Trabalho de Bioclimatologia

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Trabalho de Bioclimatologia 
 
 
Unidade 4 - Circulação geral da atmosfera 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Nome: José Carlos Piller Rochimant 
 
Matrícula: 201201621267 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Índice 
 
Unidade 4 - Circulação geral da atmosfera. 
4.1. Balanço de energia na atmosfera. 
4.1.1. Movimentos atmosféricos e o transporte meridional de energia e padrões de 
circulação de grande escala e clima. 
4.1.2. Circulações regionais: a ZCIT e o Sudeste brasileiro. 
4.2. Massas de ar atuantes no Brasil. 
4.2.1. Massas de ar continentais e oceânicas. 
4.2.2. Massas equatoriais e tropicais. 
4.2.3. Massas polares. 
4.2.4. Interpretação de fenômenos atmosféricos: 
4.2.5. Tipos de massas de ar. 
4.3. Interpretação de imagens de satélites, acompanhamento das condições do tempo. 
4.4. Metodologia de foto interpretação de imagens de fenômenos meteorológicos. 
4.5. Ciclos biogeoquímicos relacionados a atmosfera 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Unidade 4 - Circulação geral da atmosfera 
 
A diferenciação no balanço de radiação e heterogeneidade da superfície terrestre 
origina variações no campo da pressão atmosférica que, por sua vez, dão origens ao 
deslocamento do ar atmosférico, transferindo energia térmica das regiões de maior 
ganho de energia para as regiões de menor ganho. O comportamento médio, durante 
certo número de dias, do deslocamento do ar ao redor da Terra, denomina-se de 
circulação global ou geral da atmosfera. 
 
 Modelo de circulação global 
 
Para estudar a circulação global é conveniente fazer referência a propostas de 
modelos, ou seja, a um esquema físico-gráfico que represente suas principais 
características e considerações físicas. É conveniente também observar como se podem 
explicar as trocas de calor e massa entre as diversas zonas climáticas do globo. 
 O primeiro modelo de circulação geral foi proposto por Hadley em 1735. 
Compreendia, para cada hemisfério, uma única célula de circulação da atmosfera, 
conforme mostra a Figura a baixo. Há várias divergências a respeito desse tipo de 
circulação que, além disso, não está de acordo com os dados de observação de que 
atualmente se dispõe. 
 
 
 Circulação global numa Terra sem rotação 
 
Como se pode perceber na Figura 2, cada hemisfério tem apenas uma célula de 
circulação, ou seja, apenas um sistema de circulação ou deslocamento de massa de ar. 
Em 1928, Bergeron, meteorologista sueco, propôs um modelo de circulação composto 
de três células. Esse modelo foi modifi cado por Rossby em 1947, e está representado a 
seguir: 
 
– Circulação global idealizada no modelo de circulação de três células. 
 
 A vantagem desse modelo é que ele indica a existência de uma zona em cima da 
posição média do cinturão de altas pressões temperadas e equatoriais. Explica 
igualmente os movimentos ascendentes e o tempo nublado ou chuvoso em torno da 
posição média das baixas pressões temperadas e equatoriais. 
As três células da Figura a cima, que são encontradas em cada hemisfério, 
compreendem: 
 
a) Uma célula tropical, análoga a da primeira figura (célula a); 
b) uma célula extratropical (ou célula da frente polar, célula b); e 
c) as regiões situadas do lado polar das depressões temperadas (célula c). 
 
 A célula tropical é mais complexa do que a polar, em particular devido às 
complicações que introduz a natureza migratória da frente polar. Além disso, a 
circulação média, nessa célula, é mais fraca do que a célula tropical. As partes das 
frentes frias representadas por traços correspondem a alturas cujos contrastes frontais 
estão frequentemente atenuados. Em particular, uma mistura de ar polar se produz nas 
partes mais baixas das frentes, sobretudo quando penetra nas regiões subtropicais. Esse 
processo leva à dissipação das frentes frias quando chegam a essas regiões. A circulação 
do lado polar nas latitudes de 60° é ainda mal conhecida. Deduz-se, por meio de 
observações, que a circulação ali é mais fraca do que nas latitudes médias e baixas. 
Todavia, é de se esperar que ocorram movimentos ascendentes na proximidade das 
depressões temperadas em relação à convergência das camadas baixas em torno dos 60° 
de latitude. 
 
4.1. Balanço de energia na atmosfera 
 
 O balanço energético, também chamado de balanço radiativo é um termo usado 
na climatologia para indicar a quantidade de energia (ε) que entra em nosso planeta, em 
relação à quantidade de energia que deixa a atmosfera, rumo ao espaço, seguindo o que 
fora proposto por Isaac Newton em sua Lei da conservação da energia 
Existe um balanço quase perfeito entre a quantidade de radiação solar incidente 
e a quantidade de radiação terrestre (sistema Terra-atmosfera) retornada para o espaço; 
caso contrário, o sistema Terra-atmosfera estaria progressivamente se aquecendo ou 
resfriando. Vamos examinar este balanço na a seguir, usando 100 unidades para 
representar a radiação solar interceptada no topo da atmosfera. 
 
 
 
Da radiação total interceptada pela Terra (sistema Terra-atmosfera), 
aproximadamente 30 unidades são refletidas de volta para o espaço. As restantes 70 
unidades são absorvidas, 19 unidades pela atmosfera e 51 unidades pela superfície da 
Terra (Terra-oceano). Se toda a energia absorvida pela Terra fosse reirradiada 
diretamente para o espaço, o balanço de calor da Terra seria muito simples. Contudo, 
conforme vimos anteriormente, certos gases na atmosfera atuam no sentido de retardar a 
perda de radiação terrestre, absorvendo uma boa parte dela e reirradiando grande parte 
desta energia de volta para a Terra. Como resultado deste processo, a superfície da Terra 
recebe uma grande quantidade de radiação de onda longa da atmosfera (95 unidades). 
(A atmosfera na realidade emite mais energia que a quantidade de energia solar 
absorvida pela Terra, devido ao efeito estufa) A superfície da Terra, por sua vez, irradia 
116 unidades de energia de onda longa para a atmosfera. Portanto, nesta 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. A radiação entre 8 a 11 escapa mais 
facilmente porque o vapor d'água e o dióxido de carbono não absorvem estes 
comprimentos de onda. 
Até agora contamos uma perda de 21 das 51 unidades de radiação de onda curta 
absorvidas pela superfície da Terra. E as 30 unidades restantes? Parte desta energia é 
transferida da superfície da Terra para a atmosfera através de 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. Por exemplo, a 
mudança da água líquida para vapor exige fornecimento de calor latente, enquanto a 
transformação de vapor para líquido libera calor latente. Outra parte das 30 unidades é 
transferida da superfície da Terra para a atmosfera por calor sensível (condução e 
convecção). 
Um balanço geral é obtido porque a atmosfera emite 64 unidades de energia para 
o espaço como radiação de onda longa, fechando o balanço entre radiação incidente e 
radiação emitida. 
Fluxos radiativos e não-radiativos de energia na interface superfície terrestre-
atmosfera caracterizam as trocas energéticas que determinam os regimes térmicos do 
solo, água, vegetação e ar atmosférico. Determinando-se (estimando ou medindo) a 
magnitude destes fluxos num dado intervalo de tempo e área, obtem-se o balanço de 
energia. 
Fluxos Radiativos 
Balanço de radiação de ondas curtas 
 
Balanço de radiação de ondas longas 
Onde Rnl= radiação líquida de onda longa que deixa a superfície do solo(MJ m-2 dia1); 
σ = constante de Stefan-Boltzmann (4,03E-9 MJ K-4 m-2 dia-1); Tx = temperatura 
máxima absoluta do ar num intervalo de 24 h (K, sendo K = o C+273.16); Tn = 
temperatura mínima absoluta do ar num intervalo de 24 h (K); ea = pressão atual de 
vapord’água do ar atmosférico (kPa); Rg/Rgo = razão de radiação de onda curta (≤ 1); 
Rg = medido ou estimado pela equação 2 (MJ m-2 dia-1) e Rgo = estimado pelas 
equações 3 ou 4 (MJ m-2 dia-1). 
• Significado do termo: 
 
• Significado do termo: 
 
Radiação líquida 
Rn = Rns – Rnl 
 
Fluxos Não-Radiativos 
• A radiação líquida Rn é a fonte básica de energia para aquecimento do ar 
(fluxo de calor sensível QH), aquecimento do solo (fluxo de calor sensível QG) e 
evaporação da água (fluxo de calor latente QE). 
Rn=QE +QH +QG 
onde QH, QE e QG representam fluxos não-radiativos de energia. 
 
 
 
Valores representativos no período diurno dos componentes da equação acima e 
para uma área de solo seco e nu e para uma área de cultura sem deficiência de água e 
em fase de máximo desenvolvimento vegetativo (JURY et al., 1991). 
 
Segundo a equação apresentada a “Energia recebida = Energia perdida”, ou seja, 
Isso é válido quando a superfície é um plano, portanto sem massa. Quando se considera 
um volume, a exemplo do perfil do solo, deve-se levar em conta o armazenamento de 
energia no referido volume. 
 “Energia recebida– Energia perdida= Variação no Armazenamento de Energia” 
 
Tem-se três situações: 
 a) E entra > E sai → ∆Q > 0 → fluxo convergente, resulta em aquecimento do volume. 
b) E entra < E sai → ∆Q < 0 → fluxo divergente, resulta em resfriamento do volume. 
c) E entra = E sai → ∆Q = 0 e, portanto a temperatura do meio não muda. 
Balanço de Energia numa Folha 
• A importância relativa da reflexão, transmissão e absorção é governada pela estrutura 
interior da folha e propriedades radiativas dos principais pigmentos da planta 
(especialmente clorofila e carotenóides). 
 
 
Valores médios de coeficientes de reflexão, transmissão e absorção de folhas 
verdes para diferentes comprimentos de onda (OKE, 1995). 
 
 
Esquema dos fluxos envolvidos no balanço de radiação (esquerda) e de energia (direita) 
de uma folha isolada. (OKE, 1995). 
4.1.1. Movimentos atmosféricos e o transporte meridional de energia e padrões de 
circulação de grande escalam e clima. 
 
Entende-se por Circulação Atmosférica a movimentação das massas de ar. Essa 
movimentação ocorre na Troposfera, à camada da atmosfera mais próxima da Terra. 
A circulação atmosférica ocorre em razão do desequilíbrio da radiação recebida 
pela Terra ao longo de sua extensão. As regiões que se localizam mais próximas da 
Linha do Equador recebem mais radiação solar e, conseqüentemente, tornam-se mais 
aquecidas. 
 Enquanto nas regiões polares, o índice de radiação é menor e o aquecimento 
também. Desse modo, para que haja um maior equilíbrio, acontecem muitas trocas de 
massas de ar entre as regiões mais quentes e as mais frias. 
A movimentação das massas de ar só é possível graças às diferenças de pressão. 
O ar frio é mais pesado e, por isso, tende a descer e provocar uma pressão maior, 
enquanto o ar quente tende a subir e diminuir a pressão da atmosfera. Como a decida do 
ar frio e a subida do ar quente acontece simultaneamente, observa-se uma 
movimentação constante e circular dessas massas, que é responsável pela ocorrência dos 
ventos e pelas variações climáticas. 
O padrão da circulação da atmosfera se dá através de três células de 
movimentação (ver esquema abaixo), que são conseqüências diretas dos movimentos de 
rotação e de translação. 
 
 
 
Esquema das massas de ar do planeta Terra; observe a direção dos movimentos de 
cada célula 
 
A primeira célula de movimentação é a célula tropical. Ela ocorre nas regiões de 
baixa latitude (mais próximas da Linha do Equador). É caracterizada pelo movimento 
em direção aos pólos acontecer na porção superior da atmosfera. 
A segunda célula de movimentação é a célula de Ferrel ou célula das latitudes 
médias. Como o nome indica, ela ocorre nas latitudes intermediárias (entre a Linha do 
Equador e os pólos). Caracteriza-se pela direção do movimento em direção aos pólos 
ocorrer na porção inferior da atmosfera 
A terceira célula de movimentação é a célula polar. O ar proveniente das outras duas 
células, ao alcançar os pólos, desce e forma uma forte pressão polar. Em seguida, a 
superfície desloca esse ar para zonas de menor pressão e para as zonas tropicais. 
 
O transporte meridional de energia na atmosfera, e representado pela equação 
 
Realizados por circulações com diferentes escalas espaciais e temporais. Assim, 
estatisticamente, o transporte meridional de energia pode decompor-se no transporte 
pela média zonal da circulação meridional e no transporte pelos desvios em relação à 
média zonal. Este último pode ainda dividir-se no transporte pelas componentes 
transientes e estacionárias. 
A grande variabilidade espacial e temporal da circulação atmosférica limita a sua 
compreensão para diferentes escalas e para períodos mais alargados. Na larga escala, a 
circulação atmosférica apresenta algumas regularidades, no entanto, na escala regional, 
surgem anomalias que é necessário quantificar e analisar. A decomposição estatística do 
transporte de energia nas diferentes estruturas da circulação permite ultrapassar parte 
destas dificuldades, quando se consideram médias mensais, sazonais ou anuais (Peixoto 
& Oort 1992). 
 Representando por X uma forma de energia incluída na equação; 
 
 
a média temporal do fluxo meridional de X pode ser decomposta no transporte pelas 
componentes médias e pela covariância, como se segue 
 
 
onde ) ( e ) ( ' , representam respectivamente a média temporal e o desvio em relação à 
média temporal 
 Considerando a média zonal da média temporal do transporte, obtemos 
 
 
onde [()] e ()* representam respectivamente a média zonal e o desvio em relação à 
média zonal 
 Assim, os eddies estacionários representam os desvios da média mensal, em cada 
ponto, relativamente à média zonal das médias mensais, e os eddies transientes 
representam os desvios em cada instante e em cada ponto relativamente à média mensal 
nesse ponto. 
 Os termos no lado direito da expressão a cima representam o fluxo pela 
circulação meridional média, pelos eddies estacionários e pelos eddies transientes, 
respectivamente. Aplicando a decomposição anterior ao transporte das diferentes formas 
de energia, obtém-se 
 
Onde se substituiu a quantidade X por cada uma das componentes da energia 
atmosférica. Os mecanismos de transporte de energia variam em cada região de acordo 
com as estruturas que constituem a circulação atmosférica e com a distribuição dos 
campos das diferentes propriedades atmosféricas. 
 Apresenta-se, em baixo, a descrição do transporte meridional de energia pela 
circulação meridional média, pelos eddies transientes e pelos eddies estacionários, de 
acordo com a literatura. 
 
Transporte de energia pela circulação meridional média 
 
A circulação meridional média é dominada pela célula de Hadley, na qual, junto 
ao equador, o ar quente ascende, desloca-se pelos níveis superiores da troposfera em 
direção ao hemisfério de inverno, arrefece durante a sua deriva em direção aos polos e 
mergulha sobre os sistemas de altas pressões subtropicais (Hartmann 1994). No ramo 
descendente, o aquecimento do ar por subsidência (compressão adiabática) sobre as 21 
altas pressões subtropicais contraria a ocorrência de condensação, resultando numa 
atmosfera relativamente livre de nuvens e em regiões de muito pouca precipitação. A 
relativa ausência de nuvens implica maior arrefecimento radiativo. 
Assim, nas regiões subtropicais, o arrefecimento radiativo é balanceado pela 
subsidência de ar (Randall 2015). O aquecimento adiabático nas latitudes equatoriais e o 
arrefecimento nos sutrópicos é o principal mecanismo de transporte nas regiões 
tropicais (Trenberth & Stepaniak 2003). Uma vez que nas latitudes tropicais a maior 
parte da umidade se encontra nos níveis inferiores da troposfera, o transportede calor 
latente é feito pelo braço inferior da circulação, em direção ao equador. 
A conversão de calor latente em calor sensível durante os processos de 
condensação na região de convergência intertropical, funciona também como feedback 
positivo para a circulação termicamente direta (Trenberth & Stepaniak 2003). Por outro 
lado, na troposfera, a temperatura diminui com a altitude, por isso, a maior contribuição 
para o transporte de calor sensível pela célula de Hadley ocorre na baixa troposfera em 
direção ao equador. O ar quente transportado em direção ao equador ascende nas 
latitudes mais baixas, adquirindo energia potencial que é depois transportada pelos 
níveis superiores da troposfera, em direção aos subtrópicos. O transporte de energia 
estática seca (i.e., soma do transporte de calor sensível e de energia potencial) e 
seguindo em direção aos pólos. Desta forma, existe um cancelamento quase total entre o 
transporte de energia estática seca e o transporte de calor latente nas regiões tropicais. 
Ainda assim, na média vertical, o transporte de energia estática úmida (i.e., soma do 
transporte de energia estática seca e do calor latente) é em direção aos pólos (Masuda 
1988; Marshal & Plumb 2008; Yang et al. 2015). 
O quase cancelamento do transporte meridional de energia estática úmida nas 
regiões tropicais reduz o transporte de energia total para valores inferiores aos das 
latitudes médias, onde o transporte é dominado pelos eddies transientes e estacionários 
(Oort 1971). 
Entre 30° e 60°N, encontra-se a célula de Ferrel, que, contrariamente à célula de 
Hadley, tem sentido de circulação termicamente indireto. Esta célula de circulação 
representa uma pequena porção do fluxo total de energia atmosférica e é induzida pela 
convergência de fluxos de momento dos eddies baroclínicos (Hartmann 1994). 
 
Transporte de energia pelos eddies transientes e estacionários 
 
Nas latitudes subtropicais, a média zonal do vento zonal atinge valores máximos, 
devido à conservação do momento angular na deriva meridional associada à circulação 
de Hadley, formando-se a corrente de jato subtropical. 
 O vento na região subtropical e nas latitudes extratropicais é aproximadamente 
geostrófico e apresenta forte gradiente vertical, devido ao balanço do vento de 
temperatura. O intenso gradiente vertical do vento, associado ao intenso gradiente 
horizontal de temperatura, traduz a elevada disponibilidade de energia para a geração de 
perturbações à corrente média zonal, i.e., caracteriza a presença de forte instabilidade 
baroclínica. Assim, o escoamento meridional associado à célula de Hadley é 
interrompido, sendo o transporte meridional de energia e de momento zonal em direção 
ao pólo, a partir das latitudes subtropicais, dominado pelos eddies baroclínicos 
transientes e estacionários. 
Os eddies transientes, normalmente representados pelos sistemas sinóticos de 
altas e baixas pressões, são os principais agentes de transporte de momento, calor e 
humidade nestas latitudes, embora durante o inverno do HN, os eddies estacionários 
realizem cerca de metade do total do transporte de energia (Trenberth & Stepaniak 
2003b). A energia para o movimento dos eddies resulta da conversão de energia 
potencial disponível em energia cinética nos processos que se geram pela instabilidade 
baroclínica. Quanto maior o gradiente meridional de temperatura entre as latitudes 
equatoriais e o pólo, maior será a baroclinicidade. 
Na escala planetária, encontram-se estruturas quase-estacionárias resultantes de 
variações longitudinais de características da superfície e do campo de aquecimento, 
como são exemplo as ondas de Rossby. A geração de ondas planetárias estacionárias 
está associada à presença de cadeias montanhosas, como os Himalaias e as montanhas 
Rochosas, mas também à presença de elevados contrastes térmica entre superfícies 
continentais e oceânicas. Os contrastes térmicos e da topografia na direção zonal são 
mais evidentes no HN do que no HS, sendo a amplitude das ondas planetária 
estacionária maior no primeiro caso do que no segundo (Graversen et al. 2008). Em 
alguns casos, as ondas planetárias amplificam e acabam por quebrar, dando origem a 
eddies transientes. 
 
 
 
Interação Troposfera-Estratosfera 
 
A dinâmica da circulação estratosférica é forçada pela propagação vertical de 
ondas geradas na troposfera (Andrews et al. 1987). Por outro lado, anomalias da 
circulação estratosférica podem, por vezes, progredir até à superfície (Baldwin & 
Dunkerton 2001). O acoplamento entre a variabilidade das circulações troposférica e 
estratosférica poderá influenciar o transporte meridional de energia. A forma como as 
anomalias da circulação estratosférica se propagam, as suas causas e influências, tem 
sido tema de ampla discussão na comunidade científica. 
A variabilidade da circulação atmosférica extratropical é dominada pelos modos 
anulares (no HN designados pela sigla inglesa NAM, e à superfície também por 
oscilação ártica com a sigla AO). Na troposfera, junto à superfície, o NAM/AO 
descreve variações da pressão de dado sinal sobre as latitudes médias e de sinal 
contrário sobre as regiões polares. Na estratosfera, os modos anulares descrevem 
variações da intensidade do vórtice polar estratosférico. Durante a estação fria 
(novembro a abril), na estratosfera polar, formase um vórtice intenso, com ventos de 
oeste. Na primavera, devido ao aquecimento através do topo do vórtice pela radiação 
solar, o vórtice desacelera e, durante o verão, o fluxo zonal médio inverte-se passando a 
ser de leste. 
Na baixa estratosfera, junto à tropopausa, quando o vórtice estratosférico se 
encontra mais intenso, o gradiente vertical do vento zonal médio é positivo (Karami et 
al. 2015). Pela análise da relação do vento térmico, um gradiente vertical do vento zonal 
médio positivo e mais intenso implica um aumento do gradiente meridional de 
temperatura, com temperaturas mais altas nas latitudes mais baixas e temperaturas mais 
baixas nas latitudes mais altas. Conseqüentemente, o jato polar e a trajetória dos 
sistemas de tempo de escala sinótica deslocam-se para latitudes mais elevadas. 
Por outro lado, a intensidade do vórtice polar controla a propagação vertical das 
ondas planetárias de Rossby da troposfera para a estratosfera (Andrews et al. 1987). 
Este fato pode ser explicado pela teoria linear de propagação de ondas, aplicada às 
ondas planetárias pela primeira vez por Charney e Drazin (1961). Charney e Drazin 
(1961) demonstraram que a propagação de ondas planetárias para a estratosfera só 
acontece quando os ventos zonais médios são de oeste (positivos) e não excedem a 24 
velocidade crítica de Rossby ( Uc ). A velocidade crítica de Rossby está depende do 
número de onda, e assim, apenas as ondas de maior escala poderão propagar-se da 
troposfera para estratosfera. Quando o vórtice estratosférico se encontra mais intenso, as 
ondas de Rossby planetárias que se propagam da troposfera para a estratosfera, podem 
ser refratadas para as baixas latitudes, ou serem refletidas (Karami et al. 2015; Perlwitz 
& Harnik 2003). Como conseqüência, estas ondas podem interferir com o fluxo 
troposférico, alterando-o. A refração das ondas planetárias depende do índice de 
refração da circulação média zonal, dado por 
 
 
 
 
4.1.2. Circulações regionais: a ZCIT e o Sudeste brasileiro 
 
A Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) é um dos mais importantes 
sistemas meteorológicos atuando nos trópicos, ela é parte integrante da circulação geral 
da atmosfera. Dentro desta circulação geral da atmosfera, existem três cinturões de 
ventos que são observados em cada hemisfério do planeta Terra. 
 
 
 
 
 
 
 
 A ZCIT está localizada no ramo ascendente da célula de Hadley; 
 
Essa circulação atua no sentido de transferir calor e umidade (dos oceanos) dos 
níveis inferiores da atmosfera das regiões tropicais para os níveis superiores da 
troposfera e para médiase altas latitudes (manutenção do balanço térmico global). 
Podemos observar os ventos alísios de baixas latitudes, os ventos oestes das 
médias latitudes e os ventos de lestes polares. Em particular na faixa equatorial, o 
aquecimento devido à radiação solar é bastante uniforme e intenso o que provoca baixas 
pressões à superfície, portanto os ventos alísios de sudeste vindos do Hemisfério Sul 
(HS) e os ventos alísios de nordeste vindos do Hemisfério Norte (HN) convergem em 
baixos níveis. A ascensão desses ventos vai provocar um resfriamento em níveis mais 
altos, perdendo umidade por condensação e precipitação, e ocorrerá em altitude um 
movimento em sentido contrário, contra-alísios, até a zona dos cinturões anticiclônicos, 
onde ocorre movimento subsidente aquecendo-se para formar novamente os alísios. 
Esta célula que se forma é chamada de Hadley-Walker. A circulação é dita de Hadley 
quando ocorre no sentido norte-sul e de Walker quando se faz no sentido leste-oeste. 
Estes duas células ocorrem simultaneamente. 
 
 
 
 
Sobre o oceano Atlântico, essa é a região de baixas pressões equatoriais para onde 
convergem em superfície os ventos alísios de sudeste do hemisfério sul e os alísios de 
nordeste do hemisfério norte, que partem, respectivamente das bordas do Anticiclone 
Subtropical do Atlântico Sul (ASAS) e do Anticiclone Subtropical do Atlântico Norte 
(ASAN). Como resultado da convergência dos alísios e do forte aquecimento durante 
todo o ano, a ZCIT apresenta-se como uma banda de nebulosidade convectiva, 
acompanhada freqüentemente por precipitação e ventos fracos. A suas variações 
determinam quão abundantes ou deficientes serão as chuvas no setor norte e nordeste do 
Brasil. No Oceano Atlântico sudoeste a leste-nordeste, localiza Equador geográfico, 
atingindo sua posição mais setentrional em setembro e fevereiro e abril, influenciando 
as temperaturas tropicais e a marcha da nebulosidade e das chuvas durante as estações 
do ano (UVO e NOBRE, 1989 (a) e (b)) 
 
 
 
Campos médios da pressão atmosfera (m.s-1), valores tomados no período 1980 
as estações do ano do hemisfério sul: (a) 
verão, (b) 
outono, (c) inverno e (d) primavera. 
- Representação esquemática da influência do dipolo de ATSM do Atlântico os ventos 
alísios do Atlântico Norte (AAN) e Sul (AAS) e a posição da ZCIT (Fonte: adaptado de 
Nobre e Molion, 1988). 
A climatologia da precipitação sobre os trópicos e subtrópicos da América do 
Sul apresenta um ciclo anual regular, com a atividade convectiva começando no oeste 
da bacia Amazônica no início de agosto e evoluindo nos meses seguintes para o sudeste 
do Brasil. As chuvas mais intensas e freqüentes sobre as regiões centro-oeste e sudeste 
do país ocorrem entre dezembro e fevereiro, e a atividade convectiva vai diminuindo em 
meados de março e abril (VERA et al., 2006). Acompanhando o ciclo anual da chuva, 
observa-se uma das características mais marcantes do clima tropical da América do Sul 
durante o verão: A presença de uma banda de nebulosidade e chuvas com orientação 
noroeste-sudeste, que se estende desde a Amazônia até o sudeste do Brasil, chegando, 
freqüentemente, até o oceano Atlântico Subtropical. Convencionou-se chamar de Zona 
de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS) a essa característica climatológica à qual está 
associado um escoamento convergente de umidade na baixa troposfera. 
Embora tais características sejam observadas em todos os verões, importantes 
variações ocorrem na organização espacial, na intensidade das chuvas e na circulação. 
Variações desse tipo que são responsáveis pela ocorrência de eventos severos, 
alagamentos e deslizamentos de terra em distintas cidades e bacias em diferentes anos. 
Por outro lado, a supressão das chuvas e a descaracterização desse sistema podem 
representar longos períodos de seca ou má distribuição das chuvas sobre vastas regiões 
do território brasileiro. Outro aspecto importante da variabilidade intrasazonal da ZCAS 
é o chamado efeito “gangorra” onde são observados padrões alternados de aumento e 
diminuição na precipitação sobre a região leste da América do Sul estendendo-se desde 
a Argentina até o sudeste do Brasil (MUZA et al., 2009). Observa-se que eventos 
úmidos na região sudeste coincidem com a ocorrência de períodos secos na região sul e 
vice-versa, relacionados com a região onde está realmente posicionada a ZCAS. 
As interações entre a região tropical e subtropical do Brasil acontecem durante 
todo o ano. No verão, temos incursões de ar tropical úmido da Amazônia para o sul, 
enquanto que, no inverno, o ar seco e frio do sul pode penetrar na Amazônia Central. 
Durante o verão, as interações acontecem, principalmente, pela ação do Jato de Baixos 
Níveis (JBN) na América do Sul a leste dos Andes (Reboita et al, 2012). Séries 
temporais de eventos de JBN durante a segunda metade do século passado sugerem um 
importante papel das anomalias de TSM nos oceanos tropicais na atividade do JBN e 
um aumento nesta atividade tem tido um impacto na freqüência e na intensidade de 
eventos extremos de chuva no sudeste do Brasil como demonstrado por Carvalho et al. 
(2004) e Liebmann et al. (2004). Muitas vezes, a falta de informação meteorológica de 
boa qualidade em séries temporais no nível diário em grandes extensões do Brasil não 
tem permitido identificação de extremos climáticos e sua variabilidade, especialmente 
na região tropical da América do Sul, mas estudos como os de Carvalho et al. (2002 e 
2004) evidenciam um aumento na frequência de extremos de chuva em São Paulo 
durante episódios de El Niño, sendo esses extremos de chuvas sensíveis à intensidade 
das ZCAS. O ciclo anual de eventos extremos de chuva no sul do Brasil mostra também 
ciclos anuais, sendo esses eventos mais frequentes na primavera e outono (TEIXEIRA, 
2004). Eventos intensos de chuva no outono podem ser responsáveis, por grandes 
valores de vazões no rio Paraná no Pampa Argentina. As presenças da ZCAS e do JBN 
revelam um controle desses sistemas nas escalas intrasazonais e interanuais já que, em 
média, percebe-se maior frequência de eventos intensos de chuvas nas regiões sul e 
sudeste do Brasil quando o JBN é intenso e a ZCAS é mais fraca e deslocada para o sul 
da região nordeste. 
O escoamento para sul provocado pelo JBN promove uma conexão aérea entre o 
ciclo hidrológico da bacia Amazônica e o da bacia dos rios Paraná e Prata. Na região, 
são encontradas uma estação seca e outras chuvosas bem definidas. A estação chuvosa 
nas regiões central e sudeste do Brasil, principalmente na metade mais quente do ano, 
responde a um regime do tipo monção, com períodos chuvosos em que domina a Zona 
de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS), e períodos mais secos em que o regime de 
chuvas é mais localizado onde predominam sistemas convectivos de mesoescala 
(VELASCO e FRITSCH, 1987). Em todas as regiões do país, ocorrem ainda 
intensificações e desintensificação dos sistemas de tempo provocados pela topografia. 
 
4.2. Massas de ar atuantes no Brasil. 
Pelo fato de sempre estarem em movimento, as massas de ar avançam ou recuam 
sobre o Brasil, com influência direta no tempo e clima. Além disso, existem momentos 
em que se formam zonas de instabilidade meteorológica, ou seja, o fenômeno acontece 
quando suas massas se encontram com características diferentes, fazendo com que elas 
não se misturem. 
No entanto, quando se encontram duas iguais, como fria, por exemplo, forma-se 
uma frente, a chamada frente fria, amplamente falada na previsão do tempo dos 
noticiários. 
No Brasil, há a influência de cinco massas de ar diferenciadas de acordo com os 
locais de origem, que são respectivamente: 
• Massa Equatorial Atlântica:ela é quente e úmida, com predominância no 
litoral da Amazônia e do nordeste, com formação no oceano Atlântico; 
• Massa Equatorial Continental:forma-se no ocidente da Amazônia, 
predominante em grande parte do ano, sendo quente e úmida; 
• Massa Tropical Atlântica: formada no oceano Atlântico,perto do trópico de 
Capricórnio, é quente e úmida e com grande presença no litoral brasileiro; 
• Massa Tropical Continental: é quente e seca e tem origem na depressão do 
Chaco, na Bolívia. Atinge uma área pequena e fica por lá quase o ano inteiro; 
• Massa Polar Atlântica: tem origem no oceano Atlântico, na região da 
Patagônia, na Argentina, sendo fria e úmida, com atuação no inverno vindo para 
o Brasil por meio de uma frente fria. 
 Vale informar que as mais atuantes no Brasil são as massas de ar Equatorial 
Continental, Tropical Atlântica e Polar Atlântica. Portanto, fique atento a esse tema e 
arrase nos vestibulares e Enem, principalmente quando as perguntas estiverem ligadas 
com os fatores climáticos 
O clima do território brasileiro é caracterizado pela elevada variabilidade 
registrada ao longo de sua extensão. No norte, temos um clima equatorial, mais úmido. 
No nordeste e em parte do sudeste, predomina o semiárido, mais seco. No sul, o clima é 
o subtropical úmido, mais frio. Mas a maior parte do nosso território caracteriza-se pelo 
clima tropical, com verões quentes e úmidos e invernos secos e frios. 
Assim, considerando essa variedade, bem como o fato de o Brasil possuir 
dimensões continentais, percebe-se que o clima no país é influenciado por várias massas 
de ar, que possuem diferentes dinâmicas e interações que sofrem transformações ao 
longo do ano. 
É importante perceber que as massas de ar resguardam as características das 
regiões de onde elas surgem. Por exemplo: uma massa originada em uma zona muito 
fria e úmida será igualmente fria e úmida. 
 
 
Duas dessas massas de ar são formadas nas proximidades do Equador: 
 
4.2.1. Massas de ar continentais e oceânicas. 
 
Massa Equatorial Atlântica - quente e úmida. Sua atuação é limitada, 
restringindo-se ao litoral das regiões Norte e Nordeste do Brasil, pois é formada 
pelos ventos alísios de nordeste – ventos oriundos das zonas de altas pressões 
subtropicais do hemisfério norte. 
 Massa Equatorial Continental - quente e úmida, origina-se na Amazônia 
ocidental. A evapotranspiração da densa floresta de sua com região de origem 
acentua o teor de umidade na atmosfera, fenômeno que se traduz na grande 
intensidade das chuvas. Na Amazônia ocidental essa massa atua durante 
praticamente o ano todo. Mas durante o verão austral sua ação pode ser sentida 
até no extremo sul do Brasil. 
 
4.2.2. Massas equatoriais e tropicais. 
 
 Outras duas massas de ar se formam sobre o Trópico de Capricórnio: 
Massa Tropical Atlântica - quente e úmida. Origina-se da intensa evaporação das 
águas quentes das correntes marinhas que passam ao largo da costa brasileira, 
mas sua atuação é mais sentida ao longo do litoral das regiões Sudeste e Sul, 
onde provoca chuvas durante todo o ano. 
 Massa Tropical Continental - quente e seca. Originária do "coração" da América 
do Sul, atua sobretudo no Centro-Sul do Brasil, onde eleva bastante a 
temperatura e diminui o teor de umidade relativa do ar. 
 
4.2.3. Massas polares 
 
 Uma massa de ar se forma na região polar: 
Massa Polar Atlântica - é a única massa de ar fria, de origem polar, atuante sobre 
o Brasil. Sua frequência é maior, obviamente, durante o inverno, especialmente 
sobre os estados do Centro-Sul. Quando penetra no território brasileiro, provoca 
a formação de frentes frias, que dão origem a chuvas frontais quando encontram 
o ar quente continental. Eventualmente, a massa polar pode atingir o sul da 
Amazônia, fazendo as temperaturas caírem bruscamente. Esse fenômeno é 
conhecido como "friagem". 
 
 
4.2.4. Interpretação de fenômenos atmosféricos 
 
Os fenômenos atmosféricos podem ser considerados como os eventos climáticos 
que ocorrem naturalmente, ou seja, não são consequência da ação humana, muito 
embora a interferência antrópica possa intensificar ou alterar a dinâmica de tais 
fenômenos. Dentre os principais exemplos, podemos citar os ciclones (furacões, tufões, 
tornados, etc.), inversão térmica, efeito estufa, El Niña e La Niña, dentre outros. 
A seguir, você poderá conferir um breve resumo com as principais 
características de cada um desses fenômenos: 
 
Ciclones, por definição, são fortes ventos carregados de umidade que giram em sentido 
circular em razão do efeito coriólis. Geralmente, os ventos provocados apresentam 
velocidade superior a 200 km/h e possuem uma larga extensão, sendo completamente 
vistos somente por imagens de satélite. Os ciclones tropicais mais comuns formam-se 
em áreas de baixas latitudes, entre 5º e 20º, enquanto os ciclones extratropicais formam-
se em regiões de elevadas latitudes. Quando um ciclone acontece no Oceano Pacífico ou 
no Índico, ele recebe o nome de Tufão. Já quando ele acontece no Oceano Atlântico, 
recebe o nome de Furacão. 
 
Tornados, por sua vez, são fenômenos também motivados pelo rápido deslocamento do 
vento em forma circular, porém em menores extensões, mas com uma capacidade 
destrutiva até maior, haja vista que os seus ventos podem chegar a 800 km/h! Eles são 
muito comuns no interior continental da América do Norte. 
Inversão térmica 
 
 Inversão térmica é um fenômeno atmosférico localizado que se caracteriza pela 
inversão da posição das camadas de ar quente e frio, fazendo com que o ar encontre 
dificuldade para circular. É considerada um problema ambiental quando a sua 
manifestação acontece em ambientes urbanos, pois impede ou dificulta a dispersão dos 
poluentes enviados à atmosfera, gerando o acúmulo da poluição no espaço das cidades. 
Sabemos que o ar frio sobe e o ar quente, mais denso, desce. Ao subir, o ar quente 
esfria, e o ar fio, ao descer, aquece-se e, posteriormente, sobe, provocando a ocorrência 
de um ciclo de movimentação do ar no sentido circular vertical. O problema é que, em 
dias mais frios, a superfície não consegue aquecer completamente o ar ao seu redor, por 
isso ele fica estacionado e não se movimenta, o que impede a circulação atmosférica 
local. 
 
Efeito estufa é o fenômeno atmosférico que garante a manutenção do calor na Terra 
através da reflexão e absorção dos raios solares. Resumidamente, alguns gases na 
atmosfera refletem parte da radiação solar recebida pelo planeta, e o restante bate na 
superfície e retorna para o ar, onde é novamente refletido, em partes, para a superfície 
em um processo contínuo. Caso não existisse o efeito estufa, estima-se que o planeta 
apresentaria temperaturas inferiores a -15ºC, o que dificultaria a existência de vida em 
razão da ausência de água na forma líquida. 
Por ser um evento climático natural, o efeito estufa também pode ser 
considerado como um fenômeno atmosférico. No entanto, a sua intensificação vem 
sendo alvo da preocupação de muitos cientistas, que afirmam que, caso a poluição do ar 
continue ocorrendo, o efeito estufa poderá intensificar-se e elevar drasticamente as 
temperaturas da atmosfera no futuro. 
 
El Niño é um fenômeno atmosférico oceânico causado pelo aquecimento anormal das 
águas do Pacífico nas proximidades da costa oeste do Peru e do Equador. Com isso, há 
um enfraquecimento dos ventos alíseos na região e um maior acúmulo de águas 
superficiais mais quentes, que liberam uma massa de ar mais aquecida e interferem no 
clima de várias partes do mundo. No Brasil, por exemplo, a estiagem do Nordeste eleva-
se e as chuvas do Centro-Oeste e Sudeste são mais intensas. 
La Niña também é um fenômeno atmosférico oceânico que, assim como o El Niño, é 
cíclico, embora sua ocorrência seja menos frequente. Ocorre a partir do resfriamento 
anômalo das águas, fazendo com que outras resultantes climáticas ocorram, a maioria 
delas inversa aos efeitos do El Niño. 
 
4.2.5. Tipos de massas de ar 
 
Há três tipos de massas que explicaremos minuciosamente para você se sair bem 
tanto nos vestibulares quanto na prova do Enem. Todas podem sofrer influências do 
oceano Atlântico ou do continente. 
 
Massas equatoriais 
Como o próprio nome diz, elas se formam próximo do Equador e em regiões de 
baixalatitude. Entre as suas características, estão altas temperaturas e baixas pressões, 
podendo ser úmidas ou não, de acordo com o local de sua formação. Geralmente, a 
oceânica é mais úmida, enquanto a continental é mais quente e menos úmida. 
 
Massas tropicais 
As tropicais são bem presentes no Brasil e se formam próximas aos trópicos, 
como Câncer e Capricórnio. Tanto no hemisfério norte quanto no sul frequentemente 
elas se formam em latitudes subtropicais. 
As tropicais têm temperaturas elevadas, médias e baixas pressões. Ao contrário 
da massa equatorial, a tropical é mais úmida na parte continental em comparação com a 
oceânica. 
 
Massas polares 
Quando se fala em polar, o que vem à sua cabeça? É exatamente o que explica a 
formação dessa massa de ar: ela tem origem nos continentes ártico e antártico, ou seja, 
são as mais frias e com pressões bem altas. 
Além de baixas temperaturas, outra característica da massa polar é a seca, 
principalmente a continental. Já a oceânica é um pouco mais quente e mais úmida. 
 
4.3. Interpretação de imagens de satélites, acompanhamento das condições do 
tempo 
 
Os satélites artificiais são plataformas estruturadas para suportar o 
funcionamento de instrumentos de diversos tipos e, por isso, elas são equipadas com 
sistemas de suprimento de energia (painéis solares que convertem a energia radiante do 
Sol em energia elétrica e a armazena em baterias), de controle de temperatura, de 
estabilização, de transmissão de dados, etc. 
Os satélites de observação da Terra são plataformas com a estrutura básica 
citada anteriormente e que tem como instrumento principal um sistema sensor capaz de 
produzir imagens da superfície da Terra em várias bandas simultâneas; neste caso, o 
imageador orbital funciona basicamente como a câmara digital que analisamos e com as 
adaptações necessárias para gerar imagens em muitas bandas. 
De modo geral os sistemas imageadores orbitais, para aplicações em 
Geociências, tem órbitas de pequena inclinação com relação aos meridianos, isto é, 
órbitas do tipo quase-polar. Esse tipo de órbita associado ao seu período de rotação faz 
com que o satélite passe sempre "voando" de norte para sul na parte da Terra que está 
iluminada pelo Sol, cruzando o equador no mesmo horário (por volta de 10h local), 
quando as condições de iluminação são as mais adequadas para a aquisição de imagens. 
Um efeito desse tipo de órbita, combinado com a rotação da Terra, é que o satélite passa 
sobre uma região diferente da Terra em cada rotação, voltando depois de um período de 
vários dias, denominado período de revisita, a passar sobre a mesma região. Esta 
característica orbital é muito importante porque permite a aquisição de imagens 
periódicas de uma mesma região, o que é muito conveniente para analisar fenômenos 
temporais ou obter imagens sem nuvens. Quando o satélite de Sensoriamento Remoto 
avança de norte para sul em sua órbita, seu sensor multibandas pode produzir imagens 
de uma faixa da superfície terrestre. 
Aproveitando o movimento do satélite, o imageador utiliza chips CCD lineares 
(uma só linha de detectores) para produzir (em várias bandas) as linhas de imagem 
transversais ao seu deslocamento na órbita. Essas linhas de imagem ou linhas de 
varredura são transmitidas para as estações receptoras na Terra, à medida que vão sendo 
produzidas. A recepção e gravação dessas linhas são feita por meio de receptores, 
gravadores e grandes antenas parabólicas, como as do INPE em Cuiabá que 
acompanham o satélite em sua trajetória (de norte para sul) de horizonte a horizonte. 
O satélite meteorológico é um instrumento que consiste de sensores e câmeras 
especiais. Eles registram diferenças mínimas de temperatura, como uma grande 
máquina fotográfica, e traduzem a informação para imagens que cobrem quase todo o 
globo. O satélite é lançado no espaço a partir de uma base aérea e fica a cerca de 800 
km de altitude, a partir da superfície terrestre. 
Nas imagens enviadas pelo aparelho, é possível identificar nuvens baixas, 
médias e altas e, assim, auxiliar o meteorologista no diagnóstico dos fenômenos 
atmosféricos. Há, ainda, detecção de áreas suscetíveis a queimadas e nevoeiros, a 
atividades vulcânicas e outros. 
As imagens de satélite agilizam a identificação e o monitoramento de fenômenos 
naturais, desastres ambientais, queimadas, desmatamento, condições meteorológicas, 
entre outros. Os dados que formam as imagens de satélites podem ser obtidos em 
sistemas passivos, por meio da captura da radiação solar refletida pela superfície da 
Terra. Para que tenhamos acesso às mesmas, estas devem ser enviadas para terra, por 
meio da conexão de antenas distribuídas ao longo da superfície (Figura a baixo). 
 
 
 
O histórico de obtenção das imagens de satélites remete-nos ao contexto da 
Guerra Fria (1945-1991), em que a corrida espacial foi travada entre os Estados Unidos 
e a União das Repúblicas Socialistas Soviéticas. 
Os Satélites Orbitais (que ficam em órbita ao redor da Terra) geraram sua 
primeira imagem em 1959, com o satélite estadunidense Explorer-1 0. Depois disso 
várias missões foram lançadas, sendo a LandSat a mais famosa e duradoura, iniciada em 
1972 e ativa até hoje. 
No Brasil o uso intensivo das imagens LandSat é feito desde a década de 1970, 
através de parcerias entre o Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE) e a NASA, 
em que o Brasil propôs, como contrapartida ao uso das imagens, instalar antenas de 
recepção dos dados. 
 O Brasil tem acesso a diversas outras imagens, de forma gratuita, e com a 
possibilidade de geração de imagens a cada 5 (Sentinel), 16 (LandSat) e 26 (CBERS) 
dias, por exemplo. Cabe destacar que o CBERS é uma pareceria entre o Brasil e a China 
(Satélite Sino-brasileiro) com compartilhamento de tecnologia e conhecimento. 
Uma das questões mais discutidas é sobre as famosas imagens de Alta 
Resolução – usualmente aquelas que tem sua menor unidade, o pixel, igual ou menor à 
5 metros. A área vista nestas imagens, ao isolar sua unidade mínima (pixel) é de 25 
metros quadrados. Um pixel isoladamente não nos permite interpretar uma imagem 
(classificar as coberturas do solo). A imagem deve ser vista como um todo, cada uma 
delas é composta por centenas e às vezes milhares de pixels. Para simplificar, a Figura 2 
mostra um pixel isolado e um conjunto de pixels da mesma imagem (SPOT). Percebe-se 
aqui, que mesmo a imagem sendo de alta resolução o pixel isolado não nos indica o que 
está sendo mostrado, já com o contexto da imagem percebemos que estamos 
visualizando uma estrada. 
 
Assim, para adquirir uma imagem é necessário planejamento e o conhecimento 
do fenômeno que se deseja mapear. Se quisermos contar quantas árvores existem em 
uma plantação de laranjas, precisamos de uma imagem que tenha resolução espacial 
que, no contexto, permita a identificação de cada um dos indivíduos. Isso demandaria 
imagens com alta resolução espacial e alto custo. Por outro lado, se quero medir a taxa 
de reflorestamento em uma região, preciso que o conjunto de pixels me permita 
identificar “florestas” e não cada um dos indivíduos. Neste último caso, imagens com 
resolução entre 5 e 20 metros, obtidas de forma gratuita, são suficientes para a 
identificação. A Figura é um exemplo de imagem com resolução de 10 metros 
(Sentinel-2), nesta podemos ver o que é vegetação, o que é água e o que é solo exposto 
ou área desmatada, por exemplo, mesmo esta não sendo uma imagem de alta resolução. 
 
 
 
Deste modo, vemos que a consulta de profissionais que tenham formação na área 
da Geografia, com conhecimento em Sensoriamento Remoto, é fundamental. A escolha 
técnica pode evitar que se desprendimento de recursos excessivos para o tratamento de 
questões muitas vezes resolvidas de forma simples e com baixo custo, como é o caso de 
monitoramento de reflorestamento, desmatamento, queimadas, entre outros fenômenos. 
O Atlas Digital Geoambiental do Instituto Prístino possibilita visualizar imagensde satélite, através de um servidor online e com variação de resolução espacial, o que 
permite identificar diferentes tipos de fenômenos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4.4. Metodologia de foto interpretação de imagens de fenômenos meteorológicos. 
 
O sensoriamento remoto é o conjunto de técnicas e procedimentos tecnológicos 
que visa à representação e coleta de dados da superfície terrestre sem a necessidade de 
um contato direto. Assim sendo, toda a informação é obtida por meio de sensores e 
instrumentos em geral. Tal processo vincula-se ao tratamento, armazenamento e análise 
de tais dados para que se conheça melhor os fenômenos que se apresentam na 
superfície. 
A utilização desse tipo de técnica é de fundamental importância no contexto 
atual das sociedades, pois ela é capaz de revelar muitos dados geográficos e até 
históricos concernentes aos espaços naturais e também sociais, como a distribuição das 
áreas florestais, o avanço do desmatamento, o crescimento das áreas urbanas, etc. 
Pode-se dizer que o sensoriamento remoto surgiu logo após a invenção da 
máquina fotográfica, quando se tornou possível o registro de imagens a partir do céu. 
Inicialmente, utilizavam-se pombos ou balões a fim de captar imagens da superfície 
vistas de cima, geralmente para o reconhecimento de lugares ou produção de mapas. Em 
tempos de guerra, essa foi também uma importante estratégia para o reconhecimento do 
território inimigo, o que auxiliava na elaboração de planos de ataque e contra-ataque. 
E por falar em guerra, foi durante a Primeira Guerra Mundial (1914-1918) que 
esse sistema começou a aperfeiçoar-se por meio da utilização de aviões então 
recentemente inventados. O conjunto de técnicas de registro da superfície por meio da 
fotografia foi chamado de aerofotogrametria, que, além do registro da imagem, consistia 
também no tratamento dessa e de suas adaptações para a produção de visualizações de 
áreas inteiras. Esse procedimento é até hoje amplamente realizado. 
Além da aerofotogrametria, outro recurso de sensoriamento remoto bastante 
utilizado são os satélites. Com eles, tornou-se possível o registro de imagens em 
pequena escala, ou seja, de amplas áreas; ou, até mesmo, de mapas com escalas variadas 
e flexíveis, possibilitando o manejo para diferentes mapas de localização e temáticos. 
Entre os satélites mais importantes e utilizados por nós para a observação e 
registro de informações da superfície estão o Landsat e o CBERS (Satélite Sino-
Brasileiro de Recursos Terrestres). O primeiro foi pela primeira vez lançado pela 
Agência Espacial Norte-Americana (NASA) em 1972, tendo outras versões mais 
modernas construídas posteriormente, de modo que a mais recente é a Landsat 7. Já 
o CBERS é resultado de uma parceria entre o Brasil e a China, cujo primeiro lançamento 
ocorreu em 1999, enquanto o mais recente, o CBERS 3, foi lançado em 2011. 
 
 
 
Os satélites estão entre os mais importantes elementos do sensoriamento remoto 
 
Graças aos satélites, são possíveis as confecções de mapas temáticos com as 
mais variadas escalas de abrangência, conforme já mencionamos. Assim, é possível 
obter informações e registrar cartogramas sobre formas de relevo, topografia, ocupação 
humana, entre outros. Há também a funcionalidade meteorológica, em que a 
movimentação das massas de ar é captada de modo a auxiliar na previsão do tempo, que 
também conta com outros muitos instrumentos. 
Podemos dizer, portanto, que o sensoriamento remoto é um dos maiores avanços 
já produzidos pela ciência e tecnologia no que se refere ao estudo da superfície terrestre 
e, por que não dizer, de todos os elementos que compõem a biosfera. Assim, conseguiu-
se avanço no monitoramento de fenômenos naturais e também antrópicos, tais como o 
monitoramento do avanço do desmatamento e outros. Um bom exemplo também de 
sensoriamento remoto é o Google Earth, que integra uma combinação de imagens de 
satélite, aerofotogrametrias e até imagens registradas nas ruas a fim de nos auxiliar na 
localização e no deslocamento pelos diferentes lugares. 
 
Furacões e tornados 
 
Os furacões formam-se, como já dissemos, sobre regiões oceânicas. Eles surgem 
quando as águas dos oceanos tornam-se mais quentes – com temperaturas iguais ou 
superiores a 27ºC – e há um elevado índice de evaporação, com a produção de uma 
grande quantidade de umidade, que será, depois, convertida nas massas de ar que 
formam os furacões. 
Para surgirem, portanto, os furacões precisam de águas oceânicas quentes, o que é mais 
comum em regiões tropicais. A exceção, talvez, tenha sido o furacão Catarina que 
atingiu o sul do Brasil no Atlântico Sul, em uma zona temperada, no ano de 2004. 
Naquela ocasião, houve uma série de anomalias que contribuiu para o aquecimento 
incomum das águas da região. 
Os furacões manifestam-se sempre em formato circular, girando no sentido 
horário no hemisfério sul e no sentido anti-horário no hemisfério norte. Tal fenômeno se 
deve ao efeito coriólis, que se manifesta graças ao movimento de rotação da Terra. 
É importante também entender que furacões são diferentes de tornados. Os 
tornados são bem menores (com um diâmetro em torno de 2km ou um pouco mais), 
porém com velocidades bem maiores, que, em alguns casos, chegam a atingir os 400 
km/h. Os tufões, por sua vez, são o mesmo que os furacões, recebendo esse nome 
apenas em algumas regiões específicas. 
 
 
 
4.5. Ciclos biogeoquímicos relacionados a atmosfera 
 
Ciclos que envolvem o movimento dos elementos ou compostos essenciais à 
vida entre o meio biótico e abiótico. Bio: Porque as transformações ocorrem com a 
participação dos seres vivos. Químico: Porque esses ciclos acontecem através de 
sucessivas reações químicas Geo: Porque a origem de todos os elementos está associada 
à composição básica da superfície da terra. Ciclo se realiza devido à ENERGIA SOLAR 
- Fotossíntese - Evaporação da água Poder considerável de reciclagem desses elementos 
nos vários ambientes e constante disponibilidade deles para o meio biótico. 
 
Tipos de Ciclos 
Os ciclos podem ser classificados em dois tipos básicos dependendo da natureza 
do reservatório abiótico Reservatório: Compartimento do ciclo onde o nutriente se 
encontra em grande quantidade e onde ele gasta muito tempo. 
 Compartimento de troca: Tempo curto de residência (duração que um elemento 
é mantido em um compartimento). Ciclos gasosos: possuem o depósito abiótico na 
atmosfera. Graças à grande dinâmica deste meio, possuem eficazes mecanismos de auto 
regulação; exemplos : ciclo do nitrogênio e ciclo do oxigênio; Ciclos sedimentares: o 
depósito abiótico está na crosta terrestre em rochas; estes ciclos são mais vulneráveis a 
perturbações externas, pelo fato deste depósito ter um tempo muito elevado de 
recirculação; exemplos: ciclo do cálcio e ciclo do fósforo; 
 
 
CICLO DA ÁGUA OU CICLO HIDROLÓGICO 
 
A água é a substância mais comum na Terra. Cobre 70% da superfície terrestre. 
Existe cerca de um bilhão de quilômetros cúbicos de água na Terra. Formam os 
oceanos, rios e lagos, embebe o solo e está no ar que respiramos. Não existe vida sem 
água. Na natureza a água se encontra nos três estados: sólido, líquido e gasoso. O maior 
componente de todo ser vivo é a água; O corpo humano contém 2/3 de água; A 
proporção de água no abacaxi é cerca de 4/5. 
 
 
 
 
 
A força motriz do ciclo é a energia solar: •provoca a evaporação dos oceanos ou 
das zonas terrestres; •produz a energia que dirige os sistemas meteorológicos que 
desloca o vapor de água dos oceanos para as terras. Tempo de residência da água na 
atmosfera = 11 dias Tempo de residência da água de escoamento superficial = alguns 
dias Tempo de residência da água de escoamento subterrâneo ou geleira = 100 a 1000 
anos Tempo de residência da água nos oceanos = 4000 anos 
 
CO2 é a forma mais disponível = molécula chave do ciclo do carbono -na atmosfera = 
401 ppm -nos oceanos de forma dissolvida.Bibliografia 
ALLEN, R. G.; PEREIRA, L. S.; RAES, D.; SMITH, M. Crop evapotranspiration: 
guidelines for computing crop water requirements. FAO Irrigation and Drainage Paper 
56. Rome, Italy. 1998. 300 p. 
 
JURY, W. A.; GARDNER, W. R.; GARDNER, W. H. Soil physics. 5ed. New York: 
John Wiley & Sons, Inc. 1991. 328 p. 
OKE, T. R. Boundary layer climates. Londres: Routledge. 1995. 435p. 
 
TUBELIS, A. e NASCIMENTO, F. J. L. do. Meteorologia descritiva: fundamentos e 
aplicações brasileiras. São Paulo: Nobel. 1984. 374 p. 
https://brasilescola.uol.com.br/geografia/circulacao-atmosferica.htm. Acesso em 05 de 
novembro de 2020. 
 
VIANELLO, R. L.; ALVES, A. R. Meteorologia básica e aplicações. Viçosa: UFV – 
Imprensa Universitária. 1991. 449 p. 
https://ria.ua.pt/bitstream/10773/17125/1/Dissertacao. 
 
COELHO, M. S.; GAN, M. A.; Conforte J. C. Estudo da variabilidade da posição e da 
nebulosidade associada à ZCIT do Atlântico, durante a estação chuvosa de 1998 e 1999 
no Nordeste do Brasil. Revista Brasileira de Meteorologia, 19, p. 23-34, 2004. 
 
Ferreira, N. S., 1996: Zona de Convergência Intertropical. Climanálise Especial. Edição 
Comemorativa de 10 anos. FUNCEME. 136 – 139. 
 
Nobre, C. A. e Molion, 1986: Climanálise Especial. Edição Comemorativa de 10 anos. 
 
Uvo, C. R. B. e Nobre, C. A., 1989: A Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) e a 
precipitação no norte do Nordeste do Brasil. Parte I: A Posição da ZCIT no Atlântico 
Equatorial. Climanalise, Vol. 4, número 07, 34 – 40. 
 
Uvo, C. R. B. e Nobre, C. A., 1989: A Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) e a 
precipitação no norte do Nordeste do Brasil. Parte II: A Influência dos Ventos e TSM 
do Atlântico Tropical. Climanalise, Vol. 4, número 10, 39 – 48. 
 
BLUNDEN, J.; ARNDT, D. S. Abstract. [in: “State of the Climate in 2016”]. Bull. 
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