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Climatologia Material Teórico Responsável pelo Conteúdo: Prof. Ms. Carlos Eduardo Martins Revisão Textual: Profa. Esp. Márcia Ota Umidade, nebulosidade e precipitação 5 • Introdução • Estados ou fases da água na superfície terrestre • Umidade • Nuvens, nevoeiro, neblina, orvalho e geada • Pluviometria ou medida de precipitação ou de chuva • Comportamento das chuvas no Brasil · Esta unidade, tem por objetivo a análise do comportamento da água e seus diferentes estados físicos na atmosfera e na superfície terrestre, no que tange à caracterização, estruturação e morfologia dos climas. Nesta unidade, em que trataremos sobre umidade, nebulosidade e precipitação, você terá acesso a diversos recursos. Veja o mapa mental que sintetiza a estrutura do assunto tratado neste módulo. Fique atento aos prazos das atividades que serão colocadas no ar. Recorra, sempre que possível, às videoaulas e ao PowerPoint narrado para tirar eventuais dúvidas sobre o conteúdo textual. Participe do fórum de discussão proposto para o tema. No seu tempo livre, procure pesquisar as fontes do material complementar. Além disso, procure pesquisar o máximo que puder sobre o tema “Umidade, nebulosidade e precipitação”. Há inúmeros conteúdos na internet que são bastante úteis para o seu estudo e para a sua formação profissional. Umidade, nebulosidade e precipitação 6 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Contextualização Para começarmos esta unidade, acesse o link abaixo e saiba mais sobre os Fenômenos dos rios voadores: Fenômeno dos rios voadores Os rios voadores são “cursos de água atmosféricos”, formados por massas de ar carregadas de vapor de água, muitas vezes acompanhados por nuvens, e são propelidos pelos ventos. Essas correntes de ar invisíveis passam em cima das nossas cabeças carregando umidade da Bacia Amazônica para o Centro- Oeste, Sudeste e Sul do Brasil. Leia o artigo completo em: http://riosvoadores.com.br/o-projeto/fenomeno-dos-rios-voadores/. Acessado em 12/08/15. 7 Introdução Dos elementos que compõem a atmosfera, a água é um dos mais importantes na produção das condições de tempo e de clima. Tal como o ar, a água apresenta um fluxo bastante dinâmico na superfície terrestre. Além disso, a água alterna entre as fases ou estados gasoso, líquido e sólido regularmente e, como tudo o que há na natureza, não se perde, mas se transforma. Estados ou fases da água na superfície terrestre A água é um composto extremamente dinâmico que atua no sistema que combina a superfície da crosta terrestre e a atmosfera. Essa dinâmica é basicamente determinada pelo Sol, que aquece de forma diferenciada a superfície, tornando-se, então, a energia necessária para que a água mude de um estado para outro. As mudanças de estado da água podem ser observadas na Figura 1. Figura 1. Estados físicos da água Aumento de temperatura ou diminuição de pressão SUBLIMAÇÃO Líquido Fusão Solidi�cação Vaporização Condensação GasosoSólido RESSUBLIMAÇÃO Diminuição de temperatura ou aumento de pressão Fonte: Elaborado pelo autor A conversão do estado líquido da água em gás é denominada de vaporização ou evaporação. Para converter um grama (g) de água para vapor são necessárias 600 calorias (cal) a fim de que as moléculas possam, ao entrar em movimento, “escapar” do líquido e se tornar um gás ou vapor. A condensação é o nome dado ao processo que leva o vapor d’água a converter-se em líquido novamente. Nesse caso, a mesma quantidade de energia armazenada (calor latente) na evaporação (600 cal) é liberada para o ambiente. 8 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Esse processo tem grande importância para a climatologia, pois a liberação de energia provoca distúrbios atmosféricos consideráveis já que resfria o ambiente em que a evaporação ocorreu. Além disso, compensa a baixa frequência de radiação solar nas zonas polares, por meio da transferência de calor latente das zonas intertropicais para aquelas. Nos casos em que a água sólida converte-se em líquido (fusão), há uma absorção de cerca de 80 calorias por grama de água (cal/g). No reverso desse processo, denominado de solidificação, a energia liberada para o ambiente é a mesma, ou seja, 80 cal/g. Na sublimação, quando a água no estado sólido é convertida instantaneamente na sua forma gasosa e na ressublimação, considerada o processo inverso, a quantidade de energia envolvida é da ordem de 680 cal/g. Isso porque ao passar do estado sólido para o gasoso e vice-versa, as moléculas tiveram que atingir a temperatura da água líquida, mesmo que não tenham se liquefeito. Em condições de baixas temperaturas conforme a altitude, a saturação, devido à elevação da temperatura do ambiente ou à suspensão provocada por massas de ar frio, pode resultar na precipitação da umidade em forma de chuva. Esta reinicia o processo, gerando um ciclo hidrológico. Antes disso, a água permeia diversos ambientes superficiais como lagos, rios e oceanos, podendo evaporar novamente ou, ainda, pode ser absorvida pelas plantas e depois devolvida à atmosfera por meio da transpiração. Quando consideramos os dois processos de liberação de vapor de forma integrada, denominamos isso de evapotranspiração. É nas nuvens e nas zonas polares ou montanhosas que o vapor d’água solidifica- se se transformando em cristais de gelo. Esses cristais podem precipitar sobre o solo na forma de neve ou derreterem e virar chuva ou mesmo serem sublimados ou vaporizados antes mesmo de chegarem ao solo e converterem-se em vapor novamente. Nas regiões polares ou montanhosas, pode ocorrer a sublimação do gelo liberando, assim, o vapor atmosférico. 9 Umidade A umidade é o volume de vapor retido da atmosfera e pode conter até 2% de vapor d’água na sua massa e 4% deste no seu volume total. No entanto, esses valores variam no espaço e no tempo. Nas zonas áridas (desérticas), a porcentagem de umidade pode ser próxima de zero e nas zonas intertropicais, pode chegar próximo de 4%. Esses valores podem sofrer alternâncias significativas ao longo das estações do ano. Uma das características mais importantes do vapor d’água é o fato de absorver tanto a radiação solar, como a terrestre (radiação infravermelha ou calor) na passagem para a fase gasosa. Ao condensar e precipitar na forma de chuva, libera o calor latente, gerando perturbações atmosféricas. Portanto, a umidade é um importante transmissor de umidade e calor entre os ambientes e um dos componentes essenciais dos climas. Umidade absoluta e relativa Quando a água converte-se em vapor passando para o estado gasoso, as moléculas de água misturam-se com os outros gases passando a compor a atmosfera. Entretanto, há limites para a quantidade de vapor na atmosfera, pois esta já contém os outros gases e compreende uma camada da estrutura da Terra comprimida entre a superfície e o espaço sideral. Então, quanto de água o ar pode conter? Umidade Absoluta Antes de responder à questão anterior, é importante salientar que, embora não pareça, a parte que nos interessa da atmosfera é limitada pela superfície terrestre e pelo topo da troposfera a cerca de 32 km. Isso quer dizer que o vapor que entra na atmosfera aumenta a pressão desta dependendo da sua capacidade de absorvê-lo, isto é, de saturar-se de vapor d’água. A esta propriedade de saturação máxima de saturação de vapor d’água damos o nome de Umidade Absoluta - UA, que é definida como a massa de vapor de água (em gramas – “g”) por unidade de volume (em metros cúbicos – “m3”). Conceitos associados: • Umidade específica: é a razão entre o peso do vapor de água e o peso do ar em gramas (g), ou seja, quantidade em gramas de vapor d’água existente em cada quilograma de ar úmido. • Razão de mistura: é a relação entre a quantidade de vapor em gramas (g) existente em um quilograma de ar, sem contar o peso do próprio vapor, ou seja, a mistura do vapor no ar seco. • Pressão de vapor: é o peso do vapor dado pela pressão exercidasobre uma superfície ao nível do mar, medido em milibar (mb) ou hectopascal (hPa). 10 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Do ponto do vista quantitativo, um metro cúbico (1 m3) de ar poderia conter até 4% do seu volume total de água, expresso em grama por metro cúbico (g/m3). A UA, ou saturação de vapor d’água, não é igual em toda a superfície, pelo contrário, ela depende essencialmente da distribuição da radiação solar. No Quadro 1, podemos observar os vários índices de UA para as várias classes de temperatura da superfície terrestre. Quadro 1. Índices de Umidade Absoluta conforme a temperatura Temperatura Conteúdo de umidade (g/m3) -15 1,6 -10 2,3 -5 3,4 0 4,8 10 9,4 15 12,8 20 17,3 25 22,9 30 30,3 35 39,6 40 50,6 Fonte: Ayoade (1975, p. 144) Cada uma das temperaturas observadas no Quadro 1 é denominada Ponto de Orvalho (Td), isto é, a temperatura limite para cada taxa de saturação de vapor d’água possível. Note que para cada Ponto de Orvalho, teremos uma taxa de saturação específica. É importante salientar que as taxas de saturação não aumentam nas mesmas proporções que as temperaturas do Ponto de Orvalho. Em relação à afirmação anterior, note no Quadro 1, enquanto que para uma temperatura de 35 °C a saturação corresponde a 39,6 g/m³, a 40 °C, apenas cinco graus Celsius a mais, a saturação pula para a casa dos 50,6 g/m³. Quer dizer que o ar um pouco mais quente tem capacidade de reter bem mais vapor. Isso se deve ao fato que a definição das taxas de saturação implica considerar uma série de parâmetros atmosféricos que vão muito além da aritmética pura. Suponha que haja um aquecimento do ar que eleva a temperatura de 25 para 30 °C. Imediatamente, a mudança térmica do ar, a taxa de saturação aumenta de 22,9 g/m3 para 30,3 g/m3, o que quer dizer que o ar pode reter mais vapor d’água. Se ocorrer o oposto, o ar perde capacidade de reter vapor, ou seja, a saturação diminui. A diminuição da saturação implica na necessidade imediata de eliminar o excedente em g/m3, o mecanismo para isso é a condensação e, consequentemente, a precipitação, ou seja, a chuva. Toda chuva, portanto, pode ser considerada o excedente da saturação de uma determinada porção da atmosfera que passou por uma diminuição de temperatura e, em consequência disso, teve diminuída a sua capacidade de reter aquele excedente de vapor que precipitou em forma de chuva. Mas como quantificar a umidade existente no ar? Através de uma medida denominada de Umidade Relativa. 11 Umidade relativa Uma coisa que devemos considerar é que há 4% de vapor por unidade de ar, mas esse é um valor absoluto; portanto, impossível de ser medido, pois esse é o valor de saturação e toda vez que o ar atinge esse índice ocorre a precipitação do excedente. Assim, nunca podemos identificar o valor absoluto, embora possamos supor a sua ocorrência quando chove. Isso quer dizer que, instantes antes e/ou durante o início da chuva, houve queda de temperatura e, consequentemente, no Ponto de Orvalho, a umidade ultrapassou o volume em g/m³ e/ou saturou o ar a ponto de promover a precipitação do excedente de vapor para a nova situação térmica. Assim, a medida possível de ser feita para se saber a quantidade de umidade no ar é a que denominamos de Umidade Relativa – UR. A taxa de UR é medida em porcentagem (%) em relação à Umidade Absoluta – UA. Hipoteticamente, se admitirmos o Ponto de Orvalho em 25 °C, a saturação admitida equivale a 22,9 g/m3 de vapor d’água, o que equivale a 100% de umidade possível de ser retida no ar. Teoricamente, admitimos que caso ocorra queda na temperatura a UR ultrapassaria 100% e ocorreria chuva para a nova condição térmica com taxas inferiores de UA. Por outro lado, ao medir a umidade do ar em certo instante do dia constatou-se que, na mesma temperatura, a taxa de vapor existente foi de 11,45 g/m3, ou, 50% de UR. Isso poderia significar, teoricamente, uma probabilidade de chuva bem abaixo do caso anterior. E, finalmente, caso constatássemos, ao medir novamente o ar que a quantidade de vapor é da ordem de 5,72 g/m3, podemos dizer que a UR seria de 25%. As chances de chuva seriam, hipoteticamente, remotas se considerada a mesma temperatura inicial. É importante salientar que pequenas variações térmicas implicam em grandes alterações no percentual de UR. Deixemos claro que todas as suposições feitas acima são hipotéticas, pois a passagem de uma massa de ar polar pode produzir redução drástica nas médias térmicas fazendo precipitar mesmo aquelas pequenas quantidades de vapor no ar, dado que o Ponto de Orvalho também pode cair drasticamente. 12 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação O registro da Umidade Relativa – UR Registramos a UR utilizando um instrumento denominado de Psicrômetro. O Psicrômetro é, na verdade, a combinação de dois termômetros. Um dos termômetros tem o bulbo coberto pela extremidade de uma fibra natural absorvente que tem a outra extremidade mergulhada em água. O que mantém o bulbo sempre úmido. Por esse motivo denominamos esse instrumento de termômetros de bulbo úmido. O outro termômetro é mantido com o bulbo seco (Figura 1). Figura 1. Psicrômetro ÚmidoSeco Bulbo úmido Recipiente com água O funcionamento do Psicrômetro é muito simples. Como a fibra umedecida ao máximo (saturação máxima) é exposta ao ar livre, ela expõe a água que encharca a fibra e recobre o bulbo à evaporação, o que leva ao consumo de calor (600 cal/g) para que a evaporação seja possível. Com isso, o mercúrio do termômetro registra esta queda da temperatura por perda de calor, ou seja, ele identifica que o consumo de caloria implica que o ar esteja secando e se contrai. Logo, quanto maior a diferença entre o termômetro de bulbo úmido em relação ao de bulbo seco, menor a UR e vice-versa. Fonte: adaptado de i00.i.aliimg.com 13 Nuvens, nevoeiro, neblina, orvalho e geada A condensação do vapor d’água produz uma série de fenômenos atmosféricos. Dependendo da sua localização ou das condições térmicas, as quais se formam podem ser denominados de nuvem, nevoeiro, orvalho e geada. Independentemente da classificação, o essencial para que ocorra a condensação é que o ambiente esteja saturado de umidade, o que, no geral, acontece quando o ar é resfriado. Nuvens Chamamos de nuvem as aglomerações de gotículas de condensação e deposição de vapor d’água e/ou de cristais de gelo na atmosfera. As nuvens também podem conter partículas sólidas (“poeira”) e outros gases sobre os quais as gotículas aglomeram-se em um fenômeno denominado de coalescência. Nesse caso, tanto os gases como os particulados sólidos funcionam como núcleos de condensação das gotículas de água. Os sais (Cloreto de Sódio - NaCl, Sulfato de Cálcio - CaSO4, Sulfato de Magnésio - MgSO4 e Cloreto de Magnésio - MgCl2, por exemplo) suspensos no ar, têm importância redobrada quanto ao fato de serem especialmente atraentes às moléculas de água por afinidade química sendo, por esse motivo, denominados de Núcleos Higroscópicos. A diferenciação das nuvens pode ser baseada na sua forma. Nesse caso, as nuvens são classificadas em: Cirrus nuvens fibrosas, altas, brancas e finas; Stratus camadas que cobrem grande parte ou todo o céu; Cumulus massas individuais globulares de nuvens, com aparência de dômica desenvolvidas devido à convecção ascendente. Além da distinção morfológica, as nuvens podem ser caracterizadas pela sua altura. Assim, temos quatro classes: Altas nuvens nas quais a base ewwwncontra-se acima de 6.000 m. Médias nuvens nas quais a base encontra-se entre 2.000 e 6.000 m. Baixas nuvens nas quais a base encontra-se até 2.000 m. Nuvens com desenvolvimento vertical geralmente, estão associadas ao aumento diário de temperatura, isto é, à convecção ascendente. 14 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação A Figura 2 apresenta a representação da classificação das nuvens. Figura 2. Classificação de nuvens Fonte: zeus.iag.usp.brO Quadro 2 apresenta a classificação mais detalhada e algumas especificidades de cada agrupamento de nuvem. Quadro 2. Classificação de nuvens Tipos Básicos de Nuvens Família de nuvens e altura Tipo de nuvem Características Nuvens altas (acima de 6000 m) Cirrus (Ci) Nuvens finas, delicadas, fibrosas, formadas de cristais de gelo. Cirrocumulus (Cc) Nuvens finas, brancas, de cristais de gelo, na forma de ondas ou massas globulares em linhas. É a menos comum das nuvens altas. Cirrostratus (Cs) Camada fina de nuvens brancas de cristais de gelo que podem dar ao céu um aspecto leitoso. As vezes produz halos em torno do sol ou da Lua. Nuvens médias (2000 - 6000 m) Altocumulus (Ac) Nuvens brancas a cinzas constituídas de glóbulos separados ou ondas. Altostratus (As) Camada uniforme branca ou cinza, que pode produzir precipitação muito leve. 15 Nuvens baixas (abaixo de 2000 m) Stratocumulus (Sc) Nuvens cinzas em rolos ou formas globulares, que formam uma camada. Stratus (St) Camada baixa, uniforme, cinza, parecida com nevoeiro, mas não baseada sobre o solo. Pode produzir chuvisco. Nimbostratus (Ns) Camada amorfa de nuvens cinza escuro. Uma das mais associadas à precipitação. Nuvens com desenvolvimento vertical Cumulus (Cu) Nuvens densas, com contornos salientes, ondulados e bases frequentemente planas, com extensão vertical pequena ou moderada. Podem ocorrer isoladamente ou dispostas próximas umas das outras. Cumulonimbus (Cb) Nuvens altas, algumas vezes espalhadas no topo de modo a formar uma ‘‘bigona’’. Associadas com chuvas fortes, raios, granizo e tornados. Fonte: Adaptado de Grimm (1999) Nevoeiro e neblina Em certos casos, esse fenômeno pode ocorrer, devido ao resfriamento noturno do ar de gotículas de água ou cristais de gelo entrar em suspensão, mas manterem-se próximas do solo. Além disso, é mais comum em noites de céu limpo, ventos fracos e umidade relativa razoavelmente alta. Nessas condições, um pequeno resfriamento que seja já é capaz de condensar o vapor que paira próximo à superfície no fim da madrugada. Se tal condensação for fraca e permitir a visibilidade superior a um km, chamamos esse fenômeno de neblina. Caso a condensação seja intensa e diminua a visibilidade para menos de um km, tal fenômeno é chamado de nevoeiro (Figura 3). Figura 3. Neblina no vale do rio Pelotas, Bom Jesus-RS Fonte: elaborado pelo autor 16 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Orvalho e geada Assim como o caso anterior, o orvalho e a geada também ocorrem devido ao resfriamento noturno do ar, igualmente em noites de céu limpo, ventos fracos e umidade relativa razoavelmente alta. Nesses casos, os elementos existentes na superfície terrestre emitem mais radiação que recebe da atmosfera. Por esse motivo, a superfície daqueles elementos torna-se mais fria que o ar do entorno, esfriando-o e este se torna saturado. Se a temperatura do ar, ainda que este tenha esfriado devido ao fato de ter transferido seu calor para o elemento da superfície, ainda permanecer acima do ponto de congelamento, o vapor presente é depositado na forma de orvalho. Caso a temperatura do ar tenha ficado abaixo ou igual à do ponto de congelamento o vapor é depositado na forma de geada (Figura 4). Utilizamos o termo deposição e não precipitação porque o vapor não caiu do céu, mas já estava presente no ambiente, sendo apenas depositado sobre a superfície. Figura 4. Cristais de gelo remanescentes de geada sobre os campos naturais. Bom Jesus-RS Fonte: elaborado pelo autor A deposição é um fenômeno bastante comum sendo observado em garrafas de líquidos gelados que são expostas ao ar livre fora da geladeira. O lado externo da garrafa fica coberto com gotículas de água cada vez maiores até que escorrem pelo corpo da garrafa. Precipitação ou chuva Embora possa não parecer, a chuva é um fenômeno excêntrico. Dizemos isso porque para que haja chuva, as partículas de água têm que vencer uma série de obstáculos que a maior parte dos vapores não consegue ultrapassar. As gotículas de água das nuvens têm dimensões bastante reduzidas em torno de 20 microns. Para se ter uma ideia, um fio de cabelo tem um diâmetro de 75 microns. Devido às suas pequenas dimensões, as gotículas de água das nuvens não conseguem cair no solo, mesmo considerando que a força da gravidade as atrai para baixo. Isso acontece em decorrência do fato de as correntes de ar ascendentes empurrarem-nas de volta para cima. 17 As múltiplas barreiras só são ultrapassadas nos casos em que as gotículas crescem o suficiente para alcançarem o solo na forma de chuva. O tal crescimento esperado para que as gotículas transformem-se em chuva é chamado de coalescência ocasionado pelo choque entre moléculas de água. A Figura 5 representa o processo de crescimento de gotículas de água e a formação de chuva. Figura 5. Coalescência de gotículas de vapor e formação de chuva Fonte: Adaptado de Grimm Analisando a Figura 5, podemos observar que a gotícula em queda através da atmosfera, já envolvendo um núcleo de condensação (“a”), ajunta-se a outras gotículas (“b”), tornando-se bastante pesada, aumentando a velocidade da queda (“c”). A certa altura, devido ao atrito com o ar, a gota de chuva inicia um processo de divisão em pleno ar (“d”). A partir daí, gotas de chuva continuam a cair em alta velocidade até alcançarem o solo na forma de chuva (“e”). A partir daí, basta medir a quantidade de chuva precipitada. 18 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Pluviometria ou medida de precipitação ou de chuva Figura 6. Pluviômetro do tipo Ville Fonte: p1.storage.canalblog.com. Medimos a precipitação com o emprego de um pluviômetro (Figura 6). O instrumento consiste de um coletor côncavo com diâmetro de 20 cm, interligado a um recipiente de armazenamento cilíndrico, com área equivalente a um décimo da área do coletor. O funcionamento do pluviômetro é bastante simples. Ele deve ser deixado a céu aberto para coletar a água ou o gelo precipitado para o solo. A quantidade de chuva precipitada é resultado de uma fórmula dedutiva também bastante simples: um milímetro de água de chuva capturada pelo coletor equivale a um litro de chuva precipitada sobre 1 m² no solo. Portanto, 1 mm de água captada pelo pluviômetro equivale a 1 litro de chuva por metro quadrado. Hipoteticamente, se após uma chuva forte o tubo de armazenamento contiver 60 mm de água, isso quer dizer que choveu 60 litros por metro quadrado. A chuva também pode ser medida por pluviógrafos (Figura 7). Esses aparelhos têm a vantagem de, além de serem um registro contínuo, permitem saber o ponto de início, as variações e o fim de um evento de chuva. Figura 7. Pluviógrafo Fonte: Wikimedia Commons 19 Tipos de precipitação ou chuva A chuva pode ser classificada segundo a sua gênese em: orográfica, frontal e convectiva. Chuva orográfica A chuva orográfica, como o próprio nome indica, é aquela que tem sua gênese associada às encostas das elevações topográficas. É importante lembrar que, durante o processo de convecção, o ar, antes de ascender a baixas pressões e grande volume de vapor proveniente de evaporação das águas e da transpiração vegetal, cumpre uma trajetória horizontal rente à superfície antes de ganhar altura. Ao encontrar uma barreira topográfica, o ar úmido é “forçado” a subir pela encosta e a resfriar adiabaticamente. Como o processo de convecção é ininterrupto, mais ar quente e úmido é produzido em sequência, empurrando o volume anterior contra a barreira orográfica, obrigando-a a subir rente à encosta. É claro, que, ao longo do deslocamento horizontal, pode ocorrer precipitação devido à saturação de vapor conjuntamente às eventuais reduções térmicas adiabáticas. As chuvas orográficas são bastante comuns na faixa costeira leste do Brasil. Como o ar é forçado a subir desde o nível do mar até o topo da Serra do Mar que varia entre 1.000 a 2.000 m de altitude, ocorre o resfriamentoadiabático e, consequentemente, quedas sucessivas no ponto de orvalho. Esse processo promove a condensação e subsequente precipitação da umidade existente na chamada face de sotavento, isto é, a que está voltada para a origem do ar em movimento ou da brisa marinha. Quando termina a escalada pela encosta, as taxas de umidade já são bem mais baixas e a condensação e a precipitação bem mais modestas, ou, a “sombra de chuva” na face de barlavento, aquela que está voltada para a direção do destino do ar em movimento. O esquema da Figura 8 apresenta esse processo. Figura 8. Esquema explicativa para a chuva orográfica O ar úmido que vem do mar, ou à Barlavento, ao subir, resfria adiabaticamente, ou seja, por mudança de pressão. Isso produz a Chuva Orográ�ca ao longo da encosta. O ar que atinge a face oposta da mesma elevação, desce seco e aquecendo adiabaticamente à Sotavento. Fonte: elaborado pelo autor 20 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Conceito associado: • Vento Foehen: é o vento frio e seco (mais frio e mais seco que a sua origem a barlavanto) que descem as vertentes de sotavento. Como exemplo desse processo, no Quadro 3, podemos comparar os dados pluviométricos desde a baixada santista até o planalto paulista, no Estado de São Paulo. Quadro 3. Totais de chuva para localidades selecionadas LOCALIDADE ALTITUDE (M) TOTAL DE CHUVA (mm/ano) Santos 9 2.153 m Cubatão 8 2.530 m Serra do Mar 350 3.151 m Serra do Mar 500 3.387 m Serra do Mar 850 3.874 m São Caetano do Sul 760 1.289 m Fonte: Adaptado de Galvani (2014) A Figura 9 mostra a localização dos pontos amostrados no exemplo do fenômeno pluviométrico orográfico. Figura 9. Localização dos pontos amostrais de dados de precipitação orográfica Fonte: DATA Sio, NOAA, NGA, GEBCO, Digital Globe, CNES/Astrium, Google (2015) Se observarmos as localizações dos pontos amostrais, notaremos que a sequência do Quadro 3 obedece a uma distribuição no sentido Sudeste-Noroeste, a mesma da direção da brisa marinha. Assim, de Santos a São Caetano do Sul há um afastamento em relação à faixa costeira. Santos e Cubatão, além de mais próximas ao mar, encontram-se nas altitudes mais modestas quando comparadas aos outros pontos amostrais. 21 No geral, este tipo de chuva apresenta uma distribuição espacial bastante concentrada, embora apresente grande variabilidade locacional. A intensidade vai de fraca a forte, dependendo da velocidade do vento que acompanha o resfriamento adiabático e sua duração é curta indo de alguns minutos a poucas horas. A análise dos dados e informações de localização permite afirmar que as taxas anuais de precipitação têm uma origem moderada em Santos, elevam-se de Cubatão ao topo da Serra do Mar e diminuem significativamente no planalto, caracterizando a chuva orográfica de forma muito concreta. Chuva Frontal As chuvas frontais têm sua gênese associada aos choques entre massas de ar em movimento na superfície terrestre. As massas de ar são porções de ar de grandes dimensões que apresentam certa homogeneidade em termos de temperatura e umidade. O avanço de massas de ar sobre superfícies de características diferentes provoca o surgimento de frentes, que são áreas de baixa pressão entre essas massas de ar, causando instabilidade atmosférica, muita nebulosidade e precipitação. As frentes estão, portanto, na transição de massas de ar diferentes. O estudo das frentes trás consigo alguns conceitos como: Frontogênese: processo de formação ou regeneração de uma frente. Frontólise: processo de dissipação de uma frente. Linha de Instabilidade: faixa de nebulosidade e mau tempo, com até 60 km de largura. Forma-se nas latitudes temperadas e subtropicais antes da chegada de uma frente fria de rápido deslocamento. 22 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação A gênese da chuva frontal O encontro das massas de ar promove a ascensão forçada da massa mais quente e úmida sobre a massa de ar fria e seca, levando ao resfriamento acompanhado de condensação e subsequente precipitação da umidade pré-existente na primeira (Figura 10). Figura 10. Esquema explicativo de chuva frontal A massa de ar frio e seco, mais densa, que vem de regiões polares se choca de frente com uma massa de ar quente e úmida existente em regiões subtropicais e, ou, tropicais. O choque de frente fria promove a “ascensão forçada” da massa de ar quente e úmido quando há condensação e chuva por resfriamento adiabático. Fonte: elaborado pelo autor A chuva frontal tem uma distribuição local a regional, podendo se estender por centenas de milhares de km². A intensidade é muito variável podendo apresentar-se forte a muito forte, como as chuvas frontais que atingem à região Sul a moderadas e fracas, como os chuviscos que são comuns no sudeste, particularmente em São Paulo. A temporalidade desses tipos de chuva pode ir de algumas horas a até algumas semanas, sendo bem distribuídas ao longo do ano embora sejam mais frequentes no inverno. O Brasil tem boa parte dos seus climas significativamente influenciados pela frente fria que tem origem na zona polar antártica, denominada massa Polar antártica ou atlântica, que tem como característica o fato de ser fria, úmida, instável e profunda, ou seja, estende-se através da troposfera. 23 Chuva de convecção ou convectiva As chuvas de convecção ou convectivas são as que se formam a partir de nuvens de grande desenvolvimento vertical e resfriamento adiabático. O esquema da Figura 11 representa o processo que leva à formação de chuvas convectivas. Figura 11. Esquema de representação do processo de formação de chuvas de convecção Fonte: elaborado pelo autor Essas chuvas, apesar de ocorrerem de forma bem concentrada têm sua distribuição bastante irregular. Sua intensidade pode ser considerada moderada a muito forte, embora a duração seja curta em termos de minutos a horas. Isso vai depender do desenvolvimento vertical da nuvem (Figura 12). Figura 12. Nuvem do tipo Cumulonimbus com grande desenvolvimento vertical, sobre a cidade de São Paulo Fonte: ebc.com.br 24 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Comportamento das chuvas no Brasil O Brasil compreende um território de grandíssimas dimensões. Trata-se de um território com uma extensão de 8.514.876,599 km2 sendo que o comprimento longitudinal (Oeste-Leste) é da ordem de 4.319,4 km e o comprimento latitudinal (Norte-Sul) é de 4.394,7 km. Além disso, o país apresenta um dos maiores litorais do mundo com 7.367 km e uma das maiores faces de sotavento do mundo, correspondente à faixa oriental dos Andes, com 15.719 km (IBGE, 2015)1 . Os dados supracitados são a prova cabal de que o Brasil é um país de diversidades e os seus climas são prova disso. A Figura 13 a seguir apresenta esta diversidade do ponto de vista pluviométrico. Trata-se dos pluviogramas de cidades brasileiras selecionadas. Figura 13. Pluviogramas de cidades selecionadas Fonte: inmet.gov.br Na análise comparativa dos quatro gráficos de precipitação das cidades brasileiras selecionadas, podemos observar algumas nuances. A cidade de Boa Vista, capital do Estado de Roraima, situa-se ao Norte do Equador. Assim, o regime de chuvas que alimenta o sistema clima-terra desta localidade é proveniente de chuvas de verão no hemisfério Norte. 1 Disponível em http://teen.ibge.gov.br/mao-na-roda/posicao-e-extensao. Acessado em 20/03/2015 25 Já a cidade de Aracaju, capital do Estado de Sergipe, apresenta um gráfico morfologicamente similar ao anterior. Entretanto, quando observamos o período de maior ocorrência de precipitação, vemos que os índices revelam outros fatores de controle climático. A cidade de Aracaju encontra-se às margens do Oceano Atlântico. O que leva a crer que as chuvas se devam a algum fato essencialmente devido à proximidade com a costa e, em particular, ao deslocamento para o Sul da ZCIT. Contudo, as taxas de precipitação não se devem a apenas à sua localização privilegiada, mas pelo contrário, as chuvasrepresentadas no pluviograma são originadas no Sul. É a massa Polar atlântica, mais atuante em junho e julho, que leva à formação de chuvas. O pluviograma da cidade de Florianópolis, capital do Estado de Santa Catarina, é de grande valia para os estudos climáticos. Se observarmos bem os dados do gráfico, poderemos perceber que a cidade apresenta uma boa regularidade na ocorrência de chuvas. Isso pode ser explicado pela constante produção da brisa marinha sobre a cidade, situada em uma ilha junto à costa, resfriada pelas constantes massas de ar frio que vem do sul. O pluviograma da cidade de Teresina apresenta um longo período de estiagem que vai de junho a outubro. A cidade em questão recebe influências da maritimidade, embora não seja uma cidade costeira. E também recebe influências do nordeste setentrional semiárido. Assim, é um clima de contrastes hidrográficos muito significativos. A diversidade observada nos resultados das amostras obtidas para análise demonstra que o Brasil é um país de contrastes e principalmente no que diz respeito ao âmbito natural. 26 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Material Complementar Sites sobre a água atmosfera Sites: CPTEC – Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos: www.cptec.inpe.br INPE - Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais: www.inpe.br INPA – Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia: www.inpa.gov.br LBA – Programa de Grande Escala da Biosfera-Atmosfera na Amazônia: lba.inpa.gov.br/lba/ IMAZON – Instituto do Homem e Meio Ambiente da Amazônia: www.imazon.org.br 27 Referências AYOADE, J. O. Introdução à climatologia para os trópicos. Bertrand Brasil, Rio de Janeiro, 1996. GRIMM, A. M. Meteorologia básica: notas de aulas. Versão eletrônica. Disponível em http://fisica.ufpr.br/grimm/aposmeteo/. Acessado em 18/03/2015. VAREJÃO-SILVA, M. A. Meteorologia e Climatologia. Versão eletrônica disponível em http://www.icat.ufal.br/laboratorio/clima/data/uploads/pdf/METEOROLOGIA_E_ CLIMATOLOGIA_VD2_Mar_2006.pdf. Acessado em 18/03/2015. 28 Unidade: Umidade, nebulosidade e precipitação Anotações
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