Ao longo da Costa Oeste, o Oceano Pacífico modifica tanto o ar que as frentes frias, tais como 
descritas na seção anterior, nunca são vistas. De fato, quando uma frente fria adentra a terra vinda do Oceano 
Pacífico, o contraste de temperatura na superfície pode ser bastante pequeno. Características topográficas 
comumente distorcem tanto o padrão de vento que localizar a posição da frente e o momento de sua passagem 
é extremamente difícil. Neste caso, a tendência barométrica é a mais confiável indicação de uma passagem 
frontal. 
 A maioria das frentes frias move-se em direção ao sul, sudeste ou leste. Mas, às vezes, elas podem se 
mover para sudoeste a partir do Canadá até a Nova Inglaterra. Frentes frias que se movem desta forma são 
chamadas de frentes frias retrocedentes. 
 Mesmo que os padrões de tempo das frentes frias apresentem várias exceções, conhecer estes 
padrões pode lhe ser vantajoso se você vive nos dois terços orientais dos Estados Unidos, onde frentes frias 
bem definidas são experimentadas. Sabê-los aumenta sua própria habilidade para elaborar previsões de tempo 
de curto alcance. Para sua referência, a Tabela 8.2 resume o tempo associado a uma frente fria ideal. 
 
Frentes Quentes Na Fig. 8.10, uma frente quente está traçada ao longo da linha vermelha contínua 
que vai do ponto C ao D. Nesta região, a borda dianteira do ar subtropical quente e úmido do Golfo do 
México toma o lugar do recuante e frio ar polar marítimo do Atlântico Norte. A direção do movimento frontal 
é dada pelos semi-círculos, os quais apontam para o ar frio; esta frente está se dirigindo para o nordeste. A 
velocidade média de uma frente quente é de cerca de 10 nós (18 km/h), ou cerca de metade da de uma frente 
fria. Durante o dia, quando ocorre mistura de ambos os lados da frente, seu movimento pode ser muito mais 
rápido. Frentes quentes freqüentemente se deslocam numa série de rápidos saltos, os quais ficam evidentes em 
mapas de tempo sucessivos. À noite, entretanto, o resfriamento radiativo gera um ar superficial frio e denso 
atrás da frente. Isto inibe tanto o levantamento quanto o progresso da frente. Quando a borda dianteira de uma 
fente quente em superfície passa por uma estação, o vento muda, a temperatura sobe e as condições de tempo 
como um todo melhoram. Para ver o porquê disto, nós iremos examinar o tempo comumente associado com a 
frente quente tanto em superfície quanto em altitude. 
 
 
Você sabia? 
Os moradores de Governour em Nova Iorque estavam tremendo de frio em 8 de Fevereiro de 1861 quando a 
temperatura do ar chegou aos -40ºF (-40ºC). Dois dias depois eles estavam quase transpirando quando, após a 
passagem de uma frente quente, a temperatura do ar subiu para 55ºF (13ºC). 
 
 
 Olhe as Figs. 8.14 e 8.15 atentamente e observe que o ar mais quente e menos denso eleva-se por 
sobre o ar mais frio e mais denso da superfície. Esta subida do ar mais quente por sobre o ar mais frio, 
denominado recobrimento, produz nuvens e precipitação muito à frente daregião de separação frontal à 
superfície. A frente quente que separa as duas massas de ar tem uma inclinação média de aproximadamente 
1:150, apesar de ela poder ser tão suave quanto 1:300 – uma forma bastante mais inclinada do que a de uma 
típica frente fria. 
 Suponha que estejamos parados na posição marcada com um P’ nas Figs 8.14 e 8.15. Note que nós 
estamos a mais de 1200 km (750 mi) adiante da frente em superfície. Nesta posição os ventos em superfície 
são fracos e variáveis. O ar é frio e praticamente a única indicação de que uma frente quente está se 
aproximando são as altas nuvens cirrus sobre nossas cabeças. Nós sabemos que a frente está se movendo 
vagarosamente em nossa direção e que dentro de mais ou menos um dia ela passará pela nossa área. Suponha 
que, ao invés de esperar que a frente passe por nós, nós nos dirijamos para ela, observando o tempo durante o 
percurso. 
Indo em direção à frente, nós notamos que os cirrus (Ci) gradualmente se espessam num véu fino e 
branco de cirrostratus (Cs) cujos cristais de gelo produzem um halo ao redor do sol.* Quase que 
imperceptivelmente, as nuvens tornam-se mais espessas e mais baixas, virando altocumulus (Ac) e altostratus 
(As) através do qual o sol se mostra apenas como um mancha esmaecida contra um céu cinza e encoberto. 
Flocos de neve começam a cair e nós estamos ainda a 500 km (300 mi) da superfície frontal. A neve aumenta 
e as nuvens se espessam na forma de uma camada de nimbostratus (Ns). Os ventos se tornam intensos e viram 
para sudeste, enquanto a pressão lentamente cai. A cerca de 300 km (180 mi) da frente a massa de ar frio à 
superfície já está bastante rasa. A temperatura do ar na superfície vai ficando moderada e, ao passo em que 
nos aproximamos da frente, a neve fraca se transforma inicialmente em pelotas de gelo. Ela então vira chuva 
congelante e finalmente chuva e chuvisco quando a temperatura do ar sobe acima do congelamento. No geral, 
a precipitação continua leve a moderada mas cobre uma extensa área. Seguindo para ainda mais perto da 
frente, um ar quente e úmido se mistura com o ar frio e úmido produzindo stratus (St) esfarrapados soprados 
pelo vento e nevoeiro. (Por esta razão, voar nas proximidades de uma frente quente é bastante arriscado.) 
 
*Se o ar quente for relativamente instável, encrespamentos ou ondas de cirrocumulus podem surgir sob a forma de um “céu 
encarneirado”. 
 
 Finalmente, após uma viajem de mais de 1200 quilômetros, nós alcançamos a fronteira superficial da 
frente quente. Ao cruzarmos a frente as mudanças no tempo são perceptíveis, mas muito menos pronunciadas 
do que aquelas experimentadas com uma frente fria; elas se mostram mais como uma transição gradual que 
uma mudança brusca. No lado quente da frente, a temperatura do ar e o ponto de orvalho sobem, o vento 
muda de sudeste para sul ou sudoeste e a pressão pára de cair. A chuva fraca termina e, exceto por uns poucos 
stratocumulus, o nevoeiro e as nuvens baixas desaparecem. 
 Este cenário da aproximação de uma frente quente representa o tempo médio de uma frente quente. 
Em alguns casos, o tempo pode diferir deste dramaticamente. Por exemplo, se o recobrimento de ar quente é 
relativamente seco e estável, apenas nuvens altas e médias se formarão e nenhuma precipitação ocorrerá. Por 
outro lado, se o ar quente quente for relativamente úmido e instável (como é comumente o caso durante o 
verão) fortes pancadas podem se denvolver ao passo em que trovoadas se tornam embebidas na massa 
nebulosa. 
 Ao longo da Costa Oeste, o Oceano Pacífico modifica significativamente o ar à superfície de forma 
que as frentes quentes se tornam difíceis de serem localizadas num mapa de tempo da superfície. Além disto, 
nem todas as frentes quentes se deslocam para o norte ou nordeste. Em raras ocasiões, uma frente quente irá 
se locomover para o litoral leste do Oceano Atlântico nos casos em que a frente contorna completamente uma 
tempestade profunda posicionada longe da costa. Os ventos frios de nordeste na vanguarda da frente 
normalmente se transformam em ventos quentes de nordeste atrás dela. Mesmo com estas exceções, conhecer 
a seqüência normal do tempo de uma frente quente será útil, especialmente se você vive a leste das Rochosas, 
onde frentes quentes se desenvolvem bem. Você pode esperar por certas nuvens e padrões de tempo e 
elaborar previsões de tempo de curto alcance razoavelmente acertadas por si próprio. A Tabela 8.3 sumaria o 
tempo típico associado com frentes quentes. 
 
Frentes Oclusas Quando uma frente fria alcança e ultrapassa uma frente quente, a divisa frontal 
criada entre as duas massas de ar é denominada frente oclusa ou, simplesmente, oclusão. Num mapa de 
tempo da superfície ela é representada por triângulos de frente fria e semi-círculos de frente quente 
alternados; ambos os símbolos apontam na direção do movimento da frente. Na Fig. 8.10, a frente oclusa está 
indicada por uma linha roxa contínua. Note que o ar atrás da frente é mais frio que o ar na dianteira da frente. 
Este tipo é conhecido como frente oclusa fria ou oclusão fria. Vejamos como esta frente se desenvolve. 
 O desenvolvimento de uma oclusão fria é mostrado na Fig. 8.16. Ao longo da linha A–A’ , a frente 
fria vem se aproximando rapidamente da vagarosa frente quente. Ao longo da linha B–B’ a frente fria 
ultrapassa a frente quente e, como podemos observar na vista vertical através de C–C’, levanta tanto a frente 
quente quanto a massa de ar quente do chão. Quando uma frente oclusa fria se aproxima, a seqüência é similar 
àquela de uma frente quente, com nuvens altas baixando e se espessando em nuvens médias e baixas, com 
precipitação se formando muito antes da frente em superfície. Como a frente representa um cavado de baixa 
pressão, ventos de sudeste e queda de pressão ocorrem antes dela. A passagem da frente, entretanto, traz um 
tempo similar àquele da frente fria: precipitação intensa, freqüentemente na forma de pancadas, com ventos 
mudando para oeste ou noroeste. Após um período de tempo úmido, o céu começa a abrir, a pressão sobe e o 
ar fica mais frio. Os tempos mais violentos normalmente ocorrem bem onde a frente fria está ultrapassando a 
frente quente, no ponto de oclusão, onde os maiores contrastes de temperatura ocorrem. Oclusões frias são o 
tipo predominante de frente que atingem os estados costeiros do Pacífico. As frentes oclusas se formam 
freqüentemente sobre o Pacífico Norte e o Atlântico Norte, assim como nas vizinhanças dos Grandes Lagos. 
 Ar polar continental sobre o leste de Washington e Oregon pode chegara a ser muito mais frio que o 
mais ameno ar polar marítimo que adentra o continente vindo do Oceano Pacífico. A Figura 8.17 ilustra esta 
situação. Observe que o ar na dianteira da frente quente é mais frio do que o ar atrás da frente fria. 
Conseqüentemente, quando a frente fria alcança e ultrapassa a frente quente, o ar mais ameno e mais leve 
atrás da frente fria é incapaz de levantar o ar mais frio e mais pesado do chão. Como resultado disto, a frente 
fria monta “nas costas” da frente quente, subindo ao longo de sua inclinação. Isto produz uma frente oclusa 
quente ou oclusão quente. O tempo na superfície associado com uma oclusão quente é semelhante àquele de 
uma frente quente. 
 Compare a Fig. 8.16 com a Fig.8.17. Note que a principal diferença entre a frente oclusa quente e a 
fria é a localização da frente nos níveis supeiores. Numa oclusão quente, a frente fria em altos níveis precede 
a frente oclusa na superfície, enquanto que numa oclusão fria a frente quente superior segue a frente oclusa na 
superfície. 
 No mundo das frentes de tempo, as frentes oclusas são as inconformistas. Em nossa discussão, nós 
tratamos as frentes oclusas como formadas quando uma frente fria ultrapassa uma frente quente. Algumas 
realmente se formam desta maneira, mas outras aparentemente se formam como novas frentes, as quais se 
desenvolvemquando uma tempestade se intensifica numa região de ar frio após as frentes fria e quente que 
passaram por ali terem seguido seu caminho e se deslocado para leste. A nova frente oclusa aparece num 
mapa de superfície como um cavado de baixa pressão separando duas massas de ar frio. Por cusa disto, 
localizar e definir frentes oclusas na superfície é freqüentemente difícil para um meteorologista. Da mesma 
forma, você também pode achar difícil reconhecer uma oclusão. A despeito disto, nós assumiremos que o 
tempo associado com as frentes oclusas se comporta de uma maneira similar àquela mostrada na Tabela 8.4. 
 Os sistemas frontais descritos até agora são, na verdade, parte de um sistema de tempestade muito 
maior – o ciclone das latitudes médias. A seção seguinte detalha estas tempestades, explicando onde, por que 
e como elas se formam. 
 
 
 
 
Ciclones da Latitudes Médias 
 
Os primeiros previsores de tempo estavam cientes de que precipitações geralmente acompanhavam quedas 
barométricas e áreas de baixas pressões. Apesar disto, só após a virada do século passado foi que os cientistas 
começaram a organizar as informações que deram origem as idéias da moderna meteorologia e do 
desenvolvimento de tempestades ciclônicas. 
 
 
Você sabia? 
Em média, uma tempestade ciclônica das latitudes médias derrama pelo menos 200 trilhões de libras (90,9 
trilhões de quilogramas) de água na superfície da terra durante seu ciclo de vida de vários dias. 
 
 
 Trabalhando principalmente a partir de observações de superfície, um grupo de cientistas em Bergen, 
Noruega, desenvolveu um modelo explicando o ciclo de vida de uma tempestade extratropical; isto é, uma 
tempestade que se forma nas latitudes médias e altas, fora dos trópicos. Este extraordinário grupo de 
meteorologistas incluía Vilhelm Bjerknes, seu filho Jacob, Halvor Solberg e Tor Bergeron. Eles publicaram 
sua teoria pouco depois da Primeira Guerra Mundial. Ela foi amplamente aclamada e tornou-se conhecida 
como a “teoria da frente polar para uma onda ciclônica em desenvolvimento” ou, simplesmente, a teoria da 
fente polar. O que estes meteorologistas deram ao mundo foi um modelo funcional de como um ciclone das 
latitudes médias progride através das etapas de nascimento, crescimento e dissipação. Uma parte importante 
do modelo envolvia o desenvolvimento do tempo ao longo da frente polar. Conforme novas informações 
tornaram-se disponíveis, o trabalho original foi modificado, de forma que, hoje, ele serve como um modo 
conveniente para descrever a estrutura e o tempo associado com um sistema tempestuoso migratório. 
 
A Teoria da Frente Polar O desenvolvimento de uma onda ciclônica, de acordo com o modelo 
norueguês, se inicia ao longo da frente polar. Você vai se recordar (de nossa discussão sobre a circulação 
geral no Capítulo 7) de que a frente polar é uma semicontínua fronteira global que separa o ar frio polar do ar 
quente subtropical. Os estágios de uma onda ciclônica em desenvolvimento estão ilustrados na seqüência de 
mapas de tempo de superfície mostrados na Fig. 8.18. 
 A Figura 8.18 mostra um segmento da frente polar enquanto uma frente estacionária. Ele representa 
um cavado de baixa pressão com altas pressões em ambos os lados. O ar frio do norte e o ar quente do sul 
fluem paralelamente à frente, mas em direções opostas. Este tipo de fluxo ocasiona um cizalhamento de vento 
ciclônico. Você pode entender o cizalhamento mais claramente se puser uma caneta entre as palmas de suas 
mãos e mover sua mão esquerda em direção ao seu corpo; a caneta se move anti-horariamente, 
ciclonicamente. 
 Sob as condições adequadas (a serem descritas), uma dobra de aspecto ondulatório se forma na 
frente, como mostrado na Fig. 8.18b. A onda formada é conhecida como onda frontal. Observar a formação 
de uma onda frontal numa mapa de tempo é como estar ao lado de uma onda sobre a água, observando-a: ela 
primeiro cresce, depois se quebra e finalmente se dissipa. É por isto que um sistema tempestuoso ciclônico é 
conhecido como onda ciclônica. A Figura 8.18b mostra a onda recém formada, com uma frente fria seguindo 
em direção ao sul e uma frente quente movendo-se para o norte. A região de mais baixa pressão fica na junção 
da duas frentes. Ao passo em que o ar frio desloca o ar quente para cima ao longo da frente fria e o 
recobrimento ocorre na vanguarda da frente quente, uma estreita banda de precipitação se forma (área 
sombreada). Governado pelos ventos em altitude, o sistema tipicamente se move para leste ou para nordeste e 
gradualmente se transforma numa onda aberta completamente desenvolvida entre 12 a 24 horas (Fig. 18.8c). 
A pressão no centro então fica bem mais baixa e várias isóbaras envolvem o ápice da onda. Estas isóbaras 
mais proximamente reunidas geram um fluxo ciclônico mais intenso ao passo que o vento redemoinha anti-
horariamente e para dentro em direção ao centro de baixa. A precipitação se forma numa extensa faixa na 
dianteira da frente quente e ao longo de uma estreita faixa da frente fria. A região de ar quente entre as frentes 
quente e fria é conhecida como setor quente. Nesta região, o tempo tende a ser parcialmente nublado, apesar 
de que pancadas isoladas podem ocorre se o ar estiver instável. 
 A energia para a tempestade é derivada de várias fontes. Quando as massas de ar tentam entrar em 
equilíbrio, o ar quente ascende e o ar frio desce, transformando energia potencial em energia cinética (ou seja, 
energia do movimento). A condensação fornece energia para o sistema na forma de calor latente e quando o ar 
da superfície converge em direção ao centro a velocidade dos ventos pode aumentar, produzindo um aumento 
da energia cinética. 
 Quando a onda aberta vai para o leste, a pressão no centro continua a cair e os ventos sopram mais 
vigorosamente. A mais rápida frente fria constantemente chega mais e mais perto da frente quente, reduzindo 
o setor quente a uma área menor, como mostrado na Fig. 8.18d. Por fim, a frente fria ultrapassa a frente 
quente e o sistema se torna ocluso. Quando isto ocorre, a tempestade normalmente se encontra no máximo de 
sua intensidade, com nuvens e precipitação cobrindo uma extensa área. O intenso sistema de tempestade 
mostrado na Fig. 8.18e gradualment se dissipa, porque o ar frio agora se encontra em ambos os lados da frente 
oclusa. Sem o suprimento de energia fornecido pelo ar quente e úmido ascendente, a velha tempestade 
começa a se dissipar e gradualmente desaparece (Fig. 8.18f). Ocasionalmente, contudo, uma nova onda se 
forma na lado oeste da frente fria que se desloca. Nós podemos pensar na seqüência de uma onda ciclônica 
em desenvolvimento como um redemoinho turbulento num curso de água que se forma atrás de um obstáculo, 
se move com o fluxo e gradualmente desaparece rio abaixo. O ciclo de vida completo de uma onda ciclônica 
pode durar de uns poucos dias a até mais de uma semana. 
 A Figura 8.19 mostra uma série de ondas ciclônicas em vários estágios de desenvolvimento ao longo 
de uma frente polar no inverno. Tal sucessão de tempestades é conhecida por “família” de ciclones. Observe 
que a norte da frente estão os anticiclones frios; ao sul, sobre o Oceano Atlântico, está a quente e semi-
permanente alta das Bermudas. A frente polar em si desenvolveu uma série de sinuosidades e no ápice de 
cada curvatura está um ciclone. O ciclone sobre as planícies setentrionais (Baixa 1) está começando a se 
formar; o que está ao longo da Costa Leste (Baixa 2) é uma onda aberta; e o sistema próximo à Islândia está 
se dissipando. Se a taxa média de deslocamento de um ciclone ondulatório do nascimemto à dissipação for de 
25 nós (45 km/h), então é inteiramente possível que uma tempestade desenvolva-se sobre a parte central dos 
Estados Unidos, intensifique-se numa grande tempestade sobre a Nova Inglaterra, oclua sobre o oceano e 
alcance a costa da Inglaterra no seu estágio de dissipaçãomenos de uma semana após ter se formado. Até 
agora nós consideramos o modelo da frente polar para um ciclone ondulatório em desenvolvimento, o qual 
representa uma versão bastante simplificada dos estágios pelos quais um sistema tempestuoso das latitudes 
médias deve passar. Na verdade, poucas tempestades (se é que há alguma) seguem ao modelo exatamente. 
Todavia, ele serve enquanto uma boa base para o entendimento da estrutura das tempestades. Assim sendo 
mantenha o modelo em sua mente ao ler as seções seguintes. (Informações sobre tempestades que se formam 
em outros planetas são dadas na Seção Foco na p. 212.) 
 
 
Você sabia? 
As tempestades das latitudes médias são conhecidas por alterarem o curso da História. Uma destas 
tempestades, em Março de 1776, forçou os britânicos a cancelarem um ataque anfíbio maciço em Dorchester 
Heights, em Boston, onde o General Washington mantinha uma posição bem fortificada. A tempestade evitou 
que Dorchester Heights se tornasse um histórico e sangrento campo de batalhas, tal como Lexington, Concord 
e Bunker Hill. 
 
 
O Desenvolvimento de Ciclones e Anticiclones Qualquer desenvolvimento ou fortalecimento de um 
ciclone é chamado de ciclogênese. Nos Estados Unidos há regiões que mostram propensão para ciclogêneses, 
incluindo as encostas orientais das Rochosas, onde uma tempestade que se forme ou que ganhe força é 
chamada de baixa de sotavento por ser formada do lado oposto ao que o vento bate na montanha. Outras 
áreas que exibem ciclogêneses são a Grande Bacia, o Golfo do México e o Oceano Atlântico ao leste das 
Carolinas. Próximo ao Cabo Hatteras, na Carolina do Norte, por exemplo, a água quente da Corrente do Golfo 
pode fornecer umidade e calor à região ao sul de uma frente estacionária, aumentando, assim, o contraste 
entre as duas massas de ar a um ponto em que as tempestades podem súbita e inesperadamente brotar ao 
longo da frente. Como visto antes, estes ciclones normalmente vão para nordeste ao longo da Costa Atlântica, 
trazendo ventos fortes e chuva ou neve intensas para as áreas costeiras. (Veja a Fig. 8.20). Antes da era das 
comunicações e previsões de tempo modernas tais tempestades costeiras freqüentemente passariam sem que 
fossem detectadas pelos seus estágios de formação; e às vezes uma previsão de tempo noturna de “claro e 
frio” ao longo do litoral leste tinha de ser mudada para “nevada forte” pela manhã. Por sorte, com o acúmulo 
de informações sobre o tempo e as técnicas de previsão atuais, estas tempestades raramente chegam de 
supresa. 
 Ondas frontais que se desenvolvem em grandes tempestades normalmente se formam de súbito, 
crescem e lentamente se dissipam com o processo inteiro levando vários dias a uma semana. Outras ondas 
ficam pequenas e nunca crescem a ponto de se tornarem grandes produtoras de tempo. Por que é que algumas 
ondas se desenvolvem em grandes tempestades enquanto outras simplesmente se dissipam em mais ou menos 
um dia? 
Esta pergunta constitui um dos verdadeiros desafios da previsão de tempo. A resposta é complexa. 
De fato, há várias condições à superfície que realmente influenciam a formação de uma onda, incluindo 
cadeias montanhosas e contrastes de temperatura entre o oceano e a terra. Contudo, a verdadeira chave para o 
desenvolvimento de um ciclone ondulatório está no fluxo de vento superior, na região da corrente de oeste dos 
altos níveis. Por isso, antes que possamos chegar a uma resposta razoável para nossa pergunta, nós precisamos 
ver com os ventos em altitude influenciam os sistemas de pressão na superfície. 
No Capítulo 7, nós aprendemos que os sistemas térmicos de pressão são pouco profundos e que 
perdem força com a altitude. Por outro lado, sistemas tempestuosos superficiais em desenvolvimento são 
baixas profundas que normalmente se intensificam com a altura. Isto significa que uma área de baixas 
pressões na superfície irá aparecer numa carta de altos níveis seja como uma baixa fechada ou como um 
cavado. 
Suponha que a baixa em altos níveis esteja diretamente sobre a baixa em superfície (veja a Fig. 8.21). 
Note que apenas na superfície os ventos sopram para dentro do centro da baixa. Ao passo em que estes ventos 
convergem (fluem para um mesmo ponto) e o ar “se amontoa”, a densidade do ar aumenta diretamente sobre a 
baixa em superfície. Este aumento de massa faz com que as pressões na supeerfície subam; gradualmente, a 
baixa é preenchida e a baixa na superfície dissipa-se. O mesmo raciocínio pode ser aplicado aos anticiclones 
em superfície. Os ventos sopram para fora, afastando-se do centro de altas pressões à superfície. Se uma alta 
fechada ou uma crista estiver diretamente sobre um anticiclone em superfície, a divergência (o espalhamento 
do ar) na superfície removerá o ar da coluna diretamente sobre a alta. As pressões à superfície caem e o 
sistema se enfraquece. Conseqüencialmente, parece que, se os sistemas de pressões em altos níveis estiverem 
sempre localizados sobre aqueles à superfície, os ciclones e anticiclones iriam dissipar-se pouco depois de se 
formarem (se é que chegariam a se formar). O que é, então, que permite que estes sistemas se desenvolvam e 
se intensifiquem? 
 
Ondas na Corrente de Oeste Recorde, a partir do que foi visto no Capítulo 6, que o fluxo em altitude 
sobre as latitudes médias constitui-se normalmente de uma série de cavados e cristas. Olhe a Fig. 8.22a e 
observe que a distância entre dois cavados, denominada onda longa, tem comumente milhares de milhas de 
largura. Tipicamente, a todo momento, há entre quatro e seis destas ondas volteando ao redor da terra. Estas 
ondas longas são também conhecidas como ondas de Rossby, em homenagem a C. G. Rossby, um famoso 
meteorologista que estudou cuidadosamente seu movimento. Na Fig. 8.22a, pode-se ver que embebidas nas 
ondas longas existem ondas curtas que são perturbações menores ou encrespações. 
 Note na Fig. 8.22b que, enquanto as ondas longas deslocam-se para leste muito vagarosamente, as 
ondas curtas deslocam-se bastante rapidamente ao longo das ondas longas. Geralmente, as ondas curtas se 
tornam mais profundas quando se aproximam de um cavado de onda longa e se enfraquecem quando se 
aproximam de uma crista. Note também na Fig. 8.22b que, quando uma onda curta mergulha num cavado de 
onda longa, o cavado tende a tornar-se mais profundo. O fluxo superior é agora capaz de providenciar os 
ingredientes necessários para o desenvolvimento ou intensificação de uma tempestade ciclônica na superfície. 
 
Convergência e Divergência de Ar O empilhamento de ar sobre uma região é chamado 
convergência, ao passo que o espalhamento de ar sobre uma região é chamado divergência. Para que os 
ciclones e anticiclones das latitudes médias se mantenham ou intensifiquem, os ventos superiores devem 
soprar de tal forma que zonas de ar convergente e divergente se formem. (Informações adicionais sobre 
convergência e divergência são dadas na Seção Foco na p. 215.) 
 Na Fig. 8.23, note que os ventos à superfície estão convergindo ao redor do centro da baixa enquanto 
que em altitude, diretamente sobre a baixa, os ventos estão divergindo. Para que a baixa em superfície se 
transforme num grande sistema de tempestades, a divergência do ar em altos níveis tem de ser maior que a 
convergência do ar à superfície. (Mais ar deve ser removido acima da tempestade do que o que é introduzido 
à superfície.) Quando este evento se sucede, a pressão à superfície cai, e nós dizemos que o sistema 
tempestuoso está se intensificando ou se aprofundando. Se o oposto ocorrer (mais ar conflui à superfície do 
que o que é removido no topo), a pressão à superfície sobe e o sistema tempestuoso enfraquece e 
gradualmente se dissipa. 
 
 
Foco numa Observação: 
Tempestades em Outros Planetas 
 
A Terra não é o único planeta que tem tempestades. Provavelmente a mais bem conhecida e, certamente, a 
maior de todas as tempestadesno nosso sistema solar é a Grande Mancha Vermelha de Júpiter – um 
gigantesco e remoinhante torvelinho avermelhado que tem persistido na atmosfera de Júpiter por 300 anos. 
 A Grande Mancha Vermelha (que é cerca de três vezes maior que a Terra) gira anti-horariamente no 
hemisfério sul de Júpiter (Fig. 4). Os ventos que circulam ao redor da mancha levam mais ou menos seis dias 
para completar uma rotação. Ao contrário da máquina de tempos terrestre, que é movida pelo sol, as enormes 
nuvens turbilhonantes de Júpiter parecem ser movidas por um desabante núcleo de hidrogênio quente. A 
energia desta região mais baixa ascende em direção à superfície onde ela (junto com a rápida rotação de 
Júpiter) movimenta as camadas nebulosas em bandas mais ou menos horizontais. A Grande Mancha 
Vermelha, assim como as brancas menores, aparentemente se formam quando duas camadas fluentes de 
nuvens se cruzam em rápida velocidade e em direções opostas. 
 Apesar de a Grande Mancha Vermelha ser similar à uma tempestade na Terra, ela também é 
diferente. Na Terra, uma tempestade das latitudes médias ou um furacão no Hemisfërio Sul gira horariamente 
(devido ao efeito Coriolis) ao redor de um centro de baixa pressão. A Grande Mancha Vermelha, contudo, 
gira anti-horariamente ao redor de seu centro, o que significa que a Mancha Vermelha deve ser uma 
tempestade girando ao redor de um centro de alta pressão. 
 Em 1989, quando a Voyager 2 voou por Netuno, ela fotografou (no hemisfério sul de Netuno) uma 
extensa e negra forma ovalada conhecida como a Grande Mancha Negra (Fig. 5). Ela, como a Grande Mancha 
Vermelha de Júpiter, parece ser uma tempestade que gira anti-horariamente ao redor de um centro de alta 
pressão. Fotos posteriores revelaram manchas escuras e brilhosas menores que tendem a mover-se ao redor do 
planeta a várias velocidades. Também visíveis eram umas nuvens brancas e em feixes semelhantes a cirrus, 
provavelmente compostas de cristais de gelo de metano. 
 Tempestades redemoinhantes similares também foram detectadas no planeta Saturno. Um enorme 
sistema de nuvens media mais de duas vezes o diâmetro da Terra. Saturno parece ser pontilhado de 
tempestades, a maioria delas pequenas demais para serem observadas da Terra. À medida que nós 
aprendemos mais sobre os mecanismos que produzem tempestades em outros planetas, espera-se que nós 
obtamos um melhor entendimento do funcionamento da nossa própria atmosfera. 
 
 
 
 Note também na Fig. 8.23 que os ventos à superfície estão divergindo ao redor do centro da alta, 
enquanto que em altitude, diretamente sobre o anticiclone, eles estão convergindo. Para que a alta em 
superfície se fortaleça, a convergência de ar nos níveis superiores deve exceder a divergência de ar em baixos 
níveis (mais ar deve ser introduzido sobre o anticiclone do que é removido à superfície.) Quando isto 
acontece, a pressão atmosférica à superfície aumenta e dizemos que a área de alta pressão está crescendo. 
 Nós podemos ver na Fig. 8.23 que a convergência de ar em altitude causa uma acumulação de ar 
acima da alta em superfície, o que permite que o ar afunde lentamente e substitua o ar divergente abaixo. 
Sobre a baixa em superfície, a divergência permite que o ar que converge embaixo ascenda e flua para longe 
no topo da coluna. 
 Na atmosfera, quando uma onda curta perturba o fluxo em altitude, como mostrado na carta de ar 
superior da Fig. 8.24 uma região de ar convergente se forma a oeste e uma região de ar divergente se forma a 
leste. Note que a área de divergência está diretamente sobre a baixa em superfície e que a área de 
convergência está diretamente sobre a alta em superfície. Esta configuração significa que para a tempestade 
em superfície se intensificar, o cavado em altos níveis deve estar localizado atrás (ou a oeste) da baixa em 
superfície. Quando o cavado de altos níveis está nesta posição, a atmosfera é capaz de redistribuir sua massa, 
ao passo em que regiões de convergência em altos níveis são compensadas por regiões de divergência em 
altos níveis e vice-versa. 
 
 
Você sabia? 
Uma profunda área de baixa pressão com rajadas de vento de 150 milhas por hora (240 km/h) em Janeiro de 
1921 destruiu oito vezes mais abetos de Douglas em Washington e Oregon do que a grande explosão 
vulcânica do Monte St. Helena em Maio de 1980. 
 
 
 Os ventos em altitude dirigem o movimento dos sistemas de pressão à superfície. Como os ventos 
sobre a tempestade estão soprando de sudoeste, a baixa em superfície deve mover-se para nordeste. Os ventos 
de noroeste sobre a alta em superfície devem dirigi-la para o sudeste. Estes caminhos são típicos, em média, 
do movimento dos sistemas de pressão à superfície nos dois terços orientais dos Estados Unidos. (Veja a Fig. 
8.25.) 
 
O Papel da Corrente de Jato As correntes de jato desempenham uma parte adicional na formação dos 
ciclones e anticiclones da superfície. Quando a corrente de jato flui num padrão ondulante de oeste para leste 
(como ilustrado na Fig. 8.26a), cavados e cristas profundos se formam no fluxo em altitude. Note que no 
cavado um intenso núcleo de ventos – um máximo do jato – se forma. O encurvamento da corrente de jato 
junto com velocidades variantes dos ventos ao redor do máximo do jato produzem regiões de intensa 
convergência e divergência ao longo dos flancos do jato. A região de ar divergente sobre a tempestade suga o 
ar quente da superfície para cima em direção ao jato, o qual rapidamente carrega o ar ao longo do fluxo, 
fazendo com que a pressão da baixa em superfície caia rapidamente. Sobre o anticiclone, o ar frio e denso 
introduzido ao sul pela corrente de jato lentamente afunda para substituir o ar divergente da superfície. Daí, 
nós encontramos a corrente de jato removendo ar de sobre o ciclone à superfície e fornecendo ar para o 
anticiclone à superfície. Além disto, a subsidência do ar frio e a ascensão de ar quente fornece energia para os 
ciclones em desenvolvimento ao passo em que energia potencial é transformada em energia de movimento 
(energia cinética). 
 
 
Foco num Tópico Específico: 
Olhando a Convergência e a Divergência Mais de Perto 
 
A convergência e a divergência do ar podem resultar de alterações na direção do vento. Por exemplo, a 
convergência ocorre quando o ar que se desloca é afunilado em uma área, de uma forma muito parecida com a 
que os carros convergem quando entram numa rodovia congestionada. A divergência ocorre quando o ar se 
esparrama, de uma forma bem parecida com a que os carros se separaram quando uma rodovia de pista dupla 
congestionada se torna uma de três pistas. Numa carta de altos níveis (Fig. 6), este tipo de convergência 
(também chamado de confluência) ocorre quando as linhas de contorno vão se aproximando quando um vento 
constante flui paralelo a elas. Na mesma carta, este tipo de divergência (também chamada de difluência) 
ocorre quando as linhas de contorno vão se afastando quando um vento constante flui paralelo a elas. 
 A convergência e a divergência também podem resultar de mudanças na velocidade do vento. A 
convergência ocorre quando o vento perde velocidade enquanto se desloca, ao passo que a divergência ocorre 
quando o vento ganha velocidade. Nós podemos compreender estas relações mais claramente se imaginarmos 
as moléculas do ar marchando numa tropa. Quando os marchadores da frente desaceleram, o resto dos 
membros da tropa se espremem, causando convergência; quando os marchadores da frente começam a correr, 
os membros da tropa se afastam entre si, ou divergem. Em suma, convergência por velocidade acontece 
quando a velocidade do vento diminui a sotavento e divergência por velocidade acontece quando a velocidade 
do vento aumenta a sotavento. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Você sabia? 
Em Março de 1888, uma tempestade ciclônica das latitudes médias deslocando-se para o nordeste ao longo da 
costa da América do Norte produziu a lendária