FORÇA AÉREA BRASILEIRA

ESCOLA DE ESPECIALISTAS DE AERONÁUTICA

METEOROLOGIA GERAL(MÓDULO ÚNICO)

BMT

CFS

IMPRESSO NO SETOR GRÁFICO DA EEAR

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SERVIÇO PÚBLICO FEDERAL

ESCOLA DE ESPECIALISTAS DE AERONÁUTICA

ENSINO INDIVIDUALIZADO

DISCIPLINA: METEOROLOGIA GERAL

MÓDULO ÚNICO

METEOROLOGIA GERAL

ELABORAÇÃO: JOSÉ HÉLIO ABREU NOGUEIRA - 3S BMT / 2005COLABORAÇÃO: ROSEANNE MACHADO FERNANDES – 3S BMT/2005

DOCUMENTO DE PROPRIEDADE DA EEARTodos os Direitos Reservados

Nos termos da legislação sobre direitos autorais, é proibida a reprodução total ou parcial deste documento, utilizando-se qualquer forma ou meio eletrônico ou mecânico, inclusive processos xerográficos de fotocópias e de gravação sem a permissão, expressa e por escrito, da Escola de Especialistas de Aeronáutica- Guaratinguetá- SP.

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ÍNDICE

PÁG.Introdução............................................................................................................................. 04

Roteiro de atividade.............................................................................................................. 05

Texto I- ESTRUTURA DA METEOROLOGIA....................................................................06

Texto II- A TERRA E A RADIAÇÃO SOLAR.....................................................................11

Texto III- CALOR E TEMPERATURA NA ATMOSFERA.................................................24

Texto IV- PRESSÃO ATMOSFÉRICA.................................................................................31

Texto V- UMIDADE ATMOSFÉRICA.................................................................................39

Texto VI- CONDIÇÕES DE EQUILÍBRIO DO AR..............................................................51

Texto VII- A ATMOSFERA PADRÃO E A ALTIMETRIA.................................................57

Texto VIII- A ATMOSFERA EM MOVIMENTO................................................................65

Texto IX- MASSAS DE AR E FRENTES.............................................................................83

Texto X- PERTURBAÇÕES ATMOSFÉRICAS...................................................................93

Texto XI- PROBLEMAS CLIMÁTICOS ATUAIS................................................................103

Texto XII- FORMAÇÃO DE GELO EM AERONAVES......................................................106

Texto XIII- CLIMATOLOGIA.............................................................................................. 109

Texto XIV- METEOROLOGIA ESPACIAL.........................................................................114

Bibliografia............................................................................................................................ 121

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INTRODUÇÃO

O presente módulo, destinado aos alunos da 1ª Série do Curso de Formação de

Sargentos, da especialidade de Meteorologia, tem por finalidade apresentar os conhecimentos

básicos essenciais para o aprendizado desta ciência.

Nosso principal objetivo é expor, aos que nela se iniciam, os fenômenos relativos à

atmosfera terrestre, de maneira simples e objetiva, de forma a proporcionar-lhes subsídios para

melhor compreensão do dia-a-dia.

Assim, não é nosso intento, aqui, ensinar os princípios correlatos à previsão do

tempo, mas sim apresentar o necessário para um bom desempenho profissional das atividades

fundamentais àqueles que serão futuros integrantes do Serviço de Proteção ao Vôo.

Os responsáveis pelo texto, cientes de que ainda não elaboraram um trabalho

completo, sobretudo pela atual inconstância do tempo, agradecem antecipadamente quaisquer

sugestões que tenham como objetivo o aprimoramento das próximas edições.

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ROTEIRO DE ATIVIDADES

I- Assunto: METEOROLOGIA GERAL

II- Objetivo: ao término do estudo deste módulo, você estará apto a identificar os fenômenos atmosféricos, suas causas e conseqüências.

III- Atividade de ensino: este módulo é composto de quatorze textos:a- Texto I - Estrutura da Meteorologiab- Texto II - A Terra e a Radiação Solarc- Texto III - Calor e Temperatura na Atmosferad- Texto IV - Pressão Atmosféricae- Texto V - Umidade Atmosféricaf- Texto VI - Condições de Equilíbrio do Arg- Texto VII - A Atmosfera Padrão e Altimetriah- Texto VIII - A Atmosfera em Movimentoi- Texto IX - Massas de Ar e Frentesj- Texto X - Perturbações Atmosféricask- Texto XI - Problemas Climáticos Atuaisl- Texto XII - Formação de Gelo em Aeronavesm- Texto XIII - Climatologian- Texto XIV - Meteorologia Espacial

Para dominar os conteúdos abordados neste módulo e alcançar o desempenho exigido, você deverá ler com bastante atenção. Não passe adiante enquanto houver dúvidas.

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TEXTO I

ESTRUTURA DA METEOROLOGIA

1 - Introdução

Ao longo dos séculos, observadores do céu e dos ventos, tais como agricultores, navegantes e pastores acumularam certos conhecimentos práticos capazes de possibilitar prognósticos com relativa precisão sobre mudanças do tempo. Atualmente, a Meteorologia e seus observadores contam com recursos tecnológicos e meios avançados para indicarem as condições do tempo com a melhor precisão possível. Baseada na Física e na Matemática, entre outras ciências, a Meteorologia deixou de ser fruto apenas do empirismo, da subjetividade, passando a ser uma ciência exata e precisa, através de modelos e métodos de previsão desenvolvidos e com auxílio de supercomputadores no processamento de dados meteorológicos. Entretanto, para que isso ocorra faz-se necessário conhecimento e responsabilidade por parte dos integrantes da ciência meteorológica – observadores e previsores – fazendo com que a exatidão da informação seja alcançada em escala global.

1.1 - Definição

O vocábulo Meteorologia, de origem grega, apresenta a seguinte etimologia: Meteoro : significando fenômenos (atmosféricos); Logus : significando estudo (tratado).

Assim, a Meteorologia é a ciência que se destina ao estudo dos fenômenos que ocorrem na atmosfera terrestre.

1.2 - Histórico

A Meteorologia, assim com as demais ciências, evoluiu de acordo com o avanço tecnológico proporcionado pelas civilizações ao longo do tempo. Diante do exposto, alguns historiadores atribuem a Aristóteles a primeira citação dada à Meteorologia em sua obra “Meteorologa”. Daí em diante outros povos (palestinos, indianos, gregos etc) passaram a observar fenômenos naturais como a precipitação, o vento a umidade do ar entre outros.

A partir do século XVI aproximadamente, começaram a surgir instrumentos capazes de medir e/ou registrar alguns desses parâmetros meteorológicos, como em 1580, quando Galileu Galilei inventou o termômetro. Barômetros, higrômetros, anemômetros e psicrômetros são exemplos de alguns instrumentos inventados. Além disso, conceitos e teorias também foram desenvolvidos, como por exemplo a circulação atmosférica nos trópicos descrita por G. Hadlen, em 1735, e métodos de se intercambiar e padronizar o serviço meteorológico (plotagem, rede meteorológica, horas padrões...)foram aperfeiçoados através de congressos mundiais.

Já no século XX, valiosos aliados como a radiossonda, satélites, radares e computadores vieram a impulsionar a meteorologia no campo tecnológico, tornando as observações e conseqüentes previsões mais exatas e seguras.

2 - Estrutura da Organização Meteorológica

A Meteorologia abrange várias áreas das atividades humanas ( aeronáuticas, marítimas, agrícolas...) o que a torna uma ciência de alcance global. Organizá-la, portanto, é uma tarefa difícil e que deve atender aos diversos ramos de aplicação. Para isso, em 1951, foi criada a Organização Meteorológica Mundial (O.M.M.), sediada em Genebra (Suíça) com a finalidade de coordenar o desenvolvimento das atividades de meteorologia no mundo. Como membro da

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Organização das Nações Unidas, compõe-se de aproximadamente 200 países. A OMM, como organização mundial, está estruturada com os seguintes órgãos ( dados de 1991):

Congresso Meteorológico Mundial : órgão supremo que reúne, uma vez a cada quatro anos, os representantes de todos os estados-membros, para determinar as normas gerais para o cumprimento das finalidades da organização.

Comitê executivo : órgão composto de 24 membros, entre eles os presidentes das associações regionais, e que se reúne uma vez pelo menos a cada ano, com a finalidade de supervisionar os programas aprovados pelo Congresso.

Associações regionais : em número de seis, também denominadas Regiões, reunem-se a cada 04 anos e têm por finalidade coordenar as atividades meteorológicas dentro das mesmas. São elas:

Região I África

Região II Ásia

Região III América do Sul

Região IV América do Norte e Central

Região V Pacífico Sudoeste

Região VI Europa

Comissões técnicas : são aquelas formadas por elementos designados pelos membros responsáveis pelo estudo dos ramos técnicos especiais da Meteorologia relativos à observação, análise, previsão, pesquisa e aplicações. Cada país membro pode representar-se em qualquer comissão. São elas:

Meteorologia AgrícolaMeteorologia MarítimaSistemas BásicosMeteorologia AeronáuticaClimatologiaHidrologiaCiências AtmosféricasAplicações EspeciaisInstrumentos e Métodos de Observação

Para atender às necessidades da meteorologia no campo da aviação, foi criada em 1947 a OACI, sediada em Montreal (Canadá), com o objetivo de coordenar as atividades relacionadas à segurança, economia e ao desenvolvimento das atividades aeronáuticas. Também é filiada da ONU.

2.1 - A Meteorologia no mundo

Os esforços internacionais em termos meteorológicos realizados nos últimos anos, levaram à criação de um sistema mundial muito eficaz de observação e controle da atmosfera. Trata-se da chamada Vigilância Meteorológica Mundial (VMM) que, para o fiel cumprimento de sua finalidade, vale-se de três grandes articulações.

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Sistema Mundial de Observações : compreende estações meteorológicas terrestres, marítimas, oceânicas e automáticas; aviões de reconhecimento meteorológico, radar e satélites meteorológicos além de outros métodos de observação.

Sistema Mundial de Telecomunicações : compreende um complexo de comunicações, destinado a veicular as informações meteorológicas através dos Centros Mundiais e Regionais de Telecomunicações.

Sistema Mundial de Previsão de Área (WAFS) : localizado em Washington (EUA), compreende dois Centros Mundiais de Previsão de Área (WAFC), localizados em Washington (principal) e Londres, e os Centros Nacionais de Meteorologia Aeronáutica espalhados em vários países, como no Brasil (Brasília), por exemplo.

Hoje, graças ao desenvolvimento tecnológico, a Meteorologia está convenientemente aparelhada para enfrentar o desafio a que se propôs, ou seja, a análise, a previsão e o controle das condições atmosféricas

2.2 - A Meteorologia no Brasil

No Brasil, atuam na Meteorologia os seguintes serviços: Ministério da Agricultura (INMET) Ministério da Ciência e Tecnologia (CPTEC/INPE) Ministério da Defesa (Aeronáutica, Marinha etc)

Entretanto, o órgão oficial de Meteorologia em nosso país é o Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), pertencente ao Ministério da Agricultura, que inclusive é o representante brasileiro junto à OMM.

O INMET tem por missão precípua coordenar as funções administrativas da Rede Meteorológica Nacional, tendo em vista aplicações da Meteorologia às diferentes atividades humanas, em especial às agropecuárias. Os dados de suas estações sinóticas são coletados pelos centros receptores de Brasília e do Rio de Janeiro, que, após plotados e analisados, originam previsões para todo o território nacional.

Já a Meteorologia Aeronáutica, em nosso país, é coordenada pela Divisão de Meteorologia (D-MET) do Comando da Aeronáutica, órgão pertencente ao DECEA (Departamento de Controle do Espaço Aéreo) que é filiada internacionalmente à Organização de Aviação Civil Internacional (OACI).

Para a consecução de seus objetivos, a D-MET dispõe da chamada Rede Meteorológica de Proteção ao Vôo, composta de uma Rede de Estações Meteorológicas e de uma Rede de Centros Meteorológicos, como vemos a seguir:

REDE DE ESTAÇÕES METEOROLÓGICAS REDE DE CENTROS METEOROLÓGICOS

Estações Meteorológicas de Superfície (EMS)Estações Meteorológicas de Altitude (EMA)Estações de Radar Meteorológico (ERM)

Centro Nacional de Meteorologia Aeronáutica (CNMA)Centros Meteorológicos de Aeródromo (CMA)Centros Meteorológicos de Vigilância (CMV)Centros Meteorológicos Militares (CMM)

Os dados sinóticos das estações meteorológicas da Rede de Proteção ao Vôo são coletados pelos Centros Meteorológicos respectivos, em que são plotados e analisados, para gerarem as

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previsões que serão empregadas visando à segurança, eficiência e economia do vôo. Outrossim, são ainda difundidas juntamente com os dados das estações do INMET em âmbito internacional.

Os dados horários são armazenados no Banco de Informações Operacionais Meteorológicas (OPMET), localizado em Brasília, de onde podem ser difundidos, automaticamente para os Centros de Previsão e, mediante solicitação, às localidades que estejam integradas ao sistema de proteção ao vôo.

2.2.1 - Definição das Estações e dos Centros Meteorológicos

EMS - tem como finalidade efetuar observação à superfície para fins aeronáuticos e sinóticos através de estimativas e equipamentos; são instaladas nos aeródromos.

EMA - tem por finalidade coletar, através de radiossondagem, dados dos níveis superiores da atmosfera (pressão, temperatura, umidade do ar e vento dos níveis superiores).

ERM - tem como objetivo detectar fenômenos adversos e fazer vigilância meteorológica constante na sua área de cobertura.

CNMA - órgão integrante do sistema mundial de previsão de área com finalidade de preparar cartas meteorológicas de previsão e repassá-las aos centros meteorológicos subordinados.

CMA - tem a responsabilidade de prestar apoio à navegação aérea nos aeródromos em que estiverem localizados.

CMM - sediados nas bases aéreas, objetiva apoiar especificamente à aviação militar.

CMV - tem por finalidade monitorar as condições meteorológicas reinantes na sua área de vigilância, através da expedição e recebimento de informações meteorológicas adversas ao vôo.

Todos os serviços de aviação do mundo mantêm um corpo de observadores do tempo (civis ou militares), cujo dever é detectar regularmente e com precisão as condições atmosféricas reinantes em seus locais de trabalho (estações meteorológicas) e divulgá-las de imediato numa forma codificada para o uso de previsores, aeronavegantes, controladores de tráfego aéreo e outros interessados. Esses profissionais têm uma grande responsabilidade, pois da precisão de seu trabalho dependerá a segurança de tripulações, passageiros e outras pessoas.

3 - Divisão e aplicação da Meteorologia

Segundo a natureza de seu estudo, a Meteorologia é dividida em duas grandes áreas: Meteorologia Pura e Meteorologia Aplicada.

3.1 - Meteorologia Pura

Aquela cujo estudo é voltado diretamente para a pesquisa. Compreende, dentre outros, os seguintes ramos:

Meteorologia sinótica : que compreende o estudo analítico dos processos físicos que ocorrem na atmosfera e se constitui na base das análises e previsões.

Meteorologia dinâmica : que compreende a interpretação matemática dos processos físicos que ocorrem na atmosfera.

Meteorologia tropical : que cuida dos processos físicos da atmosfera das latitudes tropicais.

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Meteorologia polar : que cuida dos processos físicos da atmosfera das latitudes polares.

Paleoclimatologia : que estuda a evolução da atmosfera desde a sua origem.

Climatologia : que estuda a evolução dos processos físicos que ocorrem na atmosfera.

3.2 - Meteorologia Aplicada

Aquela cujo estudo é dirigido para o emprego prático dentro das diversas atividades humanas. Eis alguns ramos da meteorologia aplicada:

Meteorologia agrícola : que estuda as relações existentes entre o tempo, clima e vida dos vegetais cultivados.

Meteorologia marítima : que estuda a interação entre os processos físicos da atmosfera com os oceanos, visando, sobretudo à navegação marítima.

Meteorologia aeronáutica : que compreende o estudo dos processos físicos que ocorrem na atmosfera, tendo em vista a economia, eficiência e segurança das atividades aeronáuticas.

Meteorologia industrial : que estuda a aplicação de princípios, métodos e procedimentos meteorológicos aos problemas de engenharia industrial (poluição atmosférica).

Meteorologia espacial : ramo que visa o estudo da atmosfera por meio de satélites, foguetes e outro meios, com a finalidade de se fazer uma observação de alcance global.

Bioclimatologia : que estuda as relações entre tempo e clima versus vida dos seres vivos.

Segundo a amplitude de seu estudo, a Meteorologia é dividida em quatro grandes áreas: micrometeorologia, mesome teorologia, macrometeorologia e meteorologia cósmica.

Micrometeorologia : trata do estudo da atmosfera à superfície, numa escala de natureza local. Ex.: nuvens.

Mesometeorologia : trata do estudo dos sistemas meteorológicos capazes de afetar áreas relativamente extensas. Ex.: ITCZ no Brasil, ondas de leste, frentes.

Macrometeorologia : trata do estudo da atmosfera em escala hemisférica. Ex: El Niño.

Meteorologia Cósmica : trata do estudo da atmosfera numa escala global. Ex: Efeito estufa.

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TEXTO II

A TERRA E A RADIAÇÃO SOLAR

1 - O Globo Terrestre

1.1 - Características Gerais

Sabemos que a Terra tem em dimensões amplas a forma de uma esfera achatada nos pólos (com raio médio de 6371 Km) e uma superfície marcada por particularidades. No entanto, os erros decorrentes em função disso são desprezíveis para o estudo dos fenômenos meteorológicos, admitindo-se que, para isso, a direção da força da gravidade seja radial e que a água esteja em equilíbrio dinâmico (sem perturbações capazes de desequilibrar a superfície hídrica).

1.2 - Planos de referência e coordenadas geográficas

Plano equatorial ou Equador é o plano perpendicular aos pólos geográficos, que passa pelo raio maior da Terra e a divide em duas metades: os hemisférios. Planos paralelos ao Equador determinam sobre a Terra circunferências de raio menor: os paralelos.

Planos meridianos são semi-planos que contém a superfície da Terra delimitados pelos pólos, ou seja, cada meridiano começa num pólo e termina em outro.

Figura 01- latitude e equador Figura 02 - meridianos

Esfera celeste é a esfera imaginável em torno da Terra em cuja superfície estariam projetados os astros, onde o centro da Terra coincide com o centro da esfera.

Zênite é o ponto da abóbada celeste cujo prolongamento até o centro da Terra contenha o observador (é como se o observador olhasse exatamente para o céu sobre a sua cabeça). Muda de posição com o tempo em função do movimento da Terra.

A localização de pontos situados à superfície terrestre ou em suas vizinhanças é feita utilizando-se um sistema de coordenadas composto de latitude, longitude e altitude.

Latitude de um ponto é o maior ângulo compreendido entre o Equador e o paralelo que contém o ponto. Por convenção ela é positiva no hemisfério norte e negativa no hemisfério sul e vai de -90º a 90º. O Equador é de latitude 0º.

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Para conceituar longitude faz-se necessário fixar um meridiano de referência. Por acordo internacional, o meridiano que passa em Greenwich (próximo à Londres), foi escolhido como referência e sua longitude é 0º. Denominamos longitude de um ponto o ângulo formado entre o meridiano de referência e o meridiano de um ponto, medido sobre o Equador. Vai de 0º a 180º para oeste e de 0º a 180º para leste. Todos os locais situados sob o mesmo meridiano possuem a mesma longitude. A cada 15º de longitude tem-se um fuso horário, totalizando 24 fusos de mesma hora cada um, que representam o Sistema de Horas Legais.

Altitude (z) de um ponto é a distância vertical desse ponto ao nível médio do mar. É positiva para pontos acima do nível do mar e negativa para pontos abaixo. Não se deve confundir altitude com altura. Esta é a distância vertical de um ponto a um plano arbitrário de referência (solo, mesa, teto etc).

Culminação ou passagem meridiana é o exato momento em que o Sol, por exemplo, passa sobre o meridiano do observador. Quando essa passagem é feita sobre o zênite, ela é dita culminação zenital, ou seja, o centro do astro coincide com o zênite local.

Figura 03 - culminação zenital

1.3 - Movimentos da Terra

A Terra possui vários movimentos, sendo os de rotação e translação os mais significativos em Meteorologia. Acrescenta-se ainda o movimento de precessão, deslocamento que a Terra faz semelhante a um pião, dando uma volta completa a cada 25800 anos. Como a distância Terra - Sol é grande e a trajetória da órbita terrestre é quase circular, os efeitos meteorológicos decorrentes desse movimento são desprezados.

1.3.1 - Movimento de rotação

É aquele feito, diuturnamente e com velocidade constante, em torno de um eixo imaginário. Os pontos onde esse eixo corta a esfera terrestre são denominados de pólos (Norte e Sul).

O movimento de rotação da Terra faz-se de oeste para leste e num período de tempo igual a vinte e quatro horas, comumente chamado de dia.

Por ser de forma esférica, a Terra, no movimento de rotação, oferece alternadamente metade de sua superfície ao Sol, ou seja, metade acha-se ora iluminada (dia), ora não iluminada (noite) assim, por ser a causa dos dias e das noites, o movimento de rotação é também responsável

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pelas variações das condições atmosféricas locais, como resultantes do aquecimento diurno e do resfriamento noturno.

Também do movimento de rotação resulta para um observador solidário à Terra uma aparente trajetória do Sol, no sentido este para oeste, surgindo em média às 0600 horas, no horizonte, ganhando altura gradativamente, até alcançar a vertical às 1200 horas e depois declinando, até desaparecer novamente no horizonte, por volta das 1800 horas. Daí o conceito importante de “nascer” e “pôr” do sol.

Figura 04 - movimento de rotação

1.3.2 - Movimento de translação

Também denominado de revolução, é aquele segundo o qual a Terra percorre uma trajetória elíptica em torno do Sol, no sentido de oeste para leste e num período de tempo igual a 365 dias e 6 horas, chamado ano. Para se evitar erros de acumulação, introduziu-se, a cada 4 anos, um dia a mais no ano correspondente, que passou a ser conhecido como ano bissexto.

O movimento de translação da Terra, ao longo de uma órbita elíptica, faz com que ela se situe periodicamente mais perto do Sol num extremo (periélio) e mais afastado no extremo oposto (afélio). Estes dois pontos acham-se na interseção da órbita com o eixo maior da elipse, no mesmo alinhamento com o Sol, e denominam-se genericamente, de solstícios. Ocorrem eles, aproximadamente, a 22 de dezembro o periélio (solstício de inverno) e, a 21 de junho o afélio (solstício de verão). No periélio, a Terra acha-se a 146.080.000 Km do Sol e no afélio, a 151.200.000 Km, resultando numa distância média de 148.640.000 Km.

Os outros dois pontos extremos, localizados ao longo da órbita terrestre, na interseção com o eixo menor da elipse, denominam-se equinócios, que são eqüidistantes do Sol. Situam-se quase a meio caminho entre os solstícios e ocorrem, aproximadamente, a 21 de março (equinócio vernal ou de primavera) e a 23 de setembro (equinócio outonal ou de outono).

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Figura 05 – movimento de translação

1.4 - Inclinação da Terra

Ao descrever sua órbita, a Terra apresenta uma inclinação variável entre o plano do equador e o plano da órbita (de 0º a 23º27’). Em função disso, verifica-se um máximo afastamento do plano da eclíptica com relação ao plano do equador nos solstícios e afastamento nulo nos equinócios. Eclíptica é a linha imaginária descrita pelo Sol em seu movimento aparente em torno da Terra. Quando a terra se acha no periélio ou no afélio, expõe, diretamente, ou o hemisfério sul ou o hemisfério norte à incidência solar.

O fato de o movimento de revolução do eixo terrestre em torno do Sol apresentar-se com uma inclinação faz com que os dias e as noites não tenham exatamente doze horas em todas as partes do mundo. Ao invés disso, eles variam muito na duração. No equador, por exemplo, o período diurno é igual ao período noturno durante todo o ano. Já nos pólos, a diferença entre a duração de ambos é bastante grande.

Uma outra conseqüência da inclinação e da curvatura da Terra é o ângulo segundo o qual os raios solares atingem a superfície da Terra e que faz com que eles sejam considerados “diretos” ou “oblíquos”. Na zona equatorial eles são quase sempre diretos, e com isso as regiões tropicais são as mais quentes da Terra. Porém, à medida que se dirigem para latitudes mais elevadas, vão incidindo de forma inclinada devido à curvatura terrestre, chegando nos pólos os mais oblíquos, fazendo com que as regiões polares sejam as mais frias da Terra.

Com vimos, o ângulo dos raios solares varia de lugar para lugar, por causa da curvatura da Terra, e de época para época, por causa da inclinação da Terra.

Figura 06 – inclinação da Terra

1.5 - Estações do ano

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Uma vez que o eixo imaginário em torno do qual a Terra gira, está inclinado em relação ao plano de sua órbita, isso determina uma considerável variação de energia solar à superfície e caracteriza épocas distintas conhecidas como estações do ano, que apresentam durações diferentes entre si, como veremos a seguir.

Quando a terra se encontra no periélio (22 de dezembro), expõe o hemisfério sul à incidência solar direta, resultando com isso em uma maior concentração de insolação por unidade de área e, conseqüentemente, um maior aquecimento (é o verão do hemisfério sul). Enquanto isso, no hemisfério norte, a incidência solar se faz indiretamente, acarretando uma menor concentração de insolação por unidade de área e, conseqüentemente, um menor aquecimento (é o inverno do hemisfério norte). Por essa razão, temos aí a ocorrência do chamado solstício de inverno.

Quando a terra se encontra no afélio (21 de junho), expõe o hemisfério norte à incidência solar direta, resultando com isto uma maior concentração de insolação por unidade de área, e conseqüentemente, um maior aquecimento (é o verão do hemisfério norte). Por ser verão no hemisfério norte, temos aí a ocorrência do chamado solstício de verão.

No verão de qualquer hemisfério, o Sol, quando observado da superfície terrestre, permanece sempre do mesmo lado do observador (mesmo hemisfério), o que o faz elevar-se mais no horizonte e permanecer mais horas brilhando no céu (dias mais longos e noites mais curtas). Já no inverno de qualquer hemisfério, o Sol, quando observado da superfície terrestre, permanece sempre do lado oposto do observador (hemisfério oposto), o que o faz elevar-se menos no horizonte e permanecer menos horas brilhando no céu (dias mais curtos e noites mais longas).

Nos pontos equinociais, os dois hemisférios recebem, praticamente, a mesma quantidade de incidência solar, posto que aí apresentam a mesma posição em relação ao Sol. A 21 de março, temos o chamado equinócio vernal ou de primavera, porque coincide com o início da Primavera no hemisfério norte e, a 23 de setembro, temos o chamado equinócio outonal ou de outono, porque coincide com o início do outono no mesmo hemisfério.

Como bem vimos, as estações do ano são antagônicas e diametralmente opostas, isto é, num mesmo período ocorrem sobre a Terra ou duas estações solsticiais (verão e inverno), ou duas estações equinociais (primavera e outono). Em outras palavras, quando é verão num hemisfério é inverno no outro e, quando é primavera num hemisfério, é outono no outro.

figura 07 - estações do ano

1.6 - Latitudes Terrestres

Em Meteorologia, é bastante importante o conhecimento de determinadas latitudes terrestres, porque é através delas que se processam os diversos deslocamentos de massas de ar entre o equador e os pólos e vice-versa. Vejamos, portanto, como essas latitudes são determinadas no contexto em apreço.

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Em função da eclíptica, nos solstícios, o hemisfério que se acha em verão tem o Sol incidindo a pino sobre a latitude de 23º e 27 estendendo sua iluminação até o pólo respectivo. A porção compreendida entre a latitude de 66º e 33 desse hemisfério e o pólo respectivo estará constantemente iluminada (dia polar). Por outro lado, a mesma porção correspondente do outro hemisfério estará constantemente sem iluminação (noite polar), pois lá é Inverno. No hemisfério sul, o dia polar ocorre de 20/10 a 24/02 e a noite polar de 16/04 a 28/08. Nos pólos, a 90º de latitude, os dias polares e as noites polares apresentam-se com ciclos de duração aproximada de seis meses cada um. O paralelo de 23º e 27 S é denominado de Trópico de Capricórnio, e o de 23º e 27’N de Trópico de Câncer, e ambos correspondem exatamente à inclinação do eixo terrestre. Já o paralelo de 66º e 33º S denomina-se Círculo Polar Antártico, e o de 66º e 33 Círculo Polar Ártico, e ambos correspondem à diferença entre o valor do ângulo polar (90º) e o valor da inclinação do eixo terrestre (23º e 27).

Os paralelos acima descritos determinam, por conseguinte, as seguintes latitudes terrestres:

latitudes equatoriais: são aquelas compreendidas imediatamente em torno do equador geográfico;

latitudes tropicais: são aquelas compreendidas entre os trópicos;

latitudes subtropicais: são aquelas compreendidas entre 23º27' e 30º de cada hemisfério;

latitudes temperadas: são aquelas compreendidas entre os trópicos e círculos polares, ou seja, entre 23º e 27’ e 66º e 33’ de cada hemisfério;

latitudes polares: são aquelas compreendidas entre os círculos polares e os pólos respectivos, ou seja, entre 66º e 33’ e 90º de cada hemisfério.

Figura 08 - latitudes terrestres

2 - O Sol

2.1 - Características Gerais

O Sol é uma estrela cuja temperatura situa-se na média entre as mais altas e as mais baixas dessa Galáxia (Via Láctea), algo em torno de 20.106 K no núcleo e de 6000K na superfície. Este astro, assim como a Terra, faz um movimento orbital em torno do centro da galáxia com velocidade de aproximadamente 290 Km/s.

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É a estrela mais próxima da Terra, a uma distância aproximada de 150.106 km . Tem diâmetro de 1400000 Km e, por ter uma massa muito grande (cerca de 333000 vezes a da Terra), possui um intenso campo gravitacional ao seu redor. De uma forma simplificada, sua matéria, que é composta de gases Hélio (23%) e Hidrogênio (75%) a altas temperaturas, apresenta peculiaridades do estado da matéria chamada plasma (gases ionizados a altas temperaturas).

Fotosfera é o nome que se dá a superfície do Sol, cuja pressão é da ordem de 0,01atm. Não possui luminosidade uniforme; apresenta áreas brilhantes (mais quentes) chamadas grânulos e fáculas, e zonas mais escuras (mais frias) ditas manchas solares. Os aspectos das manchas solares variam com o tempo; quando o número de manchas aumenta, o Sol é dito ativo, já que o fluxo de partículas liberadas pelo Sol para o espaço é grande; no caso contrário, o Sol está calmo. Esse ciclo de atividade solar é de aproximadamente 11 anos.

A atmosfera solar acima da fotosfera é dividida em camada de inversão (mais fria, a 5300k) e por fora a cromosfera ou coroa solar, formada por hélio e hidrogênio a altas temperaturas. Na cromosfera ocorrem flares- explosões solares muito intensas que emitem fabulosas quantidades de energia (radiação ) para o espaço.

Figura 09 - O Sol

2.2 - A radiação

2.2.1 - Espectro eletromagnético

Denomina-se radiação a energia que se propaga sem necessidade de matéria. O termo aplica-se também ao processo de propagação dessa mesma energia.

No estudo da Física Moderna, dependendo da finalidade, a energia radiante ora se comporta como uma onda eletromagnética, ora como um fóton (partícula ou pacote de energia). À meteorologia interessa o aspecto ondulatório, caracterizado pelo comprimento de onda (λ) e pela freqüência de oscilação (ν). Comprimento de onda é definido como a distância que separa duas cristas consecutivas expresso em cm ou em micra (10cm); freqüência é o número de cristas que passam por um ponto de referência no tempo, expressa em Hertz.

O produto de λ pela ν é igual a velocidade de propagação da luz no vácuo (c): C=λ.ν, sendo c de aproximadamente 300.000 Km/s. Espectro eletromagnético é o conjunto de todas as radiações conhecidas, desde os raios gama até ondas longas de radio. A quantidade de energia emitida por uma partícula ou onda é proporcional à freqüência (γ) da radiação produzida, isto é, quanto maior a freqüência ,ou menor o λ, maior será a energia associada. Portanto, radiações na

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faixa do ultravioleta possuem mais energia que radiações da faixa do visível e infravermelho. Costuma-se medir radiação ou fluxo de radiação em W (J/s).

Figura 10 - espectro eletromagnético

2.2.2 - Radiação solar

Em primeira aproximação, aceita-se que o Sol irradia aproximadamente como um corpo negro à temperatura de 6000k. Corpo negro seria aquele (teórico) que absorve totalmente a radiação eletromagnética de todos os λ que incidem sobre ele. O espectro de radiação solar é composto de 99% de radiação de ondas curtas (λ pequeno), divididas em 3 faixas: infravermelho (λ > 0,74), ultravioleta (λ < 0,36) e visível (0,36 <λ< 0,74). Atualmente, acredita-se que a energia solar é originada de reações termonucleares, ou seja, conversão de massa solar em energia.

2.2.3 - Constante solar

O fluxo de energia interceptado pelo planeta varia ao longo do ano devido ao seu movimento de translação. Com o objetivo de padronizar esse valor, estabeleceu-se a constante solar: quantidade de energia proveniente do Sol que na unidade de tempo é interceptada por uma superfície plana, de área unitária, perpendicular à direção dos raios solares, a uma distância igual a Sol -Terra, fora da influência atmosférica. No presente momento, o valor mais aceito é de 1,98 cal/cm²/min.

3 - A Atmosfera Terrestre

3.1 - Composição do ar

A atmosfera é o conjunto de gases, vapor d’água e partículas, que envolve a superfície da Terra. Não tem um limite definido, verificando-se apenas rarefação do ar com altitude. No âmbito da Meteorologia a porção mais importante é de no máximo 20Km de altitude.

A composição padrão, para fins de estudo, é aquela que considera o ar seco, ou seja, sem impurezas e vapor d’água, devido a grande variação no tempo e no espaço que estes apresentam. Essa composição padrão é a seguinte:

Nitrogênio 78%Oxigênio 21%Argônio 0,93%

CO2 0,4%

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Outros gases como o hélio, radônio, xenônio, etc. , em pequenas porções compõem a atmosfera. Esta composição é praticamente constante até 25Km.

3.2 - Funções dos principais componentes

3.2.1 - Nitrogênio

Embora seja o constituinte mais abundante, não exerce relevante papel em termos energéticos, absorvendo apenas um pouco de radiação ultravioleta nas camadas mais altas da atmosfera.

3.2.2 - Oxigênio e Ozônio

Além de essencial para a existência da vida no planeta, o oxigênio possibilita a formação do ozônio na atmosfera. Ao absorver ultravioleta, as moléculas de oxigênio se dissociam (rompem) e se reagrupam, formando ozônio (O3). Essa reação ocasiona concentração de O3 a aproximadamente 35Km de altitude, dita ozonosfera, que varia com a latitude e com a época do ano. O ozônio, por sua vez, ao absorver ultravioleta de energia menor que o ultravioleta absorvido pelo oxigênio, se dissocia, dando origem ao retorno do oxigênio. Esse ciclo, além de permitir a absorção de UV (nocivo à maioria dos seres vivos por ter muita energia), renova o oxigênio presente nos níveis mais baixos da atmosfera, ou seja, na biosfera.

3.2.3 - Vapor d’água

A concentração de vapor d’água na atmosfera, embora pequena (máximo de 4% em volume) é variável com a altitude e latitude, é de suma importância na distribuição de temperatura e energia na atmosfera, pois participa dos processos de formação de nuvens, liberando calor ao condensar-se e absorvendo calor ao evaporar-se. Além disso determina o nível de conforto ambiental. A concentração de vapor d’água está condicionada a presença de partículas sólidas em suspensão no ar (sal do mar, poeira, areia), que servem de aglutinadores de vapor d’água, chamadas de núcleos higroscópicos ou partículas hídricas.

3.2.4 - Gás carbônico (CO2)

Do total de dióxido de carbono existente no planeta, 98% está na água dos oceanos e o restante está na atmosfera. Esta concentração na atmosfera pode aumentar em regiões industriais, interferindo na energética do sistema globo - atmosfera, ao absorver energia solar e terrestre, dando origem ao chamado efeito estufa.

3.3 - Variação vertical das propriedades da atmosfera

A progressiva rarefação do ar no sentido vertical dificulta o estabelecimento de um limite físico externo para a atmosfera. Para isso, diversas tentativas no sentido de dividir a atmosfera em camadas aproximadamente homogêneas fisicamente foram feitas. Entretanto, o critério mais aceito atualmente fundamenta-se na variação vertical de temperatura, ou seja, no gradiente vertical de temperatura. Baseada nesse critério, a atmosfera divide-se em 4 camadas ( troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera), separadas por 3 zonas de transição (tropopausa, estratopausa e mesopausa).

3.3.1 - Troposfera e Tropopausa

Troposfera é a camada justaposta à superfície terrestre e a mais importante do ponto de vista da meteorologia. Nela se concentram 75% da massa total da atmosfera e quase todo seu vapor d’água, circunstância que lhe torna o ambiente de praticamente todas as nuvens e

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fenômenos atmosféricos. Graças ao aquecimento por contato com a superfície, a temperatura do ar diminui verticalmente nessa camada a uma razão média de 6,5°C/Km. Podem acontecer ainda nessa região camadas isotérmicas (variação nula de temperatura na vertical) e camadas de inversão (temperatura aumenta com a altitude) devido a fatores locais e de circulação do ar. A espessura dessa camada varia com a latitude e com a época do ano, oscilando entre 6 e 10 Km nos pólos e entre 15 e 18 Km nos trópicos. A tropopausa, região de transição entre a troposfera e a estratosfera, apresenta tendência de isotermia. Nas latitudes de 30° e 60° pode se apresentar difusa devido a circulação local, o que a torna de difícil detecção em observação aerológicas.

3.3.2 - Estratosfera e Estratopausa

Estratosfera estende-se até cerca de 50Km de altitude, apresentando nos primeiros quilômetros de sua extensão (até 30Km) um suave acréscimo de temperatura com a altitude. O progressivo aquecimento de ar observado na porção superior dessa camada é devido à geração de energia na formação do ozônio. A estratopausa justapõe-se ao topo da estratosfera, apresentando gradiente térmico vertical quase nulo. A média de temperatura do ar na região da estratopausa é de 0°C.

3.3.3 - Mesosfera e Mesopausa

A mesosfera, de cuja camada se dispõe poucos dados para estudo, se estende até 80 Km de altitude, logo acima da estratopausa, apresentando diminuição de temperatura com a altitude, sendo que no seu limite superior a temperatura é de -95°C. É praticamente isenta de vapor d’água e apresenta acentuada rarefação do ar. Os meteoritos que nela penetram em alta velocidade incandescem devido ao atrito, originando estrelas cadentes.

Acima da mesosfera, com 10Km de espessura está a mesopausa, também caracterizada por tendência isotérmica.

3.3.4 - Termosfera

A termosfera se situa para além de 90Km de altitude e se caracteriza por um contínuo aumento de temperatura com altitude. A amplitude de temperatura, durante o dia, nessa camada, é muito grande graças a enorme rarefação do ar reinante. Outra conseqüência dessa rarefação é que as temperaturas dessa região só podem ser estimadas a partir da pressão e densidade atmosférica no local.

3.3.5 - Ionosfera

É uma região da atmosfera que se estende a partir de 60Km de altitude, onde há uma concentração de íons (elétrons carregados eletricamente) em decorrência da absorção de radiação por partículas suspensas.

A ionosfera pode absorver ou refletir ondas de rádio (Raios X, Gama e Ultravioleta), dependendo da freqüência da onda e da quantidade de elétrons livres na camada. Mudanças na atividade solar provocam alteração na quantidade de elétrons desta camada e podem causar um colapso nas comunicações de rádio; tais mudanças são distúrbios chamados tempestades magnéticas.

3.3.6 - Cinturões de Van Hallen

São duas camadas exteriores a cerca de 3600 Km de altitude sobre o Equador magnético, compostos de elétrons principalmente de alta energia, protegendo o Terra dos raios cósmicos vindos do espaço nocivos aos seres vivos. As descargas solares de partículas eletricamente

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carregadas, atingem os cinturões de Van Hallen, sendo capturadas e atraídas na direção dos pólos magnéticos (em torno de 20° de latitude em cada hemisfério), onde interagem com o oxigênio e o nitrogênio na alta atmosfera, provocando emissão de energia visível (luminescência)- as auroras polares - sob forma de colunas, manchas e cortinas coloridas.

Figura 11- variação vertical das propriedades da atmosfera

4 - Radiação solar na atmosfera

4.1 - Insolação e Fotoperíodo

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Após atingir o topo da atmosfera terrestre, a energia solar segue através da mesma até atingir a superfície da Terra. Entretanto, à medida que vai cruzando a atmosfera, vai tendo suas radiações perigosas filtradas, para que só cheguem até a superfície comprimentos de ondas benéficos à manutenção da vida, dentro de limites razoáveis. A quantidade de energia que consegue atingir a superfície, após sofrer os efeitos de filtragem seletiva da atmosfera, constitui a chamada insolação, que é o fator primordial do equilíbrio calorífico na atmosfera terrestre. Ela é, em conseqüência da eclíptica, máxima no verão, mínima no inverno e média nos equinócios

A radiação solar ao atravessar a atmosfera é atenuada por 3 processos: espalhamento ou difusão, reflexão e absorção. A atmosfera terrestre, através desse processos, equilibra o sistema energético do planeta impedindo que se aqueça ou resfrie em excesso. A absorção é feita por certos constituintes atmosféricos para determinadas radiações, sendo ozônio, oxigênio, o gás carbônico e vapor d’água os principais absorvedores.

Através da reflexão, que é dependente do tipo de superfície sobre a qual incide a radiação, uma boa porção de raios solares volta para o espaço. Chamamos de albedo a relação entre a radiação refletida e a incidente, sendo que a Terra tem albedo médio de 0,35 ou 35%.

Espalhamento ou difusão é o processo físico segundo o qual uma parte da luz, ao passar por um meio cujas partículas apresentem diâmetro menor que o comprimento de onda da própria luz, espalha-se em várias direções, difundindo-se. A difusão é efetiva na atmosfera para as ondas de menor comprimento da luz, e a cor de mais fácil difusão é a azul, razão por que o céu apresenta em dia claro, uma coloração azulada. A difusão apresenta em Meteorologia duas grandes importâncias: primeiro, é responsável pela luminosidade diurna ou pela presença física do fenômeno "dia "e segundo, é responsável pela redução da visibilidade atmosférica. Como o processo em si depende da presença de partículas em suspensão na atmosfera, à medida que nos afastamos da superfície terrestre, vai acontecendo uma redução da difusão, o que faz com que o céu passe a um azul profundo, em seguida à violeta e, finalmente, negro nos níveis mais elevados, isto é, ausência total de difusão acima de 80 a 100 km, em média.

Há também o conceito de fotoperíodo, que é a duração efetiva do dia, ou seja, como o intervalo de tempo transcorrido entre o nascimento e o pôr do Sol, em determinado local e data. Sob o ponto de vista geométrico, o nascimento e o ocaso solar ocorrem quando o centro do disco solar oincide com o plano do horizonte. Não se deve confundir insolação com fotoperíodo. A insolação é o número de horas nas quais, durante um dia, o Sol esteve visível para um observador situado à superfície da Terra. Portanto, a insolação é menor ou no máximo igual ao fotoperíodo.

4.2 - Equilíbrio térmico na atmosfera

Do total de radiação solar que atinge o topo da atmosfera, 15% é difundido pelas partículas atmosféricas, 18% é absorvido pelos componentes atmosféricos, 25% é refletido pelos topos de nuvens e pelos diversos tipos de superfícies da Terra, e os 42% restantes conseguem atingir a superfície, sob as formas de luz visível, de infravermelho e ultravioleta. A reflexão total de 25% mais 10% do total de 15% difundido compõem o albedo médio da Terra que, como já vimos, é de 35%. A quantidade de radiação que atinge a superfície terrestre é convertida em calor e poderia, no final de algum tempo, tornar a Terra extremamente quente para permitir a manutenção da vida. Entretanto, um possível acúmulo é neutralizado por meio de um retorno ao espaço do excesso de energia recebido. Esse retorno é denominado de radiação terrestre e se processa por meio de ondas longas (pouca energia). Ela ocorre mais intensamente com céu isento de nuvens (céu claro). Por outro lado, o oxigênio molecular, as impurezas, o vapor d’água e as nuvens absorvem uma parte da radiação terrestre, a fim de conservar uma certa quantidade de energia calorífica para a Terra. Esse fenômeno é denominado de estufa, e sua principal finalidade é evitar que toda a energia radiante terrestre escape para o espaço, o que também seria um desastre. O perfeito equilíbrio entre a radiação solar (recebida durante o dia) e a radiação terrestre (devolvida à noite) permite

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manter as temperaturas do globo terrestre dentro de limites perfeitamente suportáveis pelos seres vivos e constitui parte do equilíbrio térmico da atmosfera.

Devido à sua posição no espaço, como já vimos, a Terra recebe maior incidência solar sobre as latitudes tropicais e menor incidência sobre as latitudes polares, o que acarreta um grande aquecimento sobre os trópicos e um grande resfriamento sobre os pólos. Esse aquecimento diferencial, corroborado pelo movimento de rotação da Terra, obriga o ar atmosférico a deslocar-se entre os extremos de cada hemisfério (do pólo para o equador e vice-versa), permitindo com isto, uma melhor distribuição das temperaturas sobre a superfície da Terra ocasionando, desse modo, o equilíbrio térmico da atmosfera.

Dos 42% que atingiram a superfície da Terra durante o dia, com a ocorrência da radiação terrestre à noite, 18% é absorvido pelo oxigênio molecular, pelas impurezas, pelo vapor d'água e pelas nuvens; 14% é emitido para a atmosfera; 8% retorna diretamente ao espaço e os 2% restantes ficam retidos na superfície terrestre. Embora possa parecer pequeno, esse percentual de retenção terrestre é, na verdade, o suficiente para permitir a agitação da Atmosfera e provocar aquilo que conhecemos por tempo “bom” ou “ruim”.

Figura 12 – equilíbrio térmico da atmosfera

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TEXTO III

CALOR E TEMPERATURA NA ATMOSFERA

1 - Generalidades

Um elemento meteorológico de importância fundamental é a temperatura do ar, em muitas partes do mundo, sujeita a grandes extremos e mudanças súbitas. Constitui ela um importante fator na determinação das condições de vida e na produtividade do solo nas diferentes regiões do planeta, além de ser a responsável por muitas mudanças de tempo.

2 - Conceitos de Calor e Temperatura

A energia que se origina do movimento molecular de um corpo é chamada calor. O calor é, portanto, uma modalidade de energia que é transmitida de um corpo para outro, quando entre eles existe uma diferença de temperatura. São as sensações táteis de “quente” e de “frio” que nos transmitem a primeira noção de temperatura. Dizemos que ela é a medida da velocidade média de agitação das moléculas de um corpo ou substância e que expressa o seu grau médio de calor.

Ao colocarmos em contato direto dois corpos, o mais aquecido comunica suas agitações aos átomos e moléculas menos velozes do corpo menos aquecido. Após algum tempo de contato, os dois corpos entram em equilíbrio termal, isto é, os átomos e moléculas de ambos passam a apresentar um valor médio de energia.

3 - Instrumentos Avaliadores de Temperatura

Quando um corpo é aquecido, suas propriedades físicas variam, e muito particularmente o seu volume aumenta. Ao ser resfriado, ocorre o contrário, ou seja, o volume diminui. Daí a facilidade de se poder avaliar as temperaturas do referido corpo, representando-as por valores que permitem medir as suas variações de volume.

Certas substâncias são usadas na avaliação das temperaturas pelos valores assumidos por seus diferentes volumes. Tais substâncias são empregadas na fabricação de instrumentos que servem para avaliar as temperaturas dos corpos quando em contato direto com eles: os chamados “termômetros”.

Um termômetro, portanto, avalia ou indica, apenas por comparação, a temperatura de um corpo ou meio. Quando ele é fabricado de modo a poder também registrar a temperatura sobre um diagrama próprio, recebe o nome de “termógrafo".

As substâncias usadas na fabricação dos termômetros podem ser líquidas (álcool, mercúrio), gasosas (hidrogênio, hélio, nitrogênio), ou sólidas (platina, irídio). A técnica de uso dos termômetros na verificação das temperaturas recebe o nome de “termometria”.

3.1 - Tipos de Termômetros

O tipo de termômetro é determinado pela natureza da substância utilizada na sua fabricação. De modo geral, há quatro tipos básicos de termômetros:

3.1.1 - Termômetros à gás

São os termômetros que empregam as substâncias gasosas como elemento ativo. São normalmente usados como termos comparativos, por causa da sua exatidão, servindo para

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determinar de maneira precisa, em laboratórios de aferição, as temperaturas de fusão e ebulição das substâncias puras. São, de modo geral, usados para temperaturas muito baixas.

3.1.2 - Termômetros de vidro

São os termômetros que empregam substâncias líquidas. São assim chamados porque se compõem de um tubo de vidro com seu interior capilarizado, ligado diretamente a um reservatório ou “bulbo” que contém a substância líquida usada. Com o aumento da temperatura, a substância se dilata e sobe ao longo do capilar e, com o decréscimo da temperatura, ela se contrai e volta para o interior do bulbo. Os termômetros de vidro são de boa precisão e apresentam as seguintes variedades:

3.1.2.1 - Termômetro de mercúrio

É o termômetro que utiliza o mercúrio como substância termométrica. É utilizado para valores que variam de -36ºC a + 300ºC aproximadamente.

3.1.2.2 - Termômetro de álcool

Termômetro que utiliza o álcool como substância termométrica. É utilizado para avaliar temperaturas inferiores a -36ºC.

3.1.3 - Termômetros metálicos

Termômetros que empregam substâncias sólidas. Não são tão precisos como os de vidro e apresentam dois tipos principais:

3.1.3.1 - Termômetro de Bourdon

Termômetro que utiliza um tubo metálico, curvo e elíptico, contendo álcool etílico. Variações de temperatura fazem com que o referido tubo se contraia ou se expanda, indicando um resfriamento ou um aquecimento, respectivamente. É o sistema utilizado como elemento ativo dos chamados termógrafos.

3.1.3.2 - Termômetro bimetálico

Utiliza duas lâminas metálicas de coeficientes de dilatação diferentes entre si, formando um só conjunto. Variações de temperatura fazem as respectivas lâminas reagirem diferentemente, permitindo assim calibrar as distorções. É um sistema utilizado a bordo de aeronaves.

3.1.4 - Termômetros elétricos

Empregam as propriedades condutoras de certas substâncias. Apresentam dois grupos principais:

3.1.4.1 - Termômetros de resistência

Baseiam-se no fato de que a resistência elétrica de um condutor varia com a sua temperatura. Vêm sendo utilizados a bordo de aeronaves e nos equipamentos de radiossondagem. O tipo mais conhecido é o chamado termistor, que permite verificar temperaturas baixas através da radiossonda.

3.1.4.2 - Termômetros termoelétricos

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Baseiam-se no princípio de que uma corrente elétrica circula entre duas junções metálicas, sempre que houver uma diferença de temperatura entre ambas. O tipo mais conhecido é o chamado termocouple, que permite verificar temperaturas elevadas.

3.2 - Tempo de reposta dos termômetros

Para que um termômetro possa funcionar adequadamente é necessário que esteja em equilíbrio térmico com o ambiente, cuja temperatura se deseja conhecer. Uma vez submetido a uma temperatura diferente, suas leituras vão se aproximando, gradualmente, do valor real. O intervalo de tempo necessário para adaptar-se às novas condições é chamado tempo de resposta do instrumento.

Em Meteorologia, porém, o emprego de termômetros com resposta muito rápida não é aconselhável (O.M.M., 1969). No caso da temperatura do ar, por exemplo, que pode variar 1 ou 2°C em poucos minutos, o uso de termômetros com pequeno tempo de resposta exigiria uma série de leituras, de cujos valores seria extraída uma média. Reciprocamente, se fossem empregados termômetros de resposta muito lenta, o retardamento em adaptar-se termicamente ao ambiente provocaria erros apreciáveis.

4 - Escalas de temperatura

A indicação de uma temperatura deve ser tal que, quando submetida num mesmo instante a diversos termômetros, estes representem um só valor. Para que isso se tornasse possível, foram criadas as chamadas escalas termométricas, pelas quais os termômetros são “graduados”, para que forneçam leituras de temperaturas em “graus”. As escalas termométricas são diferentes entre si, mas todas elas são fixadas entre dois limites bem definidos: o do gelo em fusão e o da água em ebulição. As principais escalas em uso são a Celsius ou Centígrada, a Fahrenheit e a Kelvin ou Absoluta.

4.1 - Escala Celsius (1736)

Escala atribuída a Anders Celsius (1701-1744), astrônomo sueco que submeteu uma coluna de vidro, contendo mercúrio, aos limites acima citados. A altura atingida pelo mercúrio, na primeira imersão, chamou de 0 (zero) e, na segunda imersão, chamou de 100 (cem). A seguir, dividiu o espaço entre os referidos limites em cem partes iguais e os cognominou de graus Celsius, centesimais ou centígrados (ºC).

4.2 - Escala Fahrenheit (1710)

Escala termométrica atribuída a Daniel Fahrenheit (1686-1736), físico polonês que submeteu uma coluna de vidro, contendo mercúrio, a uma mistura de neve, sal e amônia e chamou de 0 (zero) à altura atingida pelo mercúrio nesta imersão. A seguir, submeteu a mesma coluna à temperatura média de seu corpo e dividiu o intervalo entre esses dois pontos de referência. Depois extrapolou o mesmo intervalo para os limites definidos (fusão do gelo e ebulição da água), determinando com isso os valores de 32 e 212 para os referidos limites. Dessa maneira, o intervalo em apreço foi dividido em cento e oitenta partes iguais, cognominados de graus Fahrenheit (ºF).

4.3 - Escala Kelvin

Definida pelo cientista inglês Willian Thompson (Lord Kelvin), tem como principal característica, o fato de que o seu limite inferior, denominado Zero Absoluto, é um valor inatingível, uma vez que aí a energia termal desaparece por completo, e os átomos e moléculas de um corpo passam a um estado de repouso absoluto. Nessa escala, a temperatura do gelo em fusão

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corresponde a 273 graus absolutos e a temperatura da água em ebulição, a 373 graus absolutos, O zero absoluto equivale, na escala Celsius, a -273ºC.

4.4 - Conversão de escalas

Em nossos trabalhos práticos, muitas vezes somos obrigados a passar de uma escala termométrica para outra. Isso é muito fácil, desde que saibamos fazer a referida conversão. Para tanto, podemos contar com dois recursos:

através de tabelas: normalmente encontradas na estação e feitas para facilitar o trabalho;

através de fórmulas de conversão: quando não se dispõe das tabelas acima referidas.

Elas devem ser bem compreendidas para se evitar atropelos de última hora. Vejamos as principais.

As escalas citadas tornam-se equivalentes através das seguintes relações:

Exemplos de aplicação:

1º) Converter 72ºF em K.

2º) Converter 20ºC em ºF

5 - Distribuição global da temperatura

A temperatura na atmosfera varia tanto no sentido horizontal como no sentido vertical.

5.1 - Variação Horizontal

Também denominada de latitudinal, é a mais conhecida do homem e apresenta-se com grande inconstância. Uma prova disso, é que ela determina grandes diferenças nas médias termais verificadas de local para local da Terra, nas diversas épocas do ano. Os diversos valores de temperatura, em qualquer ponto do globo terrestre, dependem de um modo geral, das seguintes condições básicas: intensidade e duração da radiação solar, da insolação, do albedo da superfície e dos aspectos físicos da superfície. A distribuição horizontal de temperatura constitui-se num dos mais importantes fatores para as análises meteorológicas, no que tange ao estudo do comportamento da Atmosfera.

O chamado campo termal da Atmosfera é obtido a partir do traçado de linhas nas cartas de superfície que unem pontos que apresentam os mesmos valores de temperatura. São as chamadas

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isotermas, que normalmente são traçadas a intervalos de 5ºC. Para melhor se representar o campo termal da Atmosfera, deve-se traçar isotermas em diferentes níveis.

5.2 - Variação Vertical

Também denominada de gradiente térmico vertical, é mais definida e de relativa constância. Ocorre na Troposfera numa razão média de 0,65ºC/100 m ou 2ºC/1000 pés, denominada de gradiente térmico normal ou positivo. Entretanto, costuma ocorrer na Troposfera, principalmente sobre os continentes, no inverno, e sobre os oceanos, no verão, um gradiente térmico negativo, segundo o qual a temperatura aumenta com a altitude. O resultado disso é um fenômeno chamado de inversão de temperatura ou simplesmente inversão e a camada atmosférica que a contém, chama-se camada de inversão. Por outro lado, na Tropopausa e nos primeiros níveis estratosféricos, o gradiente térmico apresenta-se nulo ou quase constante, caracterizando o fenômeno chamado isotermia.

6 - Oscilações da temperatura do ar

6.1 - Oscilações quase instantâneas

As variações quase instantâneas na temperatura do ar à superfície são atribuídas à passagem de turbilhões ou remoinhos de ar convectivos. Sobre o superfície terrestre, tais vórtices, decorrem do atrito oferecido ao movimento do ar e da convecção. Essa variações não se aplicam à climatologia e à previsão devido à pequena duração do fenômeno.

6.2 - Oscilações diárias

A temperatura do ar à superfície apresenta um ciclo diário de variação, apresentando um máximo (geralmente duas horas após a culminação do Sol) e um mínimo( um pouco antes do nascer do Sol), podendo, entretanto, serem alterados pela presença de fenômenos atmosféricos (frentes). A variação diária de temperatura é maior nos trópicos e decresce em direção aos pólos.

6.3 - Oscilação anual

A variação de temperatura numa região durante um ano depende da energia recebida do Sol. Verifica-se que as máximas anuais ocorrem após dois meses depois do término do verão e as mínimas após dois meses transcorridos o fim do inverno. A variação de temperatura anula é maior quanto mais próxima dos pólos for o local. Vale salientar que o mar atua como regulador da temperatura do ar, suavizando as flutuações da temperatura do ar, ao mesmo tempo em que regiões afastadas do mar tendem a aumentar essa variação de temperatura. Este efeito é chamado de continentalidade.

7 - Determinação da temperatura

Em meteorologia, podemos obter a temperatura do ar, do solo e da água: temperatura do ar - de grande importância em meteorologia aeronáutica,

será vista com mais detalhes adiante; temperatura do solo - de grande importância em meteorologia agrícola, é

obtida através dos chamados geotermômetros ou termômetros de solo, que nada mais são do que termômetros de mercúrio enterrados no solo a profundidades diversas;

temperatura da água - de grande importância em meteorologia marítima e meteorologia hidrológica, é obtida através de termômetros de água, que nada mais são do que termômetros de mercúrio mergulhados na água.

7.1 - Temperatura do ar

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É um dos elementos mais importantes para o estudo da meteorologia em geral, pois constitui-se num dos parâmetros fundamentais da atmosfera, ao lado da pressão e da umidade. Pode ser obtida à superfície ou em altitude.

7.1.1 - Temperatura do ar à superfície

Elemento de grande importância para as operações de pouso e decolagem, o qual pode ser obtido através de psicrômetros e de teletermômetros nos aeródromos.

7.1.2 - Temperatura do ar em altitude

Elemento de grande importância para a análise dos campos termais nos diferentes níveis atmosféricos e para a navegação aérea, pode ser obtida por meio de equipamentos eletrônicos de sondagem (a radiossonda). Ela se eleva na atmosfera por meio de um grande balão de neoprene, inflado com gás hélio ou gás hidrogênio. O sistema contém, dentre vários elementos, um elemento sensível à temperatura- o termistor. Também pode ser obtida em vôo, por meio de termômetros (elétricos ou metálicos), instalados a bordo de aeronaves ou por meio de equipamentos de radiossondagem usados a bordo de aeronaves de reconhecimento meteorológico- as dropsondas- que permitem, dentre outras atividades, a verificação da temperatura desde o nível de vôo até a superfície.

8 - O Calor

Como bem vimos anteriormente, a absorção de energia radiante por uma substância é que provoca seu aquecimento. Em outras palavras, a energia absorvida pela substância converte-se em calor sensível. Entretanto, o aquecimento subseqüente depende em muito da natureza da substância. Assim, chamamos de calor específico, a quantidade de calor necessária, para aumentar em 1ºC a temperatura de 1 g de uma substância qualquer. No caso particular da água, este recebe o nome de caloria e corresponde à quantidade de calor necessária, para elevar a temperatura de 1 g de água pura, sob pressão padrão ao nível do mar, de 14,5ºC para 15,5ºC. Desse modo, a caloria expressa o calor específico da água e atribui ao mesmo o valor máximo e igual a 1. Aliás, o calor específico de uma substância é, de um modo geral, maior no estado líquido do que no estado sólido. Outrossim, o conceito de calor específico não satisfaz em muito o caso dos gases em geral, devida sua grande compressibilidade.

Um outro fato que já denotamos anteriormente é que o calor utilizado por uma substância para seu aquecimento é seletivo, ou seja, ela usa apenas uma parte e o restante vai servir para o uso de outra. E isso mais uma vez, vai depender da natureza da substância. Algumas substâncias, sobretudo os metais, permitem uma transferência mais rápida de calor do que outras e são por isso denominadas de bons condutores. Outras, no entanto, tais como o papel, o barro, o amianto, a lã, já não permitem uma transferência do calor com muita facilidade e são por isso, denominadas de maus condutores. Como vemos, cada substância conduz o calor com um certo grau de facilidade ou dificuldade, que se traduz como seu coeficiente de condutibilidade. Dadas duas substâncias, é considerada melhor condutora, a de maior coeficiente de condutibilidade. São considerados péssimos condutores entre outros o ar, a cortiça, o cimento, a água e o vidro.

8.1 - Propagação do calor

Na natureza ocorrem quatro processos fundamentais de propagação do calor: a condução, a radiação, a convecção e a advecção.

8.1.1 - Condução

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Transferência do calor, molécula a molécula, sem a mudança da posição relativa das mesmas e sim por agitação. É o processo comum aos sólidos, sendo que destes os metais são os melhores condutores, como já vimos. Já os líquidos e os gases são péssimos condutores. Não há condução em ar rarefeito e na Atmosfera, só ocorre condução próximo à superfície terrestre.

8.1.2 - Radiação

Transferência do calor através da conversão da energia térmica em radiação eletromagnética e a reconversão dessa radiação em calor pelo corpo sobre o qual tenha incidido a referida radiação. O exemplo mais notório disso é o aquecimento da Terra pelo calor solar, onde o processo se passa da seguinte maneira: a radiação infravermelha ao atingir a superfície terrestre, faz vibrar as moléculas desta, originando o calor. Isto porque a Atmosfera é um corpo diatérmico, ou seja, praticamente não se aquece pela radiação.

8.1.3 - Convecção

Transferência do calor através do movimento de massa dos fluídos. É o mesmo processo segundo o qual a água de uma vasilha exposta ao fogo aquece-se em todos os níveis, como resultante da distribuição de calor de um ponto para outro do fluído e pelo deslocamento da matéria, formando as “correntes convectivas”. Trata-se do processo mais comum da atmosfera e se traduz pela movimentação vertical do ar por meio de correntes ascendentes (que conduzem o ar quente para níveis mais elevados, a partir da superfície) e de correntes descendentes (que trazem volumes correspondentes de ar frio, dos níveis mais elevados para a superfície).

8.1.4 - Advecção

Transferência do calor através do movimento de massa dos fluídos, só que executado no sentido horizontal ou paralelo à superfície. Há dois tipos fundamentais de advecção: de ar frio sobre superfície quente e de ar quente sobre superfície fria.

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TEXTO IV

PRESSÃO ATMOSFÉRICA

1 - Generalidades

Denomina-se pressão atmosférica ao peso exercido por uma coluna de ar sobre uma superfície em um dado instante e local. O estudo da pressão atmosférica é muito importante bastando lembrar que, sendo o ar um fluido, sua tendência é movimentar-se para áreas de menor pressão. O outro aspecto importante é o fato de o movimento atmosfera estar relacionada com a distribuição da pressão atmosférica.

Conforme já vimos anteriormente, a nossa atmosfera acha-se sob o efeito da ação gravitacional terrestre. Isto faz com que ela permaneça sempre solidária à Terra e que exerça sobre a sua superfície uma força à qual denominamos de pressão atmosférica.

Por outro lado, também vimos que por ser compressível e obedecer à lei dos gases, o ar atmosférico apresenta uma densidade variável com a altitude (maior nos níveis inferiores e menor nos níveis superiores), o que provoca conseqüentes variações de pressão na vertical. Diferenças de temperatura verificadas à superfície terrestre, associadas com outras causas de natureza dinâmica, são também responsáveis por contrastes na densidade do ar, originando assim, variações de pressão na horizontal.

É importante aqui lembrar que, ao mesmo nível, a densidade do ar é função não apenas da temperatura, mas também da sua composição e da gravidade.

2 - Histórico

Coube a Evangelista Torricelli, em 1643, demonstrar pela primeira vez, a existência da pressão atmosférica. Para tanto, pegou um tubo de vidro medindo 1 m de comprimento e 1 cm2 de seção, encheu-o com mercúrio (Hg) e mergulhou a extremidade aberta do mesmo numa vasilha (cuba) que também continha mercúrio. Isto foi feito ao nível do mar e o resultado era que o mercúrio descia pelo interior do tubo e parava quando atingia 76 cm de altura. Repetidas várias vezes essa experiência, o resultado era sempre o mesmo, e Torricelli pode concluir que, se o mercúrio não descia todo, era porque a pressão atmosférica exercida sobre a cuba equilibrava a coluna de mercúrio contido no tubo.

Mais tarde, Pascal repetiu a mesma experiência, só que usando água no lugar do mercúrio. O resultado foi que a coluna equilibrante da pressão atmosférica teve que ser 13,60 vezes maior, posto que a densidade da água é 1g/cm3 e a do mercúrio, de 13,6 g/cm3.

Por sugestão de Pascal, Descartes e outros cientistas da época, J. Periers em 1648, levou o instrumento de Torricelli, então chamado de barômetro, até o cume de uma montanha francesa (Puys de Dome) e pode verificar que a pressão atmosférica variava com a altitude (diminuía quando ele subia a montanha, e aumentava, quando ele de lá descia).

3 - Instrumentos Avaliadores

A pressão atmosférica é um elemento meteorológico muito importante. Por isso não pode ser estimada, mas sim somente medida por meio de instrumentos especiais, denominados de barômetros, que se apresentam em duas categorias.

3.1 - Barômetro de mercúrio

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Também conhecido como hidrostático, é aquele que se fundamenta na experiência de Torricelli. Baseia-se na expansão ou contração de uma coluna de mercúrio, como resultantes das variações de pressão atmosférica. Quando a pressão aumenta, a coluna se expande e, quando a pressão diminui, a coluna se contrai. Para permitir a leitura da altura da coluna de mercúrio, o barômetro dispõe de escalas graduadas em unidades de pressão e de um “vernier” ajustável ao topo da respectiva coluna.

3.2 - Barômetro Aneróide

Também conhecido como elástico, é aquele cujo princípio de funcionamento baseia-se na expansão ou contração de cápsulas metálicas contendo vácuo, como resultado das variações de pressão atmosférica. Quando a pressão aumenta, o conjunto de cápsulas se comprime e, quando a pressão diminui, o conjunto de cápsulas se expande. Esses movimentos são transmitidos ou a um ponteiro que desliza sobre um mostrador graduado em unidades de pressão/altitude em função de pressão ou a um braço de penas que desliza sobre um gráfico graduado em unidades de pressão. No primeiro caso, temos um barômetro aneróide propriamente dito ou um altímetro e, no segundo caso, um barógrafo, o equivalente registrador do barômetro. Ainda, como modelo de barômetro aneróide, temos que destacar o chamado indicador do ajuste do altímetro, muito usado nos órgãos de tráfego aéreo. Cumpre acrescentar que o altímetro é usado a bordo de aeronaves.

4 - Unidades de Pressão Atmosférica

Com base na experiência de Torricelli, por muito tempo, utilizaram-se unidades de comprimento (mm de Hg ou pol de Hg), para expressar medidas de pressão atmosférica, uma vez que para tal basta medir a altura da coluna de mercúrio.

No sistema CGS, a unidade básica de pressão é o Bária, que corresponde a 1dy/cm2. Mas como esta unidade é muito pequena para fins meteorológicos, adotou-se de início o BAR, equivalente a 1.000.000 de bárias ou de dy/cm2, chamado respectivamente, de Megabária e Megadina. Mais tarde, por ser o Bar uma unidade muito extravagante, foi adotada a unidade chamada Milibar (mb) e que eqüivale a 1/1.000 do bar, isto é, o equivalente a 1.000 bárias ou dyn/cm2. Atualmente, com base no sistema internacional (SI), esta unidade passou a chamar-se hectopascal (hpa), uma vez que a unidade de pressão deste sistema é o pascal (equivalente a 10 bárias ou dy/cm2, ou ainda a 1N/m2. Há ainda a unidade atmosfera (atm) que equivale a 1013,25 Hpa.

Os dados da experiência de Torricelli nos levam a concluir que a coluna de mercúrio de seu barômetro exerce sobre 1 m2, a pressão equivalente ao demonstrado, consoante a seguinte fórmula fundamental da Hidrostática:

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onde:H = 76. 10-2 md = 13,6. 103 Kg/m3

g = 9,8 m/s2

P = H. d. gP = 101300 N/m2 ouP 1013 hPa

como:

P = onde:

F = forçaA = área (1m2)então resulta uma força de aproximadamente 100.000 N.

P

Portanto, podemos afirmar que cada ser humano adulto (possuidor de cerca de 1 m2 de área projetada sobre a superfície) suporta, ao nível do mar, uma pressão aproximada de 100.000 Pa proveniente de uma massa de ar de 10 toneladas.

5 - Variações da Pressão

A pressão atmosférica, da mesma forma que a temperatura do ar, nunca se estabiliza por um longo período de tempo. Como resultado dos movimentos complexos e constantes do ar, das variações de sua temperatura e do teor de vapor d’água, o peso do ar sobre um dado ponto varia constantemente. Ao contrário, entretanto, das mudanças de temperatura, as variações de pressão, não são, de imediato e de ordinário, perceptíveis ao homem. No entanto, constituem por si mesmas um importante aspecto do tempo, tendo em vista as relações que apresentam com as mudanças das condições meteorológicas. Dentre essas variações, destacamos as seguintes:

5.1 - Variação da pressão com a altitude

À medida que nos elevamos na atmosfera, a partir do nível do mar, diminui o peso do ar acima de nós e a pressão cai, em princípio, rapidamente nos níveis inferiores e, a seguir, lentamente nos níveis superiores. Considera-se que cerca de 50% do peso da Atmosfera, acha-se concentrada abaixo dos primeiros 5.500 metros, isto é, como veremos mais adiante, até o nível de 500 hPa e o restante, espalha-se até os limites superiores da mesma de uma forma não linear.

De uma forma geral, são considerados como valores médios de variação vertical da pressão, os seguintes:

Δ1 hPa = 30 pés = 9 metros

Δ1 pol Hg = 1.000 pés = 300 metros

Δ1 mm Hg = 40 pés = 12 metros

Esses valores devem ser usados para cálculos sem muita precisão e para altitudes, desde o nível do mar até 4.000 pés, uma vez que, a partir daí, qualquer variação exigirá uma coluna de ar cada vez maior.

Como a densidade e o peso do ar dependem da temperatura, do teor de vapor d’água e da força de gravidade, nenhuma correção perfeita de pressão com a altitude poderá ser feita, se não forem levados em conta todos esses fatores, principalmente a temperatura.

5.2 - Variação diuturna

Faz com que a atmosfera oscile para cima e para baixo, como se fosse uma mola. Oscila para cima por efeito direto do Sol, em ressonância com a própria pressão atmosférica e para baixo, pelo seu próprio peso. Esse movimento oscilatório apresenta dois máximos e dois mínimos durante o dia. Normalmente as pressões máximas ocorrem às 10:00 e 22:00 horas (hora local) e as

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pressões mínimas às 04:00 e 16:00 horas (hora local). A variação diuturna da pressão, chamada “maré barométrica”, é mais acentuada nas regiões extratropicais.

5.3 - Variação dinâmica

Causada pelos deslocamentos horizontais dos grandes sistemas de pressão e de massas de ar. É muito mais definida nas latitudes temperadas, onde ocorrem os maiores contrastes entre as massas de ar.

6 - Ajustes da pressão atmosférica

6.1 - Pressão da Estação

O valor de pressão obtido a partir da leitura do barômetro num dado ponto da superfície terrestre representa a pressão que a atmosfera está exercendo sobre o referido ponto. A este valor, dá-se o nome de Pressão da Estação ou “QFE”, que se calcula aplicando três correções à leitura barométrica:

1) de temperatura;2) de gravidade;3) instrumental.

6.2 - Pressão ao Nível Médio do Mar

Sabendo-se que a pressão decresce na vertical, estações situadas em altitudes diferentes, terão logicamente, pressões diferentes, não sendo possível, dessa forma, uma comparação entre elas num trabalho de análise meteorológica.

Para que se possa fazer uma análise das pressões incidentes em diversos locais à mesma hora, torna-se necessário ajustá-las a um nível comum de referência, que é o nível do mar. O valor de pressão assim reduzido é denominado de pressão ao nível do mar ou simplesmente QFF e ele é obtido a partir do QFE e da média de treze temperaturas (a do momento e as de doze horas passadas).

Ajustar a pressão de uma estação ao nível médio do mar consiste em adicionar ou subtrair àquele valor, o peso de uma coluna hipotética de ar que se estenda do ponto de observação ao nível do mar. Para estação localizada acima do nível do mar, deve-se adicionar e para estação localizada abaixo do nível do mar, deve-se subtrair. Esta coluna hipotética de ar representa a distância vertical que separa a estação do nível do mar, ou seja, a sua altitude ou elevação. Desse modo, a diferença entre o QFF e o QFE de uma estação num dado instante corresponde a sua altitude, desde que se aplique àquela o respectivo fator de conversão. Vejamos o seguinte exemplo: se num determinado aeródromo, a um dado instante, o QFF é 1 012,8 hPa e o QFE 958,4 hPa, qual a sua altitude em metros? Uma vez que a diferença entre os dois valores é 54,4 hPa e como cada hPa corresponde em termos de conversão, praticamente a 9 metros, temos como altitude aproximada desse aeródromo o equivalente a 54,4 x 9 = 489,6 m.

6.3 - Pressão atmosférica padrão ao nível do mar

A pressão atmosférica ao nível do mar é definida como aquela exercida pela atmosfera num ponto qualquer situado naquele nível. Uma vez que a aceleração da gravidade varia latitudinalmente, os diversos valores de pressão atmosférica ao nível do mar vão também apresentar-se variáveis de local para local. Assim, a fim de se evitar um valor de pressão atmosférica ao nível do mar diferente para cada latitude, convencionou-se estabelecer um valor médio, oriundo de diversas observações, as quais se denominaram de pressão atmosférica padrão

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ou simplesmente, pressão-padrão. O valor em apreço se corresponde, em termos das diversas unidades de pressão, da seguinte forma:

pressão-padrão = 1013,2 hPa = 29,92 pol Hg = 760mm Hg

Daí, a possibilidade de se passar de uma unidade para outra, mediante o uso de uma simples regra de três,como por exemplo, converter 1000 hPa em mm Hg.

7 - Sistemas de pressão

7.1 - Sistema de alta pressão

Também conhecido como Centro de Alta ou simplesmente Alta, é aquele que apresenta valores de pressão mais elevados no interior e valores mais baixos no exterior, posto que nele a pressão aumenta da periferia para o centro e diminui do centro para a periferia. É identificado numa carta de superfície pelas letras “A” ou “H”, esta última do inglês High, ambas em azul;

7.2 - Sistema de baixa pressão

Também conhecido como Centro de Baixa ou simplesmente Baixa, é aquele que apresenta valores de pressão mais baixo no interior e valores mais elevados no exterior, posto que nele a pressão diminui da periferia para o centro e aumenta do centro para a periferia. É identificado numa carta de superfície pelas letras “B” ou “L”, esta última do inglês Low, ambas em vermelho.

Esses sistemas de pressão podem surgir numa análise dos campos báricos, ora estacionários sobre uma região, quando então são chamados de semi-permanentes, ora em deslocamento latitudinal, quando então são chamados de dinâmicos. Por outro lado, um sistema de Alta pode ser denominado de Anticiclone e um sistema de Baixa, de Ciclone.

Figura 13 - sistemas de pressão

8 - Superfícies Isobáricas

A exemplo do que acontece ao nível médio do mar, que apresenta um valor convencionado de pressão (1 013,2 hPa), foram atribuídos valores também convencionados de pressão às superfícies encontradas acima daquele nível, as quais constituem as chamadas superfícies isobáricas, também conhecidas por superfícies de pressão constante, por apresentarem o mesmo valor de pressão em todos os seus pontos. A superfície de 1 013,2 hPa é que serve de ponto de partida para a distribuição dessas superfícies, as quais se apresentam paralelas entre si e àquela superfície, também conhecida como nível-padrão. As superfícies isobáricas afastam-se

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gradativamente do nível do mar, mantendo cada uma delas uma distância vertical sempre constante da superfície de pressão padrão de 1 013 hPa, à qual se dá o nome de altitude de pressão (AP). Dentre as superfícies de pressão constante, algumas foram selecionadas para fins de análise e pesquisa atmosférica, recebendo, então a designação de superfícies isobáricas padrões - 1000, 850, 700, 500, 400, 300 hpa são alguns exemplos.

8.1 - Isóbaras

Para se ter uma idéia global da distribuição da pressão numa região, deve se lançar ou plotar sobre um mapa meteorológico, denominado de “carta sinótica de superfície”, os diversos valores de pressões reduzidas ao nível do mar (QFF’s), calculados para cada uma das estações meteorológicas. Feito isto, o previsor meteorologista unirá todos os pontos que apresentem os mesmos valores de pressão, mediante uma linha denominada ISÓBARA. As isóbaras devem ser traçadas apenas ao nível do mar e geralmente, a intervalos de 2 em 2 hPa. Uma vez feito o traçado isobárico, é possível se fazer uma análise do campo bárico ao nível do mar, a qual permite a exata visualização do comportamento físico da Atmosfera, através das flutuações e deslocamentos dos chamados sistemas de pressão ou centros de pressão. Carta de Superfície é a expressão usada em meteorologia para designar a representação gráfica de todas as observações sinóticas ( temperatura, umidade, nuvens, vento, etc ) realizadas à superfície, em determinados locais, usada para análise da evolução das condições do tempo. A única exceção é a pressão atmosférica, cujos valoresa referem-se ao nível médio do mar.

8.2 - Isoípsas ou Linhas de Contorno

Os sistemas de altas e baixas são perfeitamente definidos ao nível do mar, através do traçado das isóbaras. Entretanto, a identificação desses mesmos centros acima do nível do mar, deve obedecer a outro procedimento, uma vez que é impossível o traçado de isóbaras em altitude. Para tanto, plotam-se “cartas de altitude”, também denominadas de “carta de pressão constante”, que são preparadas, tomando por base, as superfícies isobáricas padrões ou superfícies de pressão constante padronizadas. Estas apresentam, como qualquer superfície isobárica, valores constantes de altitude de pressão, as quais são lançadas nas referidas cartas. A seguir, o previsor une todos os pontos que apresentem o mesmo valor de altitude de pressão, originando disso, uma linha denominada de isoípsa ou linha de contorno, que corresponde em altitude, à isóbara ao nível do mar e que permite a identificação dos sistemas de pressão em altitude (denominados de ciclones e anticiclones). Isotermas também são traçadas juntamente com as isoípsas, a fim de melhor complementar a análise das superfícies isobáricas padrões. As altitudes de pressão das superfícies isobáricas podem ser obtidas por diversos métodos, dentre eles: radiossondagem, dropsondagem e computador de vôo.

8.3 - Estrutura Vertical dos Sistemas de Pressão

Como bem já vimos, através do traçado das isóbaras pode-se fazer uma análise do campo bárico da atmosfera e esta permite identificar os sistemas ou centros de pressão localizados ao nível do mar. Tais sistemas ou centros são, entretanto, verdadeiros empilhamentos de superfícies isobáricas, em número infinito que apresentam estruturas verticais bem definidas, como veremos:

Sistemas de altas : expandem-se na vertical como se fossem relevos de montanhas. Com isto, as superfícies isobáricas tendem a se afastar do nível do mar nas altas;

Sistemas de baixas : expandem-se na vertical como se fossem relevos de vales. Com isto, as superfícies isobáricas tendem a se aproximar do nível do mar nas baixas.

Os sistemas de pressões, dentro de suas estruturas verticais, são caracterizados de acordo com a seguinte classificação:

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Sistema de alta fria : apresenta ar mais frio e mais denso no centro e ar mais quente e menos denso em torno. É mais intenso à superfície.

Sistema de baixa quente : apresenta ar mais quente e menos denso no centro e ar mais frio e mais denso em torno. É mais intenso à superfície.

Sistema de alta quente : apresenta ar mais quente e menos denso próximo ao centro e ar mais frio e mais denso em torno. É mais intenso em altitude.

Sistema de baixa fria : ar mais frio e mais denso próximo ao centro e ar mais quente e menos denso em torno. É mais intenso em altitude.

Os sistemas de pressões, dependendo da maneira com que se dispõem nas cartas de superfície, podem ainda formar as seguintes configurações isobáricas:

Colo : quando os sistemas de pressão dispõem-se simetricamente, dois a dois, formando entre eles uma região apertada entre duas Altas e duas Baixas em oposição. O tempo aí consiste de ventos pouco intensos, mas muito variáveis.

figura 14 - colo

Cavado : quando um centro de Baixa dispõe-se de forma alongada, apertado entre dois centros de Alta. Tal aspecto físico lembra em muito um vale. O tempo aí consiste de condições sempre adversas.

figura 15 - cavado

Crista : quando um centro de Alta dispõe-se de forma alongada, apertado entre dois centros de Baixa. Tal aspecto físico lembra em muito uma montanha. O tempo aí geralmente é bom.

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figura 16 - crista

9 - Tempo associado aos ciclones e anticiclones

O ciclone, também chamado de depressão, é um fenômeno atmosférico caracterizado por uma pronunciada queda de pressão em seu centro e por uma forte convergência de ar que flui de áreas de Alta. Ocupa sempre grande extensão, alcançando comumente diâmetro mil quilômetros. Quanto mais baixa for a depressão maior será a violência dos fenômenos atmosféricos associados, porque é mais notável o estado de desequilíbrio reinante. A energia de um ciclone reside fundamentalmente na quantidade de vapor d’água que ele armazena.

O conhecimento das condições físicas da alta atmosfera pode dar excelentes indicações para uma perspectiva do tempo associado a uma depressão. Assim, se houver camadas de ar com temperaturas e direções diferentes e carregadas de muita umidade, pode-se aguardar um tempo chuvoso. Por outro lado, se estas mesmas camadas estiverem carregadas de ar seco, o resultado será uma estiagem.

O anticiclone é um fenômeno atmosférico de extensão muito variável, que geralmente sucede a um ciclone e cujas condições de tempo associadas normalmente são boas. Apresenta, quase sempre, uma delgada, porém às vezes espessa, camada de nuvens, acompanhada de uma inversão de temperatura.

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TEXTO V

UMIDADE ATMOSFÉRICA

1 - Generalidades

O estudo dos hidrometeoros não poderia deixar de se iniciar pela forma gasosa. O vapor d’água vive em constante transição por diferentes regiões do globo terrestre.

Assim, um volume de ar é considerado seco quando possui uma quantidade insignificante de vapor d’água. Quando essa quantidade se torna apreciável, o ar é considerado úmido, que é uma mistura de ar seco com vapor d’água. À medida que o vapor d’água aumenta, atingindo a quantidade máxima que o volume de ar pode conter, o ar é denominado saturado.

A quantidade de vapor d’água que o ar pode conter varia constantemente. Essa variação faz-se em detrimento de outros elementos do ar, principalmente do oxigênio e do nitrogênio. Se considerarmos um volume de ar úmido, vamos verificar que há nele uma grande quantidade de moléculas de vapor d’água, cujo peso molecular é 18 (H2O). Por outro lado, em um volume de ar seco (N2 + O2) predominam o nitrogênio (pelo molecular = 14) e o oxigênio (peso molecular = 16). Comprova-se, dessa forma, ser o ar úmido mais leve do que o ar seco.

O vapor d’água provém principalmente da contínua evaporação que se processa sobre as superfícies líquidas (oceanos, mares, rios, lagos) e, em menor proporção, do solo úmido e da transpiração dos seres em geral ( evapotranspiração). A quantidade de vapor d’água na Atmosfera diminui com a altitude e com a latitude, e o seu estudo é denominado higrometria.

Denominamos “evaporação” ao fenômeno segundo o qual uma substância líquida passa naturalmente para o estado gasoso. Esse fenômeno ocorre com a água em condições normais.A presença de uma superfície líquida, que ocupa três quartas partes do globo terrestre, assegura uma contínua fonte de provisão de vapor d’água para a atmosfera.

2 - Pressão atmosférica e vapor d’água

2.1 - Pressão do vapor d’água

Quando o vapor d’água escapa para o ar e se mistura com outros gases da atmosfera, ele da mesma forma que estes, exerce pressão em todas as direções. Esta pressão denomina-se pressão do vapor e contribui para a pressão atmosférica total do ar.

2.2 - Pressão de saturação do vapor d’água

Considerando uma superfície livre de água, vamos encontrar aí não apenas uma fuga de moléculas do líquido para o ar, mas também um retorno de moléculas do ar para o líquido. Em princípio, a fuga é maior do que o retorno e dizemos que está havendo evaporação. Quando o número de moléculas que escapa é equilibrado pelo número das que retornam, não haverá mais evaporação e diz-se que o ar está saturado, isto é, sob as condições reinantes, o ar não poderá mais conter vapor d’água. A pressão do vapor passa a denominar-se, nesse caso, “pressão de saturação do vapor”.

Por outro lado, se houver aquecimento do ar, este se dilatará proporcionalmente, permitindo mais evaporação de água da superfície, uma vez que, para manter o ar saturado, devemos adicionar-lhe mais vapor d’água, o que permite concluir que a pressão de saturação do vapor d’água é diretamente proporcional à temperatura do ar.

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2.3 - Tensão do vapor d’água

Como já foi citado anteriormente, dizemos que está havendo evaporação enquanto o número de moléculas que escapam da superfície líquida for maior do que o número de moléculas que retornam à mesma superfície. O excesso de moléculas que passa para o ar é medido como pressão da superfície. Esta pressão da superfície que evapora é chamada “tensão do vapor”. Da mesma forma que a pressão de saturação do vapor, a tensão do vapor também é diretamente proporcional à temperatura da superfície.

À medida que o vapor d’água vai se concentrando no ar, a pressão do vapor vai aumentando, até atingir um ponto em que será igual à tensão do vapor. Nesse ponto, cessa o fenômeno da evaporação, pois o ar atingiu a saturação.

O índice de evaporação da água da superfície para o ar pode ser medido por meio de instrumentos denominados “Evaporímetros” e “Evaporígrafos”.

2.4 - Temperatura virtual

Em função de presença do vapor d’água, é possível verificar a variação da densidade ou massa específica do ar. Para tanto, dá-se ao ar um valor fictício de temperatura, capaz de fazer variar a sua densidade ou massa específica. Essa temperatura é denominada “temperatura virtual” e pode ser definida como sendo aquela a que deve ser submetido um volume de ar seco para ficar com a mesma densidade de um volume equivalente de ar úmido, submetido à mesma pressão.

2.5 - Água precipitável

Chama-se água precipitável à massa total de vapor d’água existente em uma coluna atmosférica, que se estenda da superfície até o nível onde não exista mais umidade. Deve-se salientar, porém, que essa expressão não significa que todo vapor d’água existente na camada irá se condensar e precipitar. Trata-se de um parâmetro útil em determinados estudos, como o da absorção da energia solar pela atmosfera terrestre.

3 - Elementos representativos da umidade do ar

O teor de vapor d’água presente no ar constitui o que se chama de umidade atmosférica. A presença do vapor d’água pode ser verificada através de diversos elementos, tais como umidade absoluta, umidade relativa, umidade específica, razão de mistura, temperatura do bulbo úmido e temperatura do ponto de orvalho.

3.1 - Umidade Absoluta

A umidade absoluta é definida como a densidade ou massa específica do vapor d’água contido num dado volume de ar. Ela é, geralmente, expressa em gramas de vapor d água por metro cúbico de ar.

3.2 - Umidade Relativa

A umidade relativa é uma relação entre a quantidade de vapor d’água presente num dado volume de ar e a quantidade máxima que este volume de ar pode conter, expressa em porcentagem. Desta definição, podemos concluir que, se o ar estiver saturado, ele contém todo o vapor d’água possível e a umidade relativa será 100%. Quando ele possuir a metade da quantidade máxima de vapor d’água, a umidade relativa é de 50%. Quando não há vapor d’água presente (apenas em teoria), a umidade relativa é de 0%.

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Quando, num volume de ar, a quantidade de vapor d’água for constante, um aumento na temperatura desse volume de ar fará diminuir o valor da umidade relativa e vice-versa.

Para a obtenção do valor da umidade relativa usam-se instrumentos especiais denominados “higrômetros” e “higrógrafos”ou ainda o higrotermógrafo, que consiste numa associação de um higrógrafo com um termógrafo.

3.3 - Umidade Específica

É a relação entre a massa de vapor d’água e a massa de ar úmido. É expressa em gramas de vapor d’água por quilograma de ar úmido. Ela varia, portanto, com a variação do vapor d’água.

3.4 - Razão de Mistura

É a relação entre a massa de vapor d’água e a massa de ar seco. É expressa em gramas de vapor d’água por quilograma de ar seco.

3.5 - Temperatura do Bulbo Úmido

É a menor temperatura que se pode obter, através da evaporação da água, provocada em um termômetro de bulbo úmido, componente como já vimos, do psicrômetro. A água evaporada para o ar circundante faz com que ele vá tendendo à saturação e a temperatura correspondente que ele adquire é a “temperatura do bulbo úmido”, que vai servir como referência da umidade.

3.6 - Temperatura do Ponto de Orvalho

É a temperatura que um volume de ar atinge para se tornar saturado, com o vapor d’água nele existente e a uma dada pressão constante. Ela é obtida a partir do psicrômetro, valendo-se para tanto das temperaturas ali reinantes e de uma tabela adequada para tal. É sempre comparada com a temperatura do ar, a fim de permitir a determinação do teor de umidade atmosférica. O ar estará saturado quando essas duas temperaturas se igualarem. O campo de distribuição da temperatura do ponto de orvalho é representado , nos mapas de análise meteorológica, por uma linha que une pontos que apresentem o mesmo valor de ponto de orvalho e que se chama isodrosoterma.

4 - Comportamento Termodinâmico da água na atmosfera

Na Atmosfera, a água está continuamente mudando de estado e, para que isso ocorra, há sempre uma quantidade de energia calorífica sendo liberada ou absorvida e que recebe o nome de calor latente.

4.1 - Calor latente de vaporização

Quando a água passa do estado líquido para o de vapor d’água, absorve uma quantidade de calor denominada calor latente de vaporização, que se define como a quantidade de calor necessária para evaporar um grama de água. Para a água em ebulição, ele é de aproximadamente 540 calorias e para a água entre 15ºC e 30ºC, de 580 calorias. Em virtude desse tipo de calor acompanhar o vapor d’água na evaporação, esta sempre produz efeito de resfriamento sobre a superfície que evapora e no ar em torno dela.

4.2 - Calor latente de condensação

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Quando o vapor d’água retorna ao estado líquido através da condensação, a mesma quantidade de calor absorvida na evaporação, é agora liberada e recebe o nome de calor latente de condensação.

4.3 - Calor latente de solidificação

Quando a água passa do estado líquido para o sólido, através da congelação, libera uma quantidade de calor, denominada de calor latente de solidificação. À uma temperatura de 0ºC, cada grama de água que se congela libera cerca de 80 calorias.

4.4 - Calor latente de fusão

Quando a água retorna do estado sólido para o líquido, através da fusão, a mesma quantidade de calor liberada na solidificação, é agora absorvida e recebe o nome de calor latente de fusão.

4.5 - Calor latente de sublimação

Quando o vapor d’água passa diretamente para o estado sólido, libera uma quantidade de calor, denominada de calor latente de sublimação e que corresponde à soma do calor latente de condensação com o calor latente de solidificação. No processo inverso, quando cristais de gelo retornam diretamente para o estado de vapor d’água, a mesma quantidade de calor liberada na sublimação é agora absorvida e também recebe o nome de calor latente de sublimação e que corresponde à soma do calor latente de fusão com o calor latente de vaporização.

5 - Processos físicos de saturação

Para que ocorram a condensação e a sublimação do vapor d’água na atmosfera, é preciso que haja antes a saturação do ar. Outrossim, este mesmo ar deve conter uma quantidade apreciável de partículas sólidas, em torno das quais o vapor d’água se fixará pela condensação ou sublimação. Tais partículas são denominadas núcleos higroscópicos. A sublimação nem sempre depende desses núcleos, uma vez que experiências demonstraram que sob temperaturas de-39ºC a-40ºC ela ocorre, mesmo sem a presença de partículas higroscópicas. A temperatura que isto ocorre é denominada de temperatura espontânea ou Ponto de Schäefer.

O ar pode atingir a saturação por dois meios: por acréscimo de vapor d’água ou por resfriamento.

5.1 - Por acréscimo de vapor d’água

Ocorre como resultado da evaporação, que permite um aumento na temperatura do ponto de orvalho. Para tanto, a temperatura do ar e a pressão devem permanecer constantes. Quando a saturação resultante ocorre com umidade relativa superior a 100%, temos a chamada supersaturação, e, neste caso, o excesso de umidade é condensado ou sublimado de forma instantânea, constituindo-se no princípio de formação da nebulosidade (nuvens e nevoeiros).

5.2 - Por resfriamento

Ocorre como resultado de um resfriamento provocado por meios naturais, que permitem uma diminuição na temperatura do ar. Os principais processos são os seguintes:

5.2.1 - Radiação

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Quando o ar úmido entra em contato com superfície resfriada por radiação terrestre, poderá também se resfriar e saturar. Normalmente, esta situação resulta numa inversão de temperatura que pode redundar numa formação de nevoeiro de superfície. Ocasionalmente, pode também haver a formação do orvalho (sob temperaturas acima de 0ºC) ou da geada (sob temperaturas de 0ºC ou menos).

5.2.2 - Advecção

Trata-se do processo que ocorre como resultado do transporte horizontal do calor, por meio da respectiva movimentação do ar. De duas formas, a advecção pode contribuir para a saturação do ar:

Advecção de ar frio sobre superfície quente

Neste caso, a parte inferior do ar frio torna-se aquecida e menos densa e eleva-se, para em seguida resfriar-se e saturar. O resultado poderá ser camadas descontínuas de nuvens, denominadas de cumuliformes.

Advecção de ar quente sobre superfície fria

Neste caso, a parte inferior do ar quente resfria-se e satura. O resultado poderá ser camadas contínuas de nuvens, denominadas de estratiformes.

5.2.3 - Efeito orográfico

Quando uma camada de ar quente e úmido incide sobre uma elevação qualquer, ela é forçada a elevar-se mecanicamente ao longo da respectiva encosta. À medida que sobe, vai se resfriando, podendo saturar-se e condensar, originando as chamadas nuvens orográficas a barlavento (lado de onde flui o vento). A sotavento (lado para onde flui o vento), o ar desce a elevação também sob a forma quente, porém seco.

5.2.4 - Efeito dinâmico

Quando ventos de características diferentes (em pressão, temperatura e umidade), convergem sobre uma determinada área provocam a elevação do ar e um conseqüente resfriamento e saturação do mesmo. O resultado é a formação de nuvens cumuliformes ou lenticulares .

figura 17 - processos de saturação

6 - Ciclo Hidrológico

É o processo segundo o qual a água circula da superfície para a atmosfera (via evaporação) e da atmosfera para a superfície (via precipitação). Trata-se de um sistema cíclico alimentador,

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que permite a circulação da água entre a hidrosfera e a atmosfera e vice-versa, sem o qual a vida não seria possível na face da Terra. O processo passa pela seguinte seqüência:

a radiação solar chega à superfície e é convertida em calor; o calor solar provoca a evaporação dos diversos tipos de superfície, principalmente das fontes de água; o vapor d’água é levado para a Atmosfera, onde poderá condensar-se ou sublimar-se, formando as nuvens; algumas nuvens, não suportando a umidade condensada ou sublimada, fazem com que a mesma caia por gravidade até a superfície, caracterizando a chamada precipitação; a precipitação, uma vez atingindo o solo, chega aos mares, rios, lagos, etc., onde novamente irá evaporar-se.

7 - Hidrometeoros

Os hidrometeoros também chamados meteoros aquosos são os mais comuns na atmosfera e, como o próprio nome indica, são constituídos pelo elemento água.

O ciclo de vida de um hidrometeoro pode passar pelas seguintes fases: vapor d’água, nuvem ou nevoeiro, depósito ou precipitação.O estudo de hidrometeoros deve sempre considerar como ponto de partida a forma gasosa, ou seja, o vapor d’água e/ou as formas condensadas ou sublimadas do mesmo, ou seja, a nuvem. Vejamos agora alguns tipos de hidrometeoros:

Chuvisco

Gotículas de água uniformemente dispersas, parecendo flutuarem no ar e seguindo o sopro da brisa, que normalmente acompanha o fenômeno. Exige a presença de nuvem Stratus (ST) e é muitas vezes acompanhado de nevoeiro. O diâmetro de suas gotículas é sempre menor do que 0,5 mm.

Chuvisco Glacial

Chuvisco que se congela quando entra em contato com superfície gelada.

Chuva

Gotas d’água nitidamente separadas e que visivelmente caem de certas nuvens, tais como stratocumulus (SC), altostratus (AS), nimbostratus (NS), cumulus (CU) e cumulonimbus (CB). O diâmetro de suas gotas apresenta um mínimo de 0,5 mm.

Chuva glacial

Chuva que se congela quando entre em contato com superfície gelada.

Grãos de neve

Minúsculos flocos de neve estrelados ou cristais de gelo simples, que ocorrem sob condições meteorológicas semelhantes às do chuvisco, exceto que a temperatura é igual ou menor que 0ºC. Por isso, são considerados os equivalentes sólidos do chuvisco.

Água-neve

Grãos com estrutura de neve, brancos, opacos e redondos e com um diâmetro entre 2 e 5 mm. São quebradiços ou compressíveis e ricocheteiam ao caírem em superfície dura, quando então se despedaçam.

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Neve

Cristais de gelo hexagonais, irradiados ou estrelados (flocos de neve), comumente misturados com cristais de gelo simples, que caem de nuvens nimbostratus (NS), altostratus (AS) ou cumulonimbus (CB).

Agulhas de gelo

Cristais de gelo pequenos e simples, em forma de agulhas ou placas e que só podem ser vistos com “céu claro”. Estão associadas ao fenômeno do “halo” e são de difícil ocorrência em nosso país.

Geada miúda

Grãos de gelo sólidos e globulares originários do congelamento de gotas de chuva, ou do recongelamento de flocos de neve, que caem numa camada de ar próxima da superfície e com temperatura abaixo do ponto de congelamento.

Granizo

Partículas de água-neve encerradas em finas camadas de gelo, geralmente translúcidas, redondas ou cônicas e cujos diâmetros variam entre 2 e 5 mm. Exige sempre a presença de nuvem cumulonimbus (CB).

Saraiva

Pedras de gelo mais ou menos ovais, cujos diâmetros variam de 5 a 50 mm ou mais e que podem cair separadas ou em blocos irregulares. Exige a presença de nuvem cumulonimbus (CB).

Observação: quando da precipitação de granizo ou saraiva a temperatura à superfície pode ser superior a 0ºC.

Poalha

Conjunto de gotículas de água retiradas da superfície da água por vento forte e conduzidas a pequena distância na atmosfera.

Orvalho

Gotas d’água, depositadas pela condensação do vapor d’água sobre superfícies resfriadas pela radiação noturna. A temperatura do ar é na maioria das vezes superior a 0ºC.

Geada

Cristais de gelo finos, em forma de agulhas ou escamas, depositados por sublimação do vapor d’água sobre superfícies resfriadas nas mesmas condições que formam o orvalho, exceto que a temperatura à superfície deve ser igual ou inferior a 0ºC.

Sincelo

Pequenas colunas pendentes de gelo formadas pela congelação da água do orvalho ou da neve derretida, que escorre de superfícies sólidas, quando a temperatura é igual ou inferior a 0ºC.

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Escarcha

Camadas brancas de cristais de gelo depositadas em superfícies sólidas verticais, principalmente quando ocorre nevoeiro super-resfriado. O fenômeno consiste de camadas ou pontas cônicas que se acumulam no objeto a favor do vento.

8 - Nebulosidade

Trata-se da ocupação do céu, por nuvem ou por nevoeiro, que nada mais são, como já vimos, conseqüências da condensação ou da sublimação do vapor d’água na atmosfera.

8.1 - Nuvem

Aglomerado de gotículas d’água ou de cristais de gelo ou ainda de ambos misturados, em suspensão na atmosfera, sustentadas por correntes ascendentes. Apesar de parecerem flutuar, seus elementos constituintes caem lentamente em relação ao ar circundante. Os diâmetros desses elemento são muito pequenos, com um valor médio de 10 mícrons.

8.2 - Nevoeiro

Fenômeno cuja constituição física assemelha-se à da nuvem, diferindo apenas no tocante à localização, uma vez que ele ocorre junto à superfície. Por definição, a sua principal característica é de reduzir a visibilidade horizontal a menos de 1000 metros. Isto faz com que seja um dos fenômenos meteorológicos que mais interferem nas operações de superfície dos aeódromos. A causa dessa restrição no sentido horizontal é devida à sua densidade, que varia muito, indo de 0 a menos de 1000 metros. Por outro lado, também apresenta uma espessura muito variável, que restringe a visibilidade vertical. Sob temperatura muito baixa, ele pode constituir-se de cristais de gelo, quando então será denominado de nevoeiro glacial.

8.2.1 - Formação do nevoeiro

Em geral, o nevoeiro forma-se como fruto de uma inversão à superfície. Porém, a condição básica para sua formação é a temperatura do ar igual à temperatura do ponto de orvalho, ou seja, uma situação de saturação do ar que pode resultar, como já vimos, do acréscimo de vapor d’água ou do resfriamento. A formação do nevoeiro depende também de outras condições favoráveis, tais como:

umidade relativa bastante elevada; núcleos higroscópicos abundantes; vento fraco (velocidade de até 10 KT).

8.2.2 - Classificação dos nevoeiros

Dependendo de como ocorram, os nevoeiros podem ser classificados em dois grupos: de massas de ar e frontais.

8.2.2.1 - Nevoeiros de massas de ar

São aqueles que se formam no interior de massas de ar (quente ou fria), normalmente provocados pelo resfriamento. Suas principais variedades são as seguintes: de radiação e de advecção.

Nevoeiro de radiação

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Forma-se, geralmente, em noites de céu claro, quando o solo perde calor rapidamente por efeito da radiação terrestre. Quando o vento é calmo, é de pequena espessura e recebe o nome de nevoeiro de superfície ou nevoeiro de céu visível e quando o vento é fraco, o fenômeno se espessa, recebendo o nome de nevoeiro de céu invisível. Quando ocorre fora da estação, pode receber diversos nomes, tais como: bancos de nevoeiro, nevoeiro em bancos ou nevoeiro distante. O nevoeiro de radiação apresenta ocorrência mais freqüente no outono e no inverno das latitudes tropicais e subtropicais.

Nevoeiro de advecção

Forma-se como resultado do movimento horizontal do ar sobre a superfície terrestre (ar frio sobre superfície quente ou ar quente sobre superfície fria). Costuma apresentar os seguintes tipos:

Nevoeiro de vapor

Forma-se como resultado do contato de ar frio com superfície líquida aquecida. É de ocorrência freqüente no outono e inverno, sobre mares, rios, lagos, lagoas e pântanos.

Nevoeiro marítimo

Forma-se como resultado do contato de ar quente com corrente marítima fria. É de ocorrência freqüente no verão das latitudes temperadas.

Nevoeiro de brisa marítima

Forma-se como resultado do contato de ar marítimo quente com litoral frio. É de ocorrência freqüente no inverno de latitudes temperadas e circumpolares.

Nevoeiro orográfico

Resultado de deslocamento lento e gradual de ar quente e úmido sobre a encosta suave de uma elevação.

Nevoeiro glacial

Resultado da sublimação do vapor d’água próximo à superfície e sob temperaturas abaixo de-30ºC. Com isto, é de ocorrência freqüente apenas nas latitudes polares.

8.2.2.2 - Nevoeiros frontais

Formam-se associados com frentes (fria ou quente), como resultado da evaporação de precipitação leve e contínua proveniente de nuvem estratiforme, que cai dentro do ar frio. Podemos encontrar dois tipos fundamentais de nevoeiros frontais.

Nevoeiro pós-frontal

Ocorre associado com frente fria de deslocamento muito lento ou quase estacionário. É de ocorrência freqüente no outono e inverno.

Nevoeiro pré-frontal

Ocorre associado com passagem de frente quente.

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8.2.2.3 - Névoa úmida

Trata-se de um fenômeno semelhante em tudo ao nevoeiro, com a única diferença de que suas partículas constituintes são, em geral, menores e mais dispersas. Por esta razão, a visibilidade horizontal é sempre igual ou maior que 1000 metros e a umidade relativa é sempre igual ou superior a 80%, distinguindo-se da chamada névoa seca, que apresenta a umidade relativa inferior a 80%.

8.2.3 - Dissipação do nevoeiro

São vários os fatores determinantes da dissipação de um nevoeiro. Dentre esses, podemos destacar os seguintes:

o aumento na velocidade do vento; o aquecimento solar.

Deve aqui ser ressalvado que o aquecimento só provoca a dissipação de nevoeiro formado sobre superfície que não seja líquida, uma vez que para nevoeiro formado sobre este tipo de superfície a tendência da ação solar é intensificá-lo ainda mais, tendo em vista o aumento da evaporação.

8.3 - Formação de gotas d’água na atmosfera

Se o ar fosse completamente isento de impurezas, a formação de um simples aglomerado de moléculas de água (gota) deveria acontecer por colisão seguida de aglutinação, processo este chamado de nucleação homogênea. Porém, esse processo é pouco provável devido a baixa concentração de vapor d’água na atmosfera ( máximo de 4% em volume).

Quando a condensação ou sublimação de vapor d’água se processa na superfície de partículas sólidas suspensas na atmosfera ( núcleos higroscópicos), dizemos que ocorre nucleação heterogênea. Esse meio de formação de gotas é o mais comum no interior de nuvens na atmosfera.

9 - Litometeoros

Como bem vimos, o ar atmosférico normalmente se apresenta com um certo grau de impurezas, sem as quais não seria possível a condensação ou sublimação do vapor d’água e conseqüentemente, todo um processo que dependa da presença da umidade. Estas impurezas, denominadas em geral de núcleos higroscópicos, consistem de minúsculas partículas sólidas em suspensão na atmosfera e recebem a designação genérica de litometeoros. Além do lado positivo, que é o de servir como núcleos em torno dos quais se fixa o vapor d’água pela condensação ou sublimação, apresentam também um lado negativo, que é o de interferir no grau de transparência da atmosfera, reduzindo a visibilidade do ar. Por outro lado, quando se apresentam em concentração maciça, podem ser responsáveis pela tão temida poluição. Naturalmente, a única maneira capaz de eliminá-los do ar é através da precipitação, que “lava” a Atmosfera. É por esta razão que, após um período mais ou menos prolongado de chuva, o ar apresenta-se com uma transparência incomum. Conheçamos agora, alguns tipos de litometeoros:

9.1 - Névoa Seca

Nome genérico dado aos litometeoros quando a visibilidade horizontal é de 1000 metros ou mais e a umidade relativa de 79% ou menos. Apresenta uma tonalidade azul-chumbo quando vista na direção de um fundo escuro, tal como uma montanha; torna-se amarelada ou alaranjada quando vista na direção de um fundo claro, tal como uma nuvem. Geralmente, tem sua origem numa mistura de fumaça com poeira.

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9.2 - Fumaça

É a concentração de minúsculas partículas resultantes da combustão incompleta. Apresenta uma tonalidade cinza ou azul quando observada à distância mas, quando vista sobre cidade, pode aparecer como marrom, preta ou cinza-escura. Já na direção do Sol ou da Lua aparece extremamente avermelhada.

9.3 - Fumaça com nevoeiro

É a ocorrência de nevoeiro numa atmosfera enfumaçada. Trata-se de uma situação típica dos grandes centros urbanos industriais. Para que ocorra, exige uma inversão de temperatura a pouca altura, o que impede a dispersão dos poluentes atmosféricos. Isto provoca um acúmulo de elementos nocivos próximos à superfície, que acarreta um tremendo mal estar às pessoas e animais.

9.4 - Tempestade de Areia ou Poeira

Partículas de areia ou poeira retiradas da superfície por vento forte e turbulento, podendo atingir centenas de metros de espessura.

10 - Índice de desconforto ambiental

As variações de umidade e temperatura na camada de ar justaposta à superfície estabelecem o nível de conforto ambiental das pessoas nas diferentes regiões do planeta. A sensação de desconforto é mais devida à umidade que a temperatura. Para medir esse efeito foram propostos diversos índices, sendo o método apontado por Niewolt, baseado na seguinte fórmula, o mais usado:

Id = 0,8t + (t x UR/ 500)

Na equação anterior t é a temperatura do ar (ºC) e UR é a umidade relativa (%).

Estudos feitos nos Estados Unidos indicaram que o valor Id em torno de 21 é o mais agradável. Para valores entre 24 e 26, o nível de desconforto já é significativo e para valores miores que 26 é notória a indisposição das pessoas para o trabalho. Deve-se salientar que esses valores podem variar de acordo com a região do globo - por exemplo na região tropical, as pessoas são mais adaptadas ao intenso calor.

10.1 - Sensação térmica

Sensação Térmica é a temperatura combinada com outros fatores meteorológicos, como o vento, que representa com mais precisão, o impacto das condições do tempo sobre o nosso organismo. O estudo da influência da velocidade do vento combinada com o valor da temperatura do ar foi iniciado ainda na década de 1930, pelo cientista americano Paul Siple. Posteriormente, com base nos estudos de Siple, foi desenvolvida a relação entre a temperatura ambiente, a velocidade do vento e a temperatura da pele seca do ser humano, dando como resultado um novo valor de temperatura, a qual foi denominada de “sensação térmica” , conhecida também como Temperatura Equivalente de Windchill ou Efeito Windchill. Ela representa, então, a temperatura que sentimos quando estamos expostos a determinadas condições de temperatura do ar e velocidade do vento.

A tabela a seguir mostra alguns exemplos de sensação térmica de acordo com as condições do vento e da temperatura registrada pelos termômetros meteorológicos.

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TABELA DE SENSAÇÃO TÉRMICA

Velocidade do vento ( KT)10 20 29 37 45 53

Temperatura do ar

(ºC)Temperatura correspondente de Sensação Térmica (ºC)

-4 -14 -21 -24 -26 -27 -270 -9 -15 -18 -20 -20 -202 -6 -12 -15 -16 -17 -175 -2 -8 -11 -12 -12 -128 1 -3 -6 -7 -7 -712 6 2 0 -1 -1 -115 11 7 5 4 4 418 14 11 10 9 9 920 17 14 12 12 12 12

A tabela nos mostra claramente que o vento tende a suavizar ou diminuir o valor de temperatura sentida na pele humana. Essa diminuição é tanto maior quanto mais veloz é o vento, razão pela qual sentimos mais frio em situações de ventos com maiores velocidades. Outro fato curioso é que essa diminuição de temperatura sentida na pele com o vento praticamente permanece constante para valores de velocidade acima de 45 KT, conforme tabela acima.

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TEXTO VI

CONDIÇÕES DE EQUILÍBRIO DO AR

1 - Processo Adiabático

É o processo segundo o qual a variação do energia interna de uma parcela de ar depende de um trabalho de compressão e expansão da mesma, sem que haja significante troca de calor com a atmosfera adjacente.

Um exemplo clássico adiabático na atmosfera é o lento movimento vertical (ascendente ou subsidente) de uma parcela de ar grande o suficiente para que se tornem desprezíveis as trocas de calor em sua periferia. Em função disso, a energia necessária à realização do trabalho de expansão na subida é obtida às custas da redução de sua própria energia interna (como estabelece o 1° Princípio da Termodinâmica “a variação da energia interna de um sistema depende da troca de calor com o meio e da realização do trabalho, ΔQ=Δu+Δw” ) resultando num resfriamento da parcela. Na descida a parcela se aquecerá, pois a atmosfera realiza trabalho sobre ela (compressão), aumentando sua energia interna.

Nesse nosso estudo serão assumidas as seguintes condições.:a) atmosfera em equilíbrio hidrostático (sem perturbação);b) não haverá troca de calor entre a parcela e a atmosfera;c) nenhum produto de condensação abandonará a parcela na ascensão ou subsidência.

Como bem vimos, as variações de altura por que passa uma parcela de ar na atmosfera transmitem-lhe conseqüentes variações de temperatura (resfriamento na subida por expansão e aquecimento na descida por compressão). Estas variações foram bastante pesquisadas e hoje, lhe são atribuídos valores diferentes, conforme o ar esteja ou não saturado.

2 - Características do processo adiabático

2.1 - Razão Adiabática Seca (RAS)

É o nome do gradiente térmico de uma parcela de ar não saturado, que apresenta o valor particular de 1ºC / 100 m. Ele é na verdade, a variação vertical da temperatura de uma parcela de ar “seco” que, ao elevar-se adiabaticamente, resfria-se e, ao descer adiabaticamente, se aquece na mesma proporção. Não se deve, a partir de agora, confundir o gradiente térmico de uma parcela de ar que se movimenta adiabaticamente, com o gradiente térmico do ar ambiente, onde a parcela se movimenta. Aquele é sempre constante, fazendo-se na razão de 1ºC / 100 m e este poderá apresentar valores bem diferentes, que dependerão de uma pesquisa atmosférica, normalmente, via sondagem.

2.1.1 - Gradiente superadiabático

É o nome dado a todo gradiente térmico que apresenta um valor superior ao atribuído à Razão Adiabática Seca, ou seja, maior do que 1ºC / 100 m. O máximo permissível na atmosfera é de 3,42 ºC / 100 m e recebe a designação particular de gradiente autoconvectivo, pois ele acarreta o afundamento mecânico do ar mais frio dos níveis superiores e uma subida violenta de um volume equivalente de ar superaquecido dos níveis inferiores; o resultado disso é uma instabilidade extrema, como veremos adiante.

2.2 - Razão Adiabática Úmida (RAU)

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É o nome do gradiente térmico de uma parcela de ar saturado, que apresenta o valor particular de 0,5ºC/100m. Ele é na verdade, a variação vertical da temperatura de uma parcela de ar “úmido”, que, elevando se adiabaticamente, já ultrapassou o NCC. É de menor valor porque o calor latente de condensação, liberado no processo respectivo, reaquece a parcela, reduzindo assim o valor do gradiente térmico. Na verdade, a razão adiabática úmida não apresenta um valor tão constante quanto à razão adiabática seca, pois ele varia na razão inversa da temperatura e depende da quantidade de vapor d’água envolvida no processo. Em virtude disso, varia de 0,4ºC até quase 1ºC/100m, adotando-se, porém, como já vimos, um valor médio de 0,6C/100m.

2.3 - Nível de condensação convectiva (NCC)

À medida que uma parcela de ar se eleva convectivamente, ela vai se resfriando adiabaticamente e a diferença entre a sua temperatura e a temperatura do ponto de orvalho irá variar gradativamente. Da mesma forma que a temperatura do ar decresce de 1ºC/100m (valor da Razão Adiabática Seca), a temperatura do ponto de orvalho o faz na razão média de 0,2ºC / 100m.

Quando a diferença entre os dois valores se torna nula, eles se igualam e ocorre a saturação da parcela considerada. A partir daí, inicia-se a condensação do vapor d’água e uma possível formação de nebulosidade. O nível no qual isto ocorre recebe o nome de Nível de Condensação Convectiva (NCC) ou Nível de Condensação por Elevação (NCE) e a sua altura é a mesma da base da nebulosidade aí formada. Toda atividade convectiva inicia-se à superfície e a temperatura do ar que lhe dá origem denomina-se temperatura convectiva.

Para se calcular a altura da nuvem formada num processo adiabático, usa-se uma regra de três simples, lembrando que, para cada 100 metros de altura, a diferença de temperatura e do ponto de orvalho decresce numa razão de 0,8ºC.

0,8ºC ----100 metros(T – td) -----h

h = (T –td) x 125

Onde: T = temperatura do ar à superfície em ºCTd = temperatura do ponto do orvalho em ºC125 = constante (resultado de 100: 0,8)h = altura do NCC/NCE em met

Figura 18 – processo adiabático na atmosfera

2.3.1 - Exercício de aplicação

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1- A temperatura do ar na base de uma nuvem Cúmulus situada a 1500 metros de altura é de 16ºC. Qual a temperatura do ponto de orvalho à superfície?

2- Nuvem Cúmulus formam-se a 1600 metros. Sabendo-se que a temperatura do ponto de orvalho à superfície é de 20”C, a temperatura convectiva será de ....

3- Uma nuvem tem base a 1000 metros e topo a 5000 metros. Qual a temperatura do ar a 3000 metros de altura, se a temperatura do ponto de orvalho a 600 metros é de 9º C?

4- Nuvens Cúmulus formam-se a 800 metros, tendo na base o ponto de orvalho de 6ºC. Qual a temperatura convectiva em graus celsius?

5- Uma parcela de ar à superfície é forçada a se elevar a 1400 metros de altura, onde atinge o NCC com ponto de orvalho de 08ºC. A sua temperatura à superfície, em graus celsius será?

6- Qual a temperatura no topo de uma nuvem Cúmulus, sabendo-se que tem 700 metros de extensão vertical, base a 1000 metros e que apresenta 8º C no NCC.

7- Uma parcela de ar é forçada a subir a encosta de uma montanha. Essa parcela forma nuvem a 1000 metros de altura, atingindo o NCC com temperatura de 08º C, produzindo saturação até o topo da montanha que é de 3000 metros. Calcule:

a) a temperatura convectiva;b) a temperatura do ponto de orvalho à superfície;c) a temperatura no topo da montanha;d) a temperatura à superfície do lado oposto da montanha após a descida da parcela.

Respostas:1- 19ºC2- 91ºF3- -3,8ºC4- 14ºC5- 22ºC6- 3,8ºC7- a) 18ºC; b) 10ºC; c) –04ºC; d) 26ºC

2.4 - Temperaturas potencial e potencial equivalente

O conceito de temperatura potencial é de extrema utilidade em Meteorologia, principalmente quando se necessita comparar as temperaturas do ar a diferentes alturas, para efeito de cálculo de fluxos de calor, pois não se pode medir diretamente a temperatura e compará-la sem considerar a pressão e altura. Neste caso então, compara-se as diferentes temperaturas potenciais.

Se uma parcela de ar eleva-se até um dado ponto, a partir da superfície, e depois retorna ao ponto de partida, independente das variações de pressão por que passou, tanto na subida como na descida, voltará sempre com a mesma temperatura inicial, desde que a pressão inicial permaneça constante. A superfície de pressão escolhida para tal é a de 1000 hPa e a temperatura que uma parcela adquire quando é trazida até a mesma, é chamada de Temperatura Potencial. Variações de altura fazem variar a temperatura da parcela, mas a sua temperatura potencial será sempre constante. Entretanto, se a parcela ultrapassar o NCC e saturar todo o vapor d’água, ao retornar à superfície de 1000hPa, chegará com uma temperatura maior que a inicial. É a chamada temperatura potencial equivalente, muito usada na identificação de massas de ar. O processo que deu origem ao a temperatura potencial equivalente é denominado de processo pseudoadiabático e que difere do processo adiabático, porque vai além do NCC.

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3 - Condições de equilíbrio na Atmosfera

Para o estudo das condições de equilíbrio na atmosfera será adotado o chamado “método da parcela”, que analisa o comportamento de uma parcela de ar em relação à atmosfera que a circunda (ar adjacente). Admite-se que, em um certo instante, uma dada camada da atmosfera se encontre em equilíbrio hidrostático. Em seguida sofra um impulso qualquer (orografia, por exemplo) que a obrigue a um pequeno deslocamento vertical. Ao deslocar verticalmente, a parcela experimenta uma mudança de temperatura que se processa segundo a razão adiabática seca ou úmida. Uma vez cessada a causa que obrigou a parcela a se deslocar, sua densidade poderá ser maior, igual ou menor que a da atmosfera adjacente, no nível de pressão atingido, daí resultando sua tendência a descer, estacionar ou subir, respectivamente. Dependendo de sua densidade final em relação ao ar circundante, a parcela poderá:a) descer, voltando ao nível de pressão original; neste caso, o equilíbrio do ar é dito estável;b) estacionar, permanecendo em repouso na nova posição, denominado neutro;c) subir, tendendo a se afastar da posição original chamado instável.

3.1 - Tipos de equilíbrio do ar

Para se determiná-los deve-se comparar o gradiente térmico do ar ambiente (valor a ser pesquisado) com o gradiente térmico da parcela de ar, RAS ou RAU, conforme tenha ou não ultrapassado o NCC. Os exemplos citados a seguir referem-se apenas à RAS, tendo em vista que o procedimento para RAU é o mesmo, somente atentando-se para os valores diferentes das razões adiabáticas seca e úmida.

Ar indiferente ou neutro

Ocorre quando o gradiente térmico do ar ambiente for igual ao gradiente térmico da parcela considerada ou ambos apresentarem mesma densidade.

GTA = 1ºC/100m ==> AR NEUTRO (GTA = RAS)

Exemplo: feita uma sondagem num ambiente cuja temperatura convectiva é de 30ºC, verificou-se que a 2000 m de altura a temperatura é de 10ºC. Uma parcela embebida nesse meio chegará a esse nível também com 10ºC, apresentando, conseqüentemente, a mesma densidade do ar ambiente e tendendo a permanecer em repouso, caracterizando desse modo, ar indiferente ou neutro.

Ar estável

Ocorre quando o gradiente térmico do ar ambiente for menor do que o gradiente térmico da parcela considerada ou a densidade ambiente for menor que a densidade da parcela.

GTA < 1ºC/100m ==> AR ESTÁVEL (GTA < RAS)

Exemplo: feita uma sondagem num ambiente cuja temperatura convectiva é de 30ºC, verificou-se que a 2 000 m de altura a temperatura é de 20ºC. Uma parcela embebida nesse meio chegará a esse nível com 10ºC, apresentando, conseqüentemente, uma densidade maior que a do ar ambiente e tendendo a afundar, com retorno à posição original, caracterizando, desse modo, ar estável.

Ar instável

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Ocorre, quando o gradiente térmico do ar ambiente for maior do que o gradiente térmico da parcela considerada ou densidade ambiente maior que a densidade da parcela.

GTA > 1ºC/100 m ==> AR INSTÁVEL (GTA > RAS)

Exemplo: feita uma sondagem num ambiente cuja temperatura convectiva é de 30ºC, verificou-se que a 2000 m de altura a temperatura é de 0ºC. Uma parcela embebida nesse meio chegará a esse nível com 10ºC, apresentando, conseqüentemente, uma densidade menor que a do ar ambiente e tendendo a continuar subindo, afastando-se da posição original, caracterizando, desse modo, ar instável.

Observa-se perfeitamente que os valores de gradiente térmico ambiente dos exemplos anteriormente apresentados, são os seguintes:

no exemplo do caso (a): 1ºC/100 m; no exemplo do caso (b): 0,5ºC/100 m; no exemplo do caso (c): 1,5ºC/100 m.

Em ar estável, não há condições para a movimentação vertical do ar, apresentando-se o mesmo calmo ou sem turbulência. Em ar instável, há condições para a movimentação vertical do ar, apresentando-se agitado ou turbulento.

3.2 - Estabilidade Condicional do Ar

Como já vimos anteriormente, se uma parcela de ar eleva-se adiabaticamente num ar ambiente cujo gradiente térmico seja menor que o seu, o resultado é a presença de ar estável. Admitamos por exemplo, o valor de 0,8 ºC/100 m para o referido gradiente. Ao atingir o NCC, a parcela em apreço passa a apresentar um gradiente térmico menor, como já sabemos (0,5 ºC/100 m), muito embora o gradiente térmico do ar ambiente continue com o valor de 0,8 ºC/100 m. Isto irá evidenciar, como também já vimos anteriormente, a presença de ar instável, uma vez que o gradiente térmico do ar ambiente passou a ser maior que o gradiente térmico da parcela considerada. Este tipo de estabilidade do ar, no qual ele permanece estável enquanto não saturado, passando gradativamente a instável depois de saturado, denomina-se estabilidade condicional, e o nível onde ela ocorre chama-se nível de convecção livre (NCL), que pode acontecer coincidente ou abaixo do NCC.

3.3 - Instabilidade Mecânica ou Absoluta do ar

Normalmente, a densidade do ar diminui com a altura, mesmo que haja um gradiente superadiabático. Entretanto, em níveis próximos a superfícies superaquecidas, têm havido evidências de ar com densidade quase constante, o que caracteriza a chamada atmosfera homogênea, cujo gradiente térmico responsável é o gradiente autoconvectivo (3,42 ºC/ 100 m). Como bem já vimos, é uma situação que produz uma instabilidade extrema e automática, isto é, sem a necessidade de atuação de forças externas, tais como convergência, efeito orográfico, efeito dinâmico, etc., e que se denomina instabilidade mecânica ou absoluta. A grande importância disso é que ela é responsável pela ocorrência de fenômenos violentos, principalmente do tornado e da tromba d’água. O afundamento de ar numa área da superfície acarreta concentração de ar nesse nível (alta pressão), gerando estabilidade e formação de névoa e nevoeiros. Esse acúmulo de ar tende a divergir (sair) do centro de alta e convergir (entrar) para um centro de baixa (graças ao equilíbrio hidrostático), gerando elevação de ar e convecção nesses ciclones. Portanto, afundamento e divergência associam-se a áreas de alta pressão enquanto convergência e elevação caracterizam áreas de baixa pressão.

4 - Outros aspectos de identificação do equilíbrio do ar

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A nebulosidade, quando bem interpretada, permite identificar a condição de equilíbrio reinante no momento sobre uma área. Assim, toda nuvem que apresente o termo cumulus em seu nome, caracteriza ar instável (cumulus, cumulonimbus, altocumulus e cirrocumulus). Por outro lado, toda nuvem que apresente o termo stratus em seu nome, caracteriza ar estável (stratus, nimbostratus, altostratus e cirrostratus). Já a nuvem stratocumulus caracteriza o ar neutro.

Além das nuvens, outros aspectos mais comuns servem como formas de identificação do equilíbrio do ar. Dentre eles, podemos citar os seguintes:

4.1 - Estabilidade Geral

Visibilidade restrita, névoa úmida, céu claro ou com nebulosidade estratiforme, sem ou com precipitação leve e contínua.

4.2 - Instabilidade Geral

Visibilidade boa, salvo quando ocorrer precipitação proveniente da nebulosidade cumuliforme que está sempre presente (cumulus congestus e cumulonimbus).

4.3 - Instabilidade Orográfica

Nuvens lenticulares (forma de lentes) e cumulus nas proximidades de montanhas, associadas com ventos fortes ao nível dos respectivos topos.

4.4 - Instabilidade nos níveis médios e superiores da atmosfera

Nuvens altocumulus do tipo castellanus. Nuvens cirrus uncinus indicando ventos fortes, nuvens cirrocumulus e cirrus spissatus (topo de cumulonimbus).

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TEXTO VII

A ATMOSFERA PADRÃO E A ALTIMETRIA

1 - Atmosfera Padrão da OACI

As variações irregulares de certos elementos da atmosfera real, principalmente no que diz respeito a certos parâmetros, tais como pressão, temperatura e densidade, não permitem um estudo bastante preciso da mesma. Para resolver o impasse, foi criado um termo de comparação capaz de permitir a avaliação da magnitude de tais variações dentro de limites conhecidos. Esse termo de comparação recebeu o nome de atmosfera-padrão e constitui a base de referência para o estudo de comportamento da atmosfera verdadeira, no que diz respeito aos seus parâmetros fundamentais. Segundo esse modelo, a determinação da altitude real é feita levando-se em conta a variação vertical da gravidade (geopotencial). A atmosfera padrão de uso corrente na Aeronáutica é aquela aprovada pelo Conselho da OACI e que se estende da superfície até 20000 metros. Suas características principais são as seguintes:

o ar é considerado seco, isento de impurezas e partículas radioativas. Tem massa molecular de 28,964 g/mol e se comporta como um gás ideal. Seus elementos mais importantes entram na composição atmosférica com as seguintes porcentagens:

NITROGÊNIO........................................ 78,088OXIGÊNIO............................................. 20,948ARGÔNIO.............................................. 00,928DIÓXIDO DE CARBONO..................... 00,029

reina a condição de equilíbrio hidrostático;

a pressão que o ar exerce, ao nível do mar, corresponde a uma pressão de 1 013 250 dinas/cm2, relativa ao peso de uma coluna de Hg de 76 cm de altura e equivale a 1013,25 hPa, denominada de pressão-padrão;

ao nível do mar, uma coluna de ar exerce valores de pressão, conforme a seguinte correspondência:

Δ 1hPa 8,4m 27,7pés

Δ 1 pol Hg 287m 943pés

Porém, à medida que se considera altitudes mais elevadas, torna-se necessário uma coluna de ar cada vez maior para exercer a mesma pressão, uma vez que a densidade atmosférica vai diminuindo desproporcionalmente. Entretanto, para fins práticos, os termos de conversão aqui apresentados podem ser arredondados em cálculos sem muita precisão, para altitudes até 4000 pés, conforme tabela a seguir:

Δ1hPa 9m 30pés

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Δ1 mm Hg

Δ1 pol Hg

12m

300m

40pés

1 000pés

a aceleração da gravidade é de 980,665 cm/seg², valor este considerado na latitude de 45ºC;

o mercúrio utilizado no barômetro apresenta uma densidade igual a 13,595g/cm3;

a temperatura padrão ao nível do mar (ou ISA- de ICAO Standard Atmosphere), equivale a 15ºC ou 59ºF ou ainda 288k. A variação vertical (temperatura dimimui com a altitude)ou gradiente térmico se faz nas seguintes proporções, até a base da tropopausa (11000 metros):

0,65ºC/100m ou2ºC/1 000 pés ou3,6ºF/1 000 pés

na tropopausa e no início da estratosfera, a temperatura permanece constante a -56,5ºC ou-69,7ºF ou ainda 216,5 K, o que significa isotermia até 20 000 metros;

de 20.000 a 32.000 m o gradiente térmico vertical é de -1º C/ Km (temperatura aumentando com a altitude)

2 - Relações entre o Nível-Padrão e o Nível do Mar

Como bem já vimos, existe uma superfície de pressão paralela ao nível do mar e coincidindo com ele na atmosfera-padrão, a partir da qual, verificam-se todos os demais valores de pressão, em número infinito: em escala decrescente para cima do nível do mar e escala crescente para baixo do nível do mar. Essa superfície é aquela que apresenta o valor de 1 013,2 hPa e que se denomina nível de pressão padrão ou simplesmente nível-padrão. As demais superfícies de pressão são chamadas de superfícies isobáricas ou superfícies de pressão constante, porque apresentam o mesmo valor de pressão em todos os seus pontos. Todas essas superfícies de pressão mantêm-se paralelas entre si e paralelas ao nível do mar na atmosfera-padrão. Uma vez que na atmosfera real as pressões ao nível do mar variam a todo o momento, isto acarreta oscilações do nível-padrão em relação ao nível do mar e, conseqüentemente, de todas as superfícies isobáricas que se afastarão ou se aproximarão deste. Desse modo, dois casos podem ocorrer com respeito a essas oscilações:

2.1 - Pressão ao nível do mar maior que a pressão do nível-padrão

Neste caso, o nível-padrão estará acima do nível do mar, numa distância vertical que será tanto maior quanto maior for a respectiva diferença de pressão.

2.2 - Pressão ao nível do mar menor que a pressão do nível-padrão

Neste caso, o nível-padrão estará abaixo do nível do mar, numa distância vertical que será tanto maior quanto maior for a respectiva diferença de pressão.

2.3 - Valor “D”

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Quando o nível-padrão se afasta do nível do mar (para cima ou para baixo), arrasta consigo e paralelamente todas as demais superfícies isobáricas que continuam mantendo, em relação ao mesmo nível-padrão, as altitudes de pressão. Altitude de pressão é a distância vertical de qualquer ponto (superfícies isobáricas, por exemplo) ao nível de pressão-padrão, de acordo com as atmosférica padrão. Assim, cada superfície isobárica passa a apresentar, em relação ao nível do mar, uma distância vertical equivalente à sua própria altitude de pressão que deve ser somada algebricamente à diferença entre o nível do mar e o nível-padrão. A essa diferença entre a altitude real e a altitude de pressão chamamos de valor ou fator “d”, que pode ser positivo ou negativo, conforme a altitude real seja maior ou menor do que a altitude de pressão, respectivamente. Quando a altitude de pressão e a altitude real têm o mesmo valor, o valor d é nulo.

Figura 19 – relações entre o nível padrão e o nível médio do mar

3 - Altimetria

Consiste na técnica da utilização do altímetro que, como já vimos, trata-se de um barômetro aneróide dotado de um mecanismo que indica altitude em função da variação da pressão atmosférica, de acordo com atmosfera-padrão. Desse modo, os principais ajustes por ele fornecidos são:

3.1 - Ajustes Altimétricos

São referências adotadas no altímetro que permitem sua utilização em diferentes situações (pouso, decolagem, rota).

Ajuste do Altímetro (QNH) : aquele que fornece uma altitude relativa ao nível do mar.

Ajuste-Padrão (QNE) : o que fornece uma altitude relativa ao nível-padrão.

Ajuste a Zero (QFE) : o que fornece uma altura relativa ao nível do aeródromo.

O altímetro mais comum é aquele que apresenta um mostrador graduado em pés, sobre o qual correm ponteiros indicadores de altitude (em número de dois ou três em tamanhos diferentes). Uma pequena abertura (denominada janela de ajustagem) mostra uma escala barométrica móvel que é acionada por um botão de ajuste, que permite girar os ponteiros e a escala simultaneamente ou cada um por vez, sempre que houver necessidade de se modificar os valores de altitude ou de pressão correspondente. Uma cápsula aneróide no interior do instrumento é a responsável pelo seu funcionamento e ela assim atua: quando a aeronave sobe,

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encontra pressões menores e a cápsula se expande indicando maiores altitudes; quando a aeronave desce, encontra maiores pressões e a cápsula se comprime indicando menores altitudes.

figura 20 – o Altímetro

3.2 - Ajuste Padrão e a Altitude de Pressão

Seja uma dada localidade situada ao nível do mar, apresentando num dado instante, uma pressão naquele nível igual a 1013,2 hPa. Um altímetro ajustado para este valor, estará de conformidade com a Atmosfera-Padrão, ou seja, em ajuste-padrão, em ajuste universal ou em Ajuste QNE e sua indicação no momento será a distância vertical que o separa do nível-padrão ou uma Altitude de Pressão (AP) igual a zero. Porém, se o valor da pressão ao nível do mar, na mesma localidade, variar e o altímetro permanecer ajustado no mesmo valor, a sua indicação também irá variar proporcionalmente da seguinte maneira:

para menos : se a pressão ao nível do mar apresentar-se maior do que 1013,2 hPa;

para mais : se a pressão ao nível do mar apresentar-se menor do que 1013,2 hPa.

É importante, entretanto, lembrar que a AP se manterá inalterável nestes casos, uma vez que o altímetro acha-se ajustado para QNE ou Ajuste-Padrão. Desse modo, se o referido altímetro for conduzido para níveis superiores, irá indicar a cada nível valores de AP sempre constantes, porém os valores de altitude real oscilarão consoante as variações de pressão ao nível do mar.

Para fins de controle de tráfego aéreo, no sistema de aerovias, faz-se a correspondência de cada AP com um determinado Nível de Vôo (FL do inglês Flight Level), que sempre recebe um número identificador, equivalente ao múltiplo de centenas de pés. Assim, por exemplo, um FL080 corresponde a uma altitude padrão de 8000pés.

3.3 - O Ajuste do Altímetro e a Altitude Indicada

Seja agora um altímetro ajustado QNE indicando uma AP de 6000 pés sobre a vertical de um ponto ao nível do mar, cujo valor de pressão no momento é de 1018,2 hPa. Como já sabemos, o referido altímetro estará a 6000 pés acima do nível-padrão, porém, com relação ao nível do mar, ele estará a 6150 pés, uma vez que a pressão ao nível do mar apresenta-se maior do que a pressão do nível-padrão em 5hPa. Multiplicando-se este valor pelo respectivo fator de conversão para transformação em pés (30), teremos um fator “D” + de 150 pés, que acrescido à AP de 6000 pés, resulta numa altitude de 6150 pés. A essa distância vertical total de 6150pés, que separa o altímetro do nível do mar, chamamos de altitude indicada e ao valor de pressão ao nível do mar utilizado como ajuste altimétrico, de ajuste do altímetro ou simplesmente de QNH. O mesmo raciocínio se aplica no caso de um valor de pressão ao nível do mar inferior a 1013,2 hPa, como se pode observar na figura abaixo.

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Como podemos observar, uma altitude indicada (AI) vem a ser a distância vertical que separa uma superfície isobárica, um plano, ponto ou objeto do nível do mar. Ela é, também, a própria AP corrigida para o erro de pressão entre o nível do mar e o nível-padrão.

Figura 20 – altitude de pressão e altitude indicada

3.4 - Diferença entre O QNE e o QNH

O ajuste-padrão ou QNE, sem corrigir erros de pressão, permite o vôo controlado com segurança dentro de aerovia, posto que esses erros serão comuns a todas as aeronaves em vôo na mesma aerovia.

O ajuste do altímetro ou QNH, por corrigir os erros de pressão, só deve ser utilizado nas operações de pouso e decolagem, permitindo-lhes assim uma maior segurança. Pode ser utilizado em vôo dentro de aerovia mas para tanto exige correções obrigatórias sobre os chamados fixos de controle (locais físicos que dispõem da informação QNH). Quanto maior for o número desses fixos, mais seguro será o sistema de altitudes.

Ratificando o exposto, podemos afirmar que o QNE fornece sempre a distância vertical que separa o altímetro do nível-padrão ou seja uma AP e o QNH fornece sempre a distância vertical que separa o altímetro do nível do mar ou seja uma AI. Daí, concluímos que se o QNE é muito bom e seguro para vôos em rota, não permite todavia, segurança no pouso e decolagem; já o QNH, embora usado em rota com segurança relativa, permite operações seguras de pouso e decolagem.

Podemos definir o QNH como o valor de ajuste que, introduzido num altímetro de uma aeronaves, fará com que ele indique ao piloto, quer na decolagem ou no pouso, a altitude do aeródromo em relação ao nível do mar.

Uma vez que a decolagem e o pouso só devem ser efetuados com ajuste QNH e o vôo em aerovia, com ajuste QNE, vejamos, agora, quais os procedimentos adequados para as respectivas mudanças de ajustes:

De QNH para QNE : ocorre após a decolagem e deve ser efetuada na chamada altitude de transição, que é fixada para cada aeródromo, nunca inferior a 1500ft.

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De QNE para QNH : ocorre antes do pouso e deve ser efetuada no chamado nível de transição, que é fixado para cada aeródromo de acordo com uma tabela específica.

Figura 21 – altitude e nível de transição

3.5 - O Ajuste a zero

A pressão ao nível da pista ou QFE também poderá ser utilizado como ajuste altimétrico, mas somente a pedido do piloto, pois fornece a distância vertical que separa o altímetro do nível da estação, ou seja, a altura do aeródromo. A sua designação como ajuste a zero advém do fato de que, quando a aeronave está no solo, seu altímetro indica, teoricamente, zero de altura.

Uma vez que o QNH fornece a altitude de um aeródromo e o QFE, a altura desse mesmo aeródromo, podemos, num dado instante, calcular a sua elevação ou altitude. Basta para tanto, multiplicar a diferença entre os dois valores pelo respectivo fator de conversão. Exemplo: se um aeródromo apresenta num dado instante, um QNH de 29,96 pol de Hg e um QFE de 27,84 pol de Hg, qual a sua elevação?Solução: QNH- QFE 29,96- 27,84 = 2,12 x 1 000 = 2 120 pés

3.6 - Erros Altimétricos

O altímetro, por ser um instrumento e por ter seu funcionamento dependente do fluxo de ar atmosférico, está sujeito a erros de duas naturezas:

3.6.1 - De natureza mecânica, que pode ser:

de instalação : são os erros que dependem da sensibilidade em responder à pressão estática.

instrumentais : são os erros que dependem da precisão mecânica na indicação.

3.6.2 - De natureza meteorológica que compreende os erros de:

de Pressão : são os erros decorrentes da diferença entre a pressão real ao nível do mar e a pressão padrão. Três casos devem ser considerados:

pressão-real = pressão-padrão: neste caso, um altímetro ajustado padrão fornecerá uma AI igual à AP, evidenciando um QNH igual ao QNE e um valor “D” nulo, pois não há erro de pressão e nem de indicação;

pressão-real > pressão-padrão: neste caso, um altímetro ajustado padrão fornecerá uma AI maior do que a AP, evidenciando um QNH maior do que o QNE e um Valor “D+”, pois há um erro de pressão para mais e um erro de indicação para menos;

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pressão-real < pressão-padrão: neste caso, um altímetro ajustado padrão fornecerá uma AI menor do que a AP evidenciando um QNH menor do que o QNE e um Valor “D”-, pois há um erro de pressão para menos e um erro de indicação para mais.

de temperatura : são os erros decorrentes da diferença entre a temperatura real e a temperatura-padrão ao nível de vôo. Três casos também devem ser considerados:

temperatura-real = temperatura-padrão: neste caso, um altímetro ajustado padrão fornecerá uma AD (Altitude Densidade) igual à AP, evidenciando um ar ambiente com a mesma densidade do ar padrão, pois não há erro de temperatura e nem de indicação;

temperatura-real > temperatura-padrão: neste caso, um altímetro ajustado padrão fornecerá uma AD maior do que a AP, evidenciando um ar ambiente com densidade menor do que a do ar padrão, pois há erro de temperatura para mais e de indicação para menos;

temperatura-real < temperatura-padrão: neste caso, um altímetro ajustado padrão fornecerá uma AD menor do que a AP, evidenciando um ar ambiente com densidade maior do que a do ar padrão, pois há erro de temperatura para menos e de indicação para mais.

O erro combinado, como pressão e temperatura, afeta simultaneamente um altímetro. Os erros correlatos a esses elementos meteorológicos devem ser considerados, no conjunto, através de uma soma algébrica. Esse tipo de erro é denominado de erro combinado, cujo tipo mais crítico é o que ocorre em área de pressão baixa com temperatura também baixa, principalmente sobre região de alto relevo. Situações de insegurança também podem advir sob duas hipóteses:

pressão alta, mas temperatura extremamente baixa; temperatura alta, mas pressão extremamente baixa.

De um modo geral, um piloto quando voando em aerovia, não pode determinar, com precisão acurada, o erro combinado, mas poderá corrigir o erro de pressão, verificando a média dos QNH da área e o erro de temperatura, valendo-se do computador de vôo.

3.7 - Altitudes fornecidas por um altímetro

Quanto às altitudes fornecidas por um altímetro, dentre as mais comuns, podemos destacar as seguintes, mais a título de reprise:

Altitude de pressão

Quando o altímetro está ajustado para o QNE, destinado ao vôo em FL ou em aerovia.

Altitude indicada

Quando o altímetro está ajustado para o QNH e se faz a correção do erro de pressão.

Altitude densidade

Quando o altímetro está ajustado para o QNE e se faz a correção do erro de temperatura.

Altitude calibrada

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Quando o altímetro está ajustado para o QNH e se fez a correção do erro de natureza mecânica (de instalação ou instrumental).

Altitude verdadeira

Quando o altímetro está ajustado para o QNH e se fez a correção de todos os erros (combinado e mecânico).

3.8 - Exercícios de aplicação

1- Uma aeronave voa no FL050 numa região onde o QNH é de 1017,2 hPa. A distância vertical que separa a aeronave do nível do mar nessa região é de quantos pés? Quanto vale o fator “D”?

2- Numa área onde o QNH marca 1010,2 hPa, uma ACET voa no FL060. Qual o valor da altitude indicada no altímetro dessa aeronave? Qual o valor da altitude real dessa aeronave?

3- Uma ACFT sobrevoa Guaratinguetá num dado momento em que a pressão ao nível do mar nessa localidade é de 29,82 pol de Hg. Sabendo-se que a ACFT voa no FL080, pergunta-se a quantos pés acima do nível do mar está voando essa aeronave?

4- Se uma aeronave voa sobre uma área onde o QNHI é de 1018,2 hPa, ela tem no seu altímetro um erro de indicação para mais ou para menos? Qual seria o valor do erro em metros?

5- Uma ACFT sobrevoa São Paulo no IFL070 onde o QNH é de 1008,2 hPa. Pergunta-se:a) qual o valor da altitude verdadeira da ACFT?b) qual o valor do fator “D”?c) se o piloto, nesse momento, ajustasse o seu altímetro para a pressão do nível de vôo, por

exemplo, de 527 hPa, quanto marcaria esse altímetro?

6- Um piloto, no nível de transição, solicita à torre de controle o QNH do aeródromo que é de 1010,2 hPa. Ao tocar a pista, o piloto verifica que o QFE do mesmo aeródromo é de 960,2 hPa. Qual a altitude, em metros, do aeródromo?

7- De acordo com a Atmosfera-Padrão, determine a temperatura padrão dos seguintes níveis:a) FL070 em 0Cb) 500m em 0Kc) 1000011 em 0Fd) 1200m em 0Ke) FL110 em 0C

8- Uma aeronave sobrevoa uma região onde o GTA (gradiente térmico ambiente) obtido por uma radiossondagem é de 1,5º C/ 1000 ft. Essa aeronave, voando no FL090, encontrará uma temperatura real de quantos graus Farenheit? A temperatura à superfície é de 15º C.

Respostas:

1- 5120ft , +l20ft;2- 6000ft, 5910ft;3- 7900ft;4- p/ menos em 45 m;5- a) 6850ft, b) -l50ft, c) 0ft;6- 450m;7- calcular: 8- -34,7º F.

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TEXTO VIII

A ATMOSFERA EM MOVIMENTO

1 - Generalidades

Como bem já vimos em unidade anterior, a variação do ângulo de incidência dos raios solares de região para região da Terra traz, como conseqüência, um aquecimento diferencial do equador aos pólos. Outrossim, o fato de que os vários tipos de superfícies absorvem a radiação solar de forma diferente, faz com que também haja um aquecimento diferencial na mesma região. O resultado lógico desses fatos é que ocorrem diferenças de temperatura. Estas, por sua vez, implicam em diferenças de pressão que obrigam o ar a deslocar-se no sentido horizontal, a fim de contrabalançar as diferenças de densidade. Esses deslocamentos horizontais do ar que se fazem, quer a nível regional, quer a nível local, constituem os ventos e compõem no conjunto a chamada circulação do ar, responsável maior pelo equilíbrio térmico na atmosfera.

2 - Relação entre a pressão e o vento

Suponhamos dois pontos (X e Y) à superfície, ambos apresentando, num dado instante, uma pressão igual a 1015 hPa e igual densidade. Logo, o ar no ponto X estará em repouso em relação ao ar no ponto Y e vice-versa. Se, porém, a pressão no ponto Y cair para 1010 hPa, mantido o mesmo valor de 1015 hPa no ponto X, ocorrerá uma diferença de densidade entre os dois pontos, e, neste caso, o ar para equilibrá-la, fluirá da área de maior pressão (ponto X) para a área de menor pressão (ponto Y). Esse fluxo do ar tendendo a manter um certo equilíbrio de pressão é chamado de vento, definido então, como o ar em movimento aproximadamente horizontal e de forma laminar, que ocorre quando há diferença de pressão entre duas regiões, ocasionadas, principalmente, por variações de temperatura. Quanto maior for a diferença de pressão, mais intenso será o vento resultante.

X1 015

Y1 015

X1015

Y1 010

AR EM EQUILÍBRIO VENTO

Figura 22 – relação entre pressão e vento

3 - A mecânica dos ventos e as forças atuantes

3.1 - Força do Gradiente de Pressão

A variação da pressão no sentido horizontal considerada sobre uma determinada distância, é chamada gradiente de pressão, e a força que desloca o ar no sentido das pressões mais baixas, de força do gradiente de pressão. Esta atua em função direta do gradiente de pressão, pois quanto maior este mais intensa será a força e vice-versa.

Como o gradiente de pressão depende de uma diferença de pressão que ocorre em função de uma distância, ele pode ser expresso matematicamente através da seguinte fórmula:

onde

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Uma vez que o gradiente de pressão é considerado como uma queda de pressão, medida na direção da diminuição, ele possui uma magnitude e uma direção. A magnitude deve ser expressa em unidade de pressão por unidade de distância, tal como hPa/Km e a direção, pelo sentido da diminuição da pressão.

A magnitude do gradiente de pressão pode ser determinada numa carta de superfície através do espaçamento existente entre as isóbaras. Quando elas estão próximas umas das outras, é porque a pressão está variando rapidamente com a distância, e, neste caso, tem-se um gradiente forte e ventos muito intensos. Por outro lado, quando elas estão distanciadas umas das outras, é porque a pressão está variando lentamente com a distância, e, neste caso, tem-se um gradiente fraco e ventos pouco intensos. Exemplificando o exposto, observemos as seguintes configurações isobáricas:

Figura 23 - gradiente de pressão

Comparando-se os dois gradientes apresentados, podemos observar uma diferença comum de 2 hPa entre as isóbaras respectivas, muito embora as distâncias entre elas sejam diferentes (40 e 60 Km). Aplicando a fórmula do gradiente de pressão aos dois casos, teremos:

Dentre os dois gradientes, o que apresenta o resultado 1/20 é naturalmente o maior e, por conseguinte, o de ventos mais intensos.

O vento que flui regido exclusivamente pela força do gradiente de pressão é denominado de vento barostrófico.

Várias outras forças atuam na mecânica dos ventos, como veremos mais adiante, mas dentre elas todas, a força do gradiente de pressão é a que inicia o movimento eólico, como bem vimos. Por esse motivo, ela é denominada de força motriz dos ventos.

Se somente a força do gradiente de pressão atuasse sobre o ar em movimento, o vento sopraria sempre, diretamente da alta pressão para a baixa pressão. Todavia, como já foi dito acima, outras forças se fazem presentes nos diversos tipos de ventos, tais como: força centrífuga, força de coriólis e força de atrito, e, com isto, o vento nem sempre sopra diretamente da alta para a baixa.

3.2 - Força centrífuga

Como a Terra gira em torno de seu eixo, todos os objetos em movimento sobre sua superfície estão sujeitos a uma força que atua numa perpendicular ao mesmo eixo - é a força centrífuga. Essa força aparente é aplicada quando consideramos um objeto (parcela de ar) em repouso com relação a um sistema de coordenadas em rotação (Terra). Esse é o caso de uma parcela de ar que está em sincronia de rotação com a Terra. Se, porém, essa massa de ar desloca-se em relação a Terra, que está em rotação, então outra força aparente deverá ser considerada neste movimento. Essa última é chamada de força de Coriólis.

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3.3 - Força de Coriólis

Se a Terra não fosse animada do movimento de rotação, o vento sopraria sempre da alta para a baixa, de forma direta. A rotação, entretanto, obriga esse movimento do ar que, teoricamente, é perpendicular às isóbaras, a um desvio. Este fenômeno é fruto de uma força resultante entre a força centrífuga e a força de gravidade, a força de Coriólis, também chamada de força defletora, cuja existência atribui-se ao físico e matemático francês Gaspard Gustave de Coriólis. Esta força não é real, mas sim aparente, pois determinamos a direção de um movimento em relação à superfície da Terra que, por sua vez, também se acha em movimento. Com isto, o seu efeito defletor faz-se presente em todos os movimentos com relação à superfície, porém não deve ser levado em conta nos de escala comparativamente pequena. A deflexão, independentemente da direção do movimento, sempre se faz para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul. Isto significa, que um objeto qualquer, movendo-se sobre a superfície da Terra, tende continuamente, a se desviar para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul, como resultado do efeito da rotação da Terra, combinada com o movimento do corpo relativamente à superfície. Pode ser expressa, na forma escalar, pela seguinte fórmula:

Como qualquer outra força, a força de Coriólis também possui magnitude e direção. A magnitude depende, como podemos observar na fórmula acima, de dois fatores: velocidade do vento e latitude onde ele ocorre e é diretamente proporcional a ambas. Com isto, concluímos que a força de Coriólis é mais intensa nos pólos e nula no equador. A direção, como já vimos, é aquela da deflexão, ou seja, para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul. Deve-se ressaltar que a Força de Coriólis atua perpendicularmente à direção da velocidade do objeto que se desloca, podendo apenas mudar a sua trajetória, mas jamais influir no módulo da velocidade.

Figura 24 - efeito defletor da força de Coriólis

3.4 - Força de atrito

O terceiro efeito exercido sobre os ventos é aquele provocado pela fricção do ar com o solo e que se denomina força de atrito. Ocorre próximo à superfície e produz um efeito de turbilhonamento que se traduz em alterações na direção e velocidade do vento. À medida que vão sendo considerados níveis mais elevados, o efeito de fricção vai diminuindo gradativamente, até desaparecer. O nível atmosférico onde isto ocorre denomina-se nível gradiente ou nível do vento geostrófico, pois, como veremos mais adiante, este tipo de vento só ocorre livre de atrito. O nível gradiente localiza-se, em média, a 600 metros acima da superfície, muito embora oscile entre 400

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e 1000 m, dependendo do aspecto orográfico. A camada atmosférica compreendida entre a superfície e o nível gradiente é chamada de camada de fricção ou camada planetária e acima desta, atmosfera livre.

3.4.1 - Camada limite superficial

Que vai da superfície até 100 metros aproximadamente. Os ventos que nela fluem são denominados ventos de superfície, que acontecem como um resultado do equilíbrio entre as forças: do gradiente de pressão, de Coriólis, centrífuga e de atrito.

3.4.2 - Camada de transição ou de Ekman

Camada que se inicia acima da camada limite e se estende até o nível gradiente. Os ventos que nela e acima dela fluem são denominados de ventos superiores ou ventos de altitude.

4 - Tipos de ventos

4.1 - Vento Barostrófico

Como já vimos, é aquele tipo de vento que flui regido exclusivamente pela força do gradiente de pressão. Ele se caracteriza, portanto, pelo movimento do ar que sobra diretamente de uma área de alta pressão para uma outra área de baixa pressão. É muito mais teórico do que prático, pois sua existência real só se justifica para explicar a mecânica dos ventos, como ponto de partida para os demais tipos. Outrossim, só ocorre próximo ao equador e em movimentos de pequeno deslocamento, onde a força de Coriólis é nula e a força de inércia é a única a opor-se à força do gradiente de pressão.

4.2 – Vento Geostrófico

Logo que o ar começa a se mover de uma área de alta para uma área de baixa, sob a influência da força do gradiente de pressão, passa a sofrer o efeito defletor da força de Coriólis e é desviado, para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério Sul. À medida que aumenta de intensidade, o desvio é máximo ao ponto da força de Coriólis tornar-se precisamente igual e oposta à força do gradiente de pressão. O vento resultante, então, sopra numa direção em que nenhuma das duas forças componentes está atuando, ou seja, na perpendicular a ambas.

figura 25 - vento geostófico no hemisfério sul

O vento que sopraria, no caso da força do gradiente de pressão e da força de Coriólis, as únicas atuantes na mecânica dos ventos, tal vento seria chamado de vento geostrófico. E como estas são, geralmente, as principais forças atuantes mesmo, este tipo de vento é a melhor aproximação do vento real. Porém, para que isto possa ocorrer, é preciso que se satisfaçam duas exigências:

isoípsas retas e paralelas: para que o vento possa soprar paralelamente às mesmas;

ausência de atrito: o que só é possível acima da camada de fricção.

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Como a força de Coriólis decresce na direção do Equador, independentemente da velocidade do vento, considera-se nulo o efeito geostrófico, entre as latitudes de 20ºN e 20ºS. Por outro lado, como a força de Coriólis depende da velocidade do vento e da latitude onde o mesmo acontece, podemos dizer que o vento é controlado pela força de Coriólis. Contudo é realmente a força motriz que determina a velocidade do vento.

O vento geostrófico sopra sempre numa direção em que a pressão maior (alta) fica à direita no hemisfério norte ou à esquerda, no hemisfério sul e a pressão menor (baixa) fica à esquerda, no hemisfério norte ou à direita, no hemisfério sul, conforme demonstrado nos esquemas da figura abaixo.

Figura 26 - vento geostrófico

4.2.1 - Lei de Buys Ballot

Do apresentado anteriormente, podemos inferir uma relação entre a distribuição da pressão e a direção do vento Fato este descrito, pela primeira vez, no Séc. XVII, pelo meteorologista holandês Buys Ballot, através da seguinte lei:

“Se uma pessoa ficar de costas para o vento, no hemisfério norte, terá a área de alta à sua direita e a área de baixa à sua esquerda e no hemisfério sul, terá a área de alta à sua esquerda e a área de baixa à sua direita”.

4.3 - Vento Gradiente

Ao vermos o vento geostrófico, consideramos apenas os efeitos de duas forças (a do Gradiente de Pressão e a de Coriólis). Isto significa dizer que ou desprezamos as demais forças ou criamos condições em que elas não existam: por exemplo, não consideramos a atuação da força centrífuga. O resultado é que as isóbaras apresentavam-se retas. Permitindo agora que a referida força atue, as isóbaras passam a apresentar-se de forma curva, como realmente o são. O movimento do ar, que considera o equilíbrio entre as forças do Gradiente de Pressão, de Coriólis e Centrífuga, caracteriza o chamado vento gradiente. Na verdade, ele resulta diretamente do gradiente de pressão, uma vez que as outras forças só começam a existir depois que o gradiente dá início ao movimento do ar.

O vento gradiente sopra perpendicularmente ao gradiente de pressão e paralelamente às isóbaras, orientado para a direita da força do gradiente de pressão no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério Sul. Ele flui a uma velocidade tal que a força devida ao gradiente de pressão seja equilibrada pelos efeitos centrífugo e de deflexão. Aliás, o movimento real de ar é a resultante das influências simultâneas dessas três forças, sobretudo acima da camada de fricção.

4.4 - Vento de Superfície

Ao apreciarmos os aspectos da camada de fricção, tivemos oportunidade de ver que o fluxo de ar que sopra na camada limite, ou seja, da superfície até 100 metros, como fruto do

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equilíbrio entre as forças: do gradiente de pressão, de Coriólis, Centrífuga e de Atrito, recebe o nome de vento de superfície. Ele é muito sujeito a alterações em direção e velocidade, sobretudo devido ao efeito de atrito do ar com a superfície terrestre. Por outro lado, apresenta vital importância para as atividades humanas de modo geral, sobretudo para as aeronáuticas.

4.5 - Vento Ciclostrófico

Uma vez que o efeito de Coriólis decresce na direção do Equador, o vento, nas latitudes tropicais e equatoriais, sopra velozmente em função do efeito centrífugo que aumenta para compensar a ausência da força de Coriólis e assim equilibrar a força do gradiente de pressão. Desse modo, temos um vento de grande intensidade, que flui como resultado do equilíbrio entre a força do gradiente de pressão e a força centrífuga. É o chamado vento ciclostrófico, muito comum aos ciclones tropicais, como veremos adiante.

4.6 - Vento Subgeostrófico

É aquele que sopra na faixa latitudinal de 20º a 15º, onde o efeito de Coriólis começa a tornar-se insignificante e faz, assim, desprezível o efeito geostrófico.

4.7 - Vento Térmico

Traduz a variação do vento geostrófico com a altitude, possibilitando o estudo da advecção de calor sobre o movimento do ar.

5 - A circulação dos ventos nos sistemas de pressão

Como já sabemos, no movimento do ar, a força do gradiente de pressão obriga o vento a fluir para fora do centro de alta pressão em ambos os hemisférios, sofrendo a partir daí, em função da força de Coriólis, um desvio para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul. Isto define a divergência do vento e constitui a chamada circulação anticiclônica. Por tal motivo, os centros de altas pressões são também denominados de anticiclones. Neles, os ventos circulam no sentido horário no hemisfério norte e no sentido anti-horário no hemisfério Sul.

Figura 27 - resultante do vento

Por outro lado, à superfície e dentro da camada de fricção, o vento sofre o efeito de atrito e o efeito de Coriólis quase desaparece, devido às variações de direção. O gradiente de pressão, no entanto, não se altera, uma vez que o vento é função da pressão e esta não se modifica pelo simples atrito do ar com a superfície. Desse modo, se no equilíbrio das duas forças, uma quase desaparece e a outra se mantém imutável, o vento tenderá a obedecer à última, ou seja, a força do Gradiente de pressão, fluindo no sentido do centro de baixa pressão, em ambos os hemisférios, sendo que sua direção sofrerá um desvio menor em função do enfraquecimento da força de Coriólis causado pelo atrito. Isto define a convergência do vento e constitui a chamada circulação ciclônica. Por tal motivo, os centros de baixas pressões são também denominados de ciclones.

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Neles, os ventos circulam no sentido anti-horário no hemisfério norte e no sentido horário, no hemisfério sul.

6 - Os elementos na observação dos ventos

O fluxo geral dos ventos, num dado nível, deve ser expresso pelos seguintes elementos:

6.1 - Direção

É o sentido de onde o vento vem, dado em graus, com relação ao norte magnético, para fins de navegação e com relação ao norte verdadeiro ou geográfico para fins meteorológicos.

6.2 - Velocidade

Também conhecida como força, é a intensidade com que se manifesta o vento, dada em Km/h, m/s ou principalmente, para fins meteorológicos, em KT (nó = 1,852 km/h).

6.3 - Caráter

É o aspecto de continuidade com que se manifesta o vento, dentro de um certo período de tempo. Quando varia em direção, é dito ser variável, e quando varia em velocidade num pequeno intervalo de tempo, é chamado ser de rajada.

Os dados do vento e superfície são obtidos por um instrumento denominado anemômetro e na sua ausência, por meio de métodos estimativos, tais como escala Beaufort, biruta, etc. Os dados do vento de altitude são obtidos através de observações aerológicas (radiossondagem, dropsondagem, código AIREP) etc.

Figura 28 – elementos do anemômetro

Quando, num mapa meteorológico, se traça uma linha ligando pontos que apresentam o mesmo valor de direção do vento, temos o que se chama de isógona. Da mesma forma, quando se traça uma linha ligando pontos que apresentem o mesmo valor de velocidade do vento, temos o que se chama de isotaca. O campo horizontal dos ventos é sempre representado pelo estudo de isógonas e isotacas com os valores isolados de temperaturas dispostos nas suas respectivas posições geográficas, como um complemento à informação eólica.

O fluxo do vento deve ser considerado como uma partícula de ar em deslocamento. Destarte, ela irá ocupando posições sucessivas no espaço, e a linha imaginária descrita por estas vem a ser a trajetória da referida partícula. Quando se considera, num dado instante, um vetor representativo do vento, a linha que tangencia esse vetor chama-se linha de fluxo ou linha de corrente. Na análise horizontal dos ventos, a direção dos mesmos é normalmente representada por linhas de fluxo, ao invés de isógonas, sobretudo os dados dos ventos superiores. Paralelamente ao traçado das linhas de fluxo, é executada também a análise das velocidades por meio das isotacas.

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7 - A circulação geral da atmosfera

Uma vez que existe um aquecimento diferencial latitudinal na superfície terrestre, provocado por um suprimento de energia solar desigual, que varia de extremo para extremo em cada hemisfério, urge que também exista um sistema que equilibre a defasagem calorífica, senão as latitudes em apreço atingiriam limites insuportáveis à vida. Assim, há um complexo sistema circulatório de ar por meio do qual o excesso de calor dos trópicos é transportado para os pólos, e o excesso de frio dos pólos é transportado para os trópicos, num processo contínuo, que tende a manter um equilíbrio térmico na Atmosfera. A esse benéfico sistema natural chamamos de circulação geral e ele assim se processa:

no equador, o aquecimento torna o ar menos denso e mais leve fazendo com que se expanda verticalmente, acarretando um acúmulo por unidade de volume. O resultado disso é uma diminuição da pressão à superfície e um aumento da pressão em altitude;

nos pólos, o resfriamento torna o ar mais denso e mais pesado fazendo com que o mesmo afunde verticalmente, acarretando uma redução por unidade de volume em altitude. O resultado disso é uma diminuição da pressão em altitude e um aumento da pressão à superfície;

em função do gradiente de pressão, o ar passa então a fluir do equador para os pólos, em níveis superiores e dos pólos para o equador, em níveis inferiores.

Figura 29 - circulação geral da atmosfera

Como bem vimos, existe um mecanismo genérico segundo o qual se processa a circulação geral do ar. Na verdade, este mecanismo faz-se através de etapas ou aspectos distintos, em número de três e que são os seguintes.

7.1 - Aspectos da circulação geral

Uma zona equatorial de transição

Separa as circulações gerais dos dois hemisférios e define a região, ao longo da qual, ambos os fluxos de ar se elevam para o retorno em altitude, na direção dos pólos. É a chamada Confluência Intertropical (ITCZ) ou Equador Meteorológico.

Distribuição global de ventos nos níveis inferiores

Feita latitudinalmente em faixas ou células, em ambos os hemisférios, da superfície até 20000 pés.

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Uma circulação superior predominante de oeste

Desenvolvida em forma de espiral, em torno de cada hemisfério, acima de 20000 pés e acelerando-se gradativamente até atingir latitudes polares.

7.1.1 - A Confluência Intertropical (ITCZ)

Trata-se de uma zona de transição que se desenvolve ao longo das latitudes equatoriais, resultante, como veremos adiante, da convergência dos chamados ventos alísios de ambos os hemisférios. Ela oscila latitudinalmente entre 15ºN e 12ºS, apresentando uma posição média anual de 6ºN. Avança sempre na direção do hemisfério que se encontra em Verão, empurrada pelas pressões mais elevadas do hemisfério que se encontra em Inverno. Permanece mais tempo sobre o hemisfério Norte, porque este apresenta um verão mais intenso. Sua largura é muito variável, mas pode chegar às vezes a atingir 500 km. Não apresenta uma continuidade ao redor do Globo Terrestre, sofrendo interrupções ou quebras. É sempre mais definida e mais intensa sobre os oceanos e consiste numa faixa de baixas pressões sempre acompanhada de mau tempo. O fato de oscilar, latitudinalmente, faz com que seja considerada como o equador meteorológico.

7.1.2 - Distribuição global dos ventos nos níveis inferiores

Esta faz-se da superfície até 20000 pés e latitudinalmente em faixas ou células em ambos os hemisférios, sendo estas em número de três:

A primeira faixa

É caracterizada pelos ventos que fluem na direção da confluência intertropical, com inicio nas latitudes de 20º. São os chamados ventos alíseos, que se apresentam bem definidos sobre o mar e com direções predominantes de sudeste no hemisfério sul, e de nordeste no hemisfério norte. A convergência desses ventos de ambos os hemisférios é que forma a CIT e nela, onde começa a ascensão do ar tropical, costumam surgir áreas de calmarias, denominadas de doldruns, onde os ventos são normalmente calmos ou muito fracos e com predominância de este, o que, aliás, é a característica dos ventos inferiores das latitudes equatoriais.

A segunda faixa

É caracterizada pelos ventos que sopram nas latitudes temperadas, ou seja, entre 30º e 60º de cada hemisfério. Predominam de oeste e são cada vez mais intensos à medida que se consideram latitudes mais elevadas.

A terceira faixa

Caracterizada pelos ventos que fluem dos pólos de ambos os hemisférios eles sofrem o efeito intensivo de Coriólis e por isso desviam-se para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no hemisfério norte, apresentando componentes de este nos dois hemisférios. São os chamados ventos polares.

Da análise feita anteriormente sobre a circulação geral da atmosfera, inferimos que ela compõem-se, nos níveis inferiores, de três faixas ou células, a seguir :

célula tropical ou de Halley: é a que compreende os ventos alíseos, predominantes sobre as latitudes tropicais. Caracteriza-se pela subida do ar nas latitudes equatoriais e pela descida do ar nas latitudes subtropicais;

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célula temperada ou de Ferrel: é a que compreende os ventos predominantes de W, reinantes sobre as latitudes temperadas. Caracteriza-se pela descida do ar nas latitudes subtropicais (sobre os chamados anticiclones subtropicais) e pela subida do ar nos chamados ciclones polares;

célula polar: é a que compreende os ventos polares de E, predominantes sobre as latitudes polares. Caracteriza-se pela subida do ar nos ciclones polares e pela descida do ar nos pólos (sobre os chamados anticiclones polares).

Figura 30 – células de circulação atmosférica

7.1.2.1 - Outros componentes da circulação dos ventos até 20000ft

Os anticiclones subtropicais

São grandes anticiclones marítimos, quentes e semipermanentes que ocorrem nas latitudes compreendidas entre 20º e 40º de cada hemisfério, com seus centros numa posição média anual de 30º. Devido às gigantescas proporções que atingem, eles são considerados integrantes diretos da circulação geral. Permanecem durante todo o tempo sobre os grandes oceanos, inclusive deles recebendo os nomes. Exemplo típico disso, é o Anticiclone Subtropical Semipermanente do Atlântico Sul, que determina os ventos alísios predominantes do nosso litoral nordestino. Aliás, como já vimos, são os lados equatoriais desses anticiclones que determinam os ventos alíseos e como eles são de natureza marítima, explica-se também a natureza marítima dos alísios.

Os anticiclones subtropicais, normalmente, apresentam-se estáveis em seus centros, só instabilizando-se ao aproximarem-se das áreas mais afastadas do núcleo do sistema. Por conseqüência, os ventos que os acompanham são muito fracos ou calmos. As calmarias neles freqüentes deram às latitudes, em torno de 30º N, a designação de Latitudes de Cavalos, porque eram comumente encontrados, nas águas locais, cadáveres de cavalos boiando, que eram atirados ao mar, provenientes de veleiros do Séc. XVII que, apanhados pelas calmarias, encontravam dificuldades em alimentá-los por muitos dias. Os anticiclones subtropicais compõem, ao redor das latitudes subtropicais, os chamados cinturões de anticiclones subtropicais (um em cada hemisfério).

Os ciclones polares

Da convergência dos ventos predominantes de W das latitudes temperadas com os ventos predominantes de E das latitudes polares, surge, em ambos os hemisférios, ao longo da latitude de 60º, uma estreita zona de transição chamada de frente polar (ártica, no hemisfério norte e antártica, no hemisfério sul). Trata-se de um fenômeno assaz importante, como veremos mais adiante, e que se caracteriza por ondas bastante pronunciadas que se desenvolvem em intensos

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centros de baixas pressões, determinando com isto centros ciclônicos dinâmicos e frios, entre as latitudes de 45º e 60º, denominados de ciclones polares. Eles apresentam pressões e temperaturas muito baixas, sobretudo, no outono e no inverno, quando então acarretam condições quase sempre tempestuosas para os oceanos de ocorrência. É a razão de ser dos ventos fortes e do mar agitado, predominantes, principalmente, sobre os extremos sul da América do Sul e da África.

Os anticiclones polares

São grandes anticiclones semipermanentes e frios, reinantes o tempo todo sobre os pólos, dos quais fluem os ventos polares de E. Adquirem suas grandes pressões devido ao acúmulo de ar sobre as calotas polares e das baixas temperaturas ali reinantes. Sua grande importância reside no fato de contribuir para a formação da chamada frente polar.

figura 31 – circulação geral e detalhes até 20000ft

7.1.3 - Circulação Superior Predominante de Oeste

Esta ocorre acima de 20.000 pés sobre os dois hemisférios, tendo sua origem nas latitudes baixas, no retorno do ar equatorial para os pólos. Ela se desenvolve em espiral em torno de cada hemisfério, acelerando-se gradativamente, à medida que vai se aproximando das latitudes polares. Inicia com os chamados ventos contra-alíseos e termina com os chamados vórtices polares, passando pelos Jatos de Este, pela Corrente de Berson, pelos Ventos Krakatoa e pelas Correntes de Jato. Vejamos, portanto, as características de tais fenômenos.

Ventos Contra - Alíseos

São aqueles originários do retorno em altitude dos alíseos que se recurvam para os pólos, iniciando as espirais em torno dos hemisférios. Eles ocorrem de 5º a 15º de latitude, atingindo o máximo de 20º no inverno e fluem de oeste.

Jatos de Este

São aqueles que ocorrem nas grandes altitudes das latitudes equatoriais de cada hemisfério, propagando-se até 20º de latitude, em média. Normalmente, surgem acima de 40.000 pés e são mais desenvolvidos no verão, atingindo velocidade de 50 a 60 nós em certas regiões do globo terrestre, como por exemplo, no Pacífico Central.

Corrente de Berson

É aquele fluxo de ar que circunda o globo terrestre, como se fosse um anel ao longo do equador, oscilando de 4ºS a 6ºN, com posição média anual de 2ºN. Flui velozmente de W para E,

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acima de 60.000 pés, com velocidade superior a 100 kt, às vezes. Foi observada pela primeira vez na África Central e ela desempenha, em altitude, o mesmo papel da CIT à superfície.

Ventos Krakatoa

São aqueles que ocorrem acima da tropopausa, fluindo de este para oeste. Apresentam velocidades superiores a 100 nós em certas ocasiões e são mais definidos e mais velozes no verão. Cobrem as latitudes tropicais, de 15ºN a 15ºS e chegam, às vezes, a atingir cerca de 130.000 pés.

Correntes de Jato

É um dos fenômenos mais importantes da circulação geral da atmosfera. Foi descoberta pelo finlândes Erik Palmem, sendo o nome Jet Stream dado pelo sueco Rossby. As primeiras observações do fenômeno foram feitas sobre o Oceano Pacífico, durante a 2º Guerra Mundial, pelos americanos. A OMM define o fenômeno como uma forte e estreita corrente concentrada ao longo de um eixo quase horizontal na alta troposfera, caracterizada por turbulências nas bordas do jato.

Surgem como ventos fortes geralmente de oeste, em altitudes elevadas ( 7 a15 km acima da superfície) em médias latitudes, devido à grande diferença de temperatura entre os trópicos e os pólos, principalmente no inverno. Na verdade, existem várias teorias que tentam explicar o seu aparecimento. A mais conhecida delas atribui o surgimento das correntes de jato ao gradiente de temperatura entre massas de ar. Aceita-se a existência de quatro cilindros de correntes de jato em torno da Terra: a corrente de jato polar, associada às frentes polares à superfície; a corrente de jato subtropical, que surge associada à quebra da tropopausa nas latitudes temperadas, próxima ao nível de 200hpa; o jato equatorial, que flui de este entre 20ºN e 15ºS, próximo ao nível de 100hpa e o jato ártico, localizado na estratosfera nas latitudes de 70º.

Vórtices Polares

A partir das latitudes tropicais, as circulações superiores de ambos os hemisférios começam a se definir em espirais de W para E que se deslocam até os pólos respectivos, aumentando gradativamente a velocidade e constituindo a verdadeira circulação superior predominante de W. São os chamados vórtices polares (ártico no hemisfério norte e antártico no hemisfério Sul). O vórtice polar antártico é sempre mais estável e mais persistente que o vórtice polar ártico, devido a maior massa gelada do Continente Antártico. O núcleo de um vórtice polar é sempre um fluxo intenso de ventos que atinge seu máximo principalmente no inverno, com velocidade ultrapassando às vezes 220 nós, na Estratosfera Polar. A grande importância desses vórtices polares reside no fato de serem eles os responsáveis pela renovação do oxigênio da Troposfera, uma vez que o oxigênio é arrastado para os níveis inferiores polares através deles, de forma natural.

As Ondas Planetárias

A circulação geral do ar desenvolve-se sobre as latitudes temperadas de ambos os hemisférios, de forma sinuosa, devido à irregularidade reinante nos cinturões de anticiclones subtropicais. Tais sinuosidades compreendem movimentos ondulatórios que se desenvolvem dentro da própria circulação geral, acompanhando o deslocamento predominante, ou seja de W para E, porém apresentando menores velocidades. Trata-se das chamadas ondas de oeste ou ondas planetárias, que podem apresentar-se também no sentido de este para oeste (ondas de este).

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Figura 32 - circulação acima de 20000 ft

8 - A circulação secundária e os ventos periódicos

A circulação geral constitui um quadro global do comportamento da atmosfera, no que diz respeito à movimentação contínua do ar, sob o efeito direto do aquecimento solar. Entretanto, ela não se apresenta com uma estrutura única, ocorrendo em seu interior perturbações de menor amplitude, que se superpõem ao fluxo em determinadas regiões do Globo Terrestre, criando irregularidades estruturais, como se fora o fluxo de um imenso rio, apresentando, aqui e ali, correntes e remoinhos que constituem, com seus fluxos peculiares, a chamada circulação secundária e elas tanto podem ser perturbações que se deslocam, tais como os ciclones e anticiclones dinâmicos, como também, perturbações de ocorrência local, causadas por efeitos puramente geográficos, tais como as brisas, as monções, etc, chamados de ventos periódicos.

8.1 - Ciclone

Como já visto anteriormente, trata-se de uma área de baixas pressões, cuja circulação do ar é convergente, apresentando um fluxo de ventos no sentido anti-horário no hemisfério norte e horário no hemisfério sul. Sua presença local é, quase sempre, indício de mau tempo.

8.2 - Anticiclone

Como já visto anteriormente, trata-se de uma área de altas pressões, cuja circulação do ar é divergente, apresentando um fluxo de ventos no sentido horário no hemisfério norte e anti-horário no hemisfério sul. Sua presença local é, quase sempre, indício de bom tempo.

8.3 - Brisas

São circulações locais que ocorrem sobre regiões litorâneas, tendo por causa fundamental a diferença de pressão atmosférica entre o litoral e o mar e vice-versa, resultante do diferente aquecimento solar. Pode ser marítima ou terrestre.

Brisa marítima

Durante o dia, o ar em contato com o litoral torna-se mais aquecido e menos denso e conseqüentemente com pressão menor; já o ar em contato com a água torna-se mais frio e mais denso e conseqüentemente com pressão maior. Em função do gradiente de pressão, o ar passa a circular do mar para a terra, caracterizando a chamada Brisa Marítima. Ela tem origem em torno de 20 a 40 Km mar a dentro e penetra na terra em torno de 20 a 60 km. Sua velocidade raramente excede a 10 KT, mas às vezes pode chegar a 20 nós. É mais intensa na primavera e no verão, no período da tarde, entre 1400 e 1600 horas (horário local). Acarreta um aumento da umidade relativa e uma redução na temperatura do ar, de 5º a 6ºC, principalmente à beira-mar. Devido à

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pequena extensão percorrida, ela atua quase que exclusivamente em função da força do Gradiente de Pressão, não havendo um efeito apreciável da força de Coriólis e desse modo é considerada como um vento de natureza barostrófica. Às margens dos grandes lagos, costuma ocorrer fenômeno semelhante denominado de Brisa Lacustre, que penetra em torno de 6 a 8 km terra a dentro.

Brisa terrestre

Durante a noite, o ar em contato com a água torna-se mais aquecido e menos denso e conseqüentemente com pressão menor; já o ar em contato com o litoral torna-se mais frio e mais denso e conseqüentemente com pressão maior. Em função do gradiente de pressão, o ar passa a circular da terra para o mar, caracterizando a chamada brisa terrestre. Ela tem origem em torno de 10 a 20Km terra adentro e penetra mar adentro, numa profundidade equivalente. É sempre mais fraca do que a brisa marítima, sendo sua velocidade pequena. Apresenta maior intensidade no outono e no inverno. Devido à pequena extensão percorrida é também um vento de natureza barostrófica.

Figura 33 - brisas marítima e terrestre

8.4 - Vento de vale e de montanha

As regiões montanhosas, com suas elevações e seus vales profundos, costumam apresentar circulações típicas do ar, denominadas, respectivamente, de vento de vale e vento de montanha, como veremos a seguir.

Vento de vale

Durante o dia, o aquecimento do fundo do vale e de suas encostas provoca também o aquecimento do ar em contato com os mesmos. Este, então se torna menos denso e começa a fluir ao longo das encostas, através de fluxos ascendentes. No centro do vale, uma mesma proporção de ar afunda, formando fluxos descendentes. O conjunto de ascendentes e descendentes passa compor uma circulação local, denominada de vento de vale. Em regiões montanhosas muito elevadas, este tipo de vento, no verão, costuma formar nuvens cumuliformes, com possíveis pancadas de chuva.

Vento de montanha

Durante a noite, o resfriamento da montanha e de suas encostas provoca também o resfriamento do ar em contato com as mesmas. Este, então, torna-se mais denso e começa a fluir ao longo das encostas, através de fluxos descendentes. No centro do vale, uma mesma proporção

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de ar eleva-se por convergência dinâmica, formando fluxos ascendentes. O conjunto de descendentes e ascendentes passa a compor uma circulação local, denominada de vento de montanha.

Figura 34 – vento de vale e de montanha

8.5 - Ventos anabático e catabático

Regiões com encostas avantajadas costumam apresentar circulações típicas do ar denominadas, respectivamente, de vento anabático e vento catabático, como veremos a seguir.

Vento anabático

Quando uma encosta alongada é aquecida durante o dia pela radiação solar, o ar em contato com ela também se aquece, tornando-se menos denso e passa a elevar-se ao longo da mesma, caracterizando o chamado vento anabático.

Vento catabático

Quando uma encosta alongada é resfriada durante a noite pela radiação terrestre, o ar em contato com ela também se resfria, tornando-se mais denso e passa a descer ao longo da mesma, caracterizando o chamado vento catabático, também denominado de vento de gravidade. Em regiões cobertas de neve pode ocorrer vento catabático durante o dia, mas ele será de maior intensidade e mais freqüente à noite.

Figura 35 – vento anabático e catabático

8.6 - Vento Fohen

Quando o ar quente e úmido que participa de um processo orográfico desce a sotavento quente e seco, devido à inversão de temperatura, ele recebe o nome de vento Fohen, porque o efeito que lhe dá origem tem esse nome, ou seja, efeito Fohen. Ele é de natureza barostrófica, ocorrendo em rajadas. Sua maior intensidade acontece no inverno, quando eleva a temperatura bruscamente.

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Figura 36 – vento Fohen

8.7 - Monções

São circulações termais que ocorrem com persistência e regularidade, principalmente no verão e no inverno, em algumas regiões do globo terrestre (principalmente na Índia, na Austrália Equatorial e no sudoeste da Ásia), provocadas pelo avanço da CIT no hemisfério respectivo que, empurrada pelas altas pressões do inverno do hemisfério oposto, leva consigo a convergência dos Alísios. Os exemplos mais conhecidos são as monções da Índia, que se desenvolvem no verão do hemisfério norte. Ali, o efeito de convergência dos alíseos, associado ao efeito orográfico intenso da Cordilheira do Himalaia, contribuem para a ocorrência de uma precipitação muito grande. Como vimos, as monções ocorrem nas latitudes tropicais e estão intimamente associadas aos ventos alíseos, uma vez que nada mais são do que uma irregularidade dos mesmos.

9 - Turbulência

Na atmosfera podemos observar dois movimentos característicos do ar: um movimento horizontal feito de forma laminar e que se constitui no chamado

vento; um movimento vertical feito de forma agitada, caracterizada pelas correntes

ascendentes e descendentes e que se constitui na chamada turbulência.

A turbulência consiste num dos fenômenos atmosféricos de grande importância para uma aeronave em vôo, pois além de oferecer sérios incômodos aos seus ocupantes, pode colocar sua estrutura em jogo. De um modo geral, pode ocorrer dentro e/ou fora de nuvem, sendo classificada assim, em três tipos fundamentais: convectiva, orográfica e dinâmica.

9.1 - Turbulência convectiva

Também denominada de termal, é aquele tipo que ocorre devido ao efeito do gradiente térmico, tendo como causa o processo da convecção. Assim, é mais comum e mais intensa no verão, sobre a terra, durante o dia, quando o aquecimento solar atinge o máximo. Trata-se do tipo mais comum de turbulência, estando associada às nuvens cumuliformes, frutos de instabilidade, não havendo aeronauta que não a conheça. Ela aumenta em intensidade e amplitude vertical, dependendo do gradiente térmico. Assim, duas condições são bem conhecidas:

GTA < RAS (entre 0,5 ºC e 1ºC/100 metros): dá turbulência convectiva predominantemente dentro de nuvem;

GTA >RAS (superadiabático): dá turbulência convectiva dentro e fora de nuvem. Atinge o máximo de intensidade com valor próximo de 3,42 ºC/100 metros (gradiente auto-convectivo).

O alcance vertical da turbulência convectiva na atmosfera, é limitado por um nível chamado Limite Termal de Instabilidade, cuja distância é determinada em função do gradiente térmico à superfície. Os topos de trovoadas nunca ultrapassam o referido limite e toda turbulência que ocorrer entre a superfície e ele, dentro ou fora de nuvem cumuliforme, deverá ser considerada

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como convectiva. De um modo geral, a turbulência convectiva é sempre mais intensa em trovoada no estágio de maturidade. Ela se faz sentir sobre uma aeronave em vôo mediante contrastes violentos de ascendentes e descendentes, precedidos e sucedidos por oscilações irregulares.

Figura 38 - turbulência em aeronave

9.2 - Turbulência orográfica

É a que ocorre como conseqüência de ventos fortes que sopram perpendicularmente contra montanhas relativamente íngremes. Nesta situação, o ar sobe mecanicamente a barlavento, ao longo da encosta e desce do outro lado a sotavento, formando uma onda que se expande para longe da montanha. É a primeira da série de ondas chamadas de orográficas ou estacionárias, que no conjunto compõem a chamada turbulência orográfica e que serão tanto mais intensas quão mais fortes forem os ventos e mais elevada a montanha. É comum a formação de nuvens de aspecto cumuliforme sob a forma de lentes (lenticularis) nas cristas dessas ondas.

A turbulência orográfica é sempre mais intensa e mais irregular a sotavento, sobretudo próximo da montanha, uma vez que a atuação das ondas estacionárias diminui para longe da mesma.

Figura 39 – turbulência orográfica

9.3 - Turbulência dinâmica

É formada pelo atrito entre ventos adjacentes que fluem de direções diferentes ou com velocidades diferentes, como veremos a seguir.

De direções diferentes

Ventos adjacentes fluindo de direções diferentes criam, na área de contato, uma agitação caracterizada por um movimento ondulatório que se traduz pela chamada cortante do vento ou Wind Shear.

Com velocidades diferentes

Ventos adjacentes fluindo com velocidades diferentes criam, na área de contato, uma agitação caracterizada por um movimento ondulatório que se traduz pelo chamado gradiente do vento. O exemplo mais típico é a turbulência associada aos ventos fortes em altitude e a Corrente de Jato, conhecida como turbulência de céu claro ou CAT ( Clear Air Turbulence).

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Figura 40 – turbulência dinâmica

9.3.1 - Turbulência de céu claro

É toda turbulência dinâmica que ocorre com céu limpo de nuvens, não classificada como convectiva ou como orográfica. Ela inclui, principalmente, aquela associada à Corrente de Jato, mas refere-se também a toda turbulência que ocorra na troposfera superior e na estratosfera. Ela ocorre mais comumente entre 20.000 e 40.000 pés e sua característica principal é a de vibrações rápidas e seguidas desenvolvidas em áreas de extensão horizontal muito variável. É mais comum e mais intensa no Inverno e menos comum e menos intensa no verão, tendo em vista o ciclo da Corrente de Jato, fenômeno ao qual se acha associado.

9.4 - Intensidade da turbulência

Ela é definida como o grau de influência exercida sobre a aeronave e dessa forma é de muito difícil, classificação, uma vez que está intimamente relacionada a dois fatores: experiência do piloto e tipo de aeronave. Assim, a partir desse princípio, podemos classificar a intensidade em leve, moderada, forte e severa (ou muito forte).

9.5 - Esteira de turbulência

Trata-se de um tipo de turbulência dinâmica provocada pelo fluxo aerodinâmico sobre asas de aeronaves de grande porte operando principalmente no solo. O fenômeno é resultante de um turbilhão que forma um vórtice (ar em movimento espiralado) e se propaga com perigo para aeronaves de pequeno porte, até por volta de 150 metros à retaguarda e de duas a quatro vezes a envergadura da asa da aeronave geradora, lateralmente. São dois os vórtices e eles se dirigem sempre em direção à superfície, até cerca de 30 metros do solo quando a aeronave está próxima ao solo, antes de se deslocarem lateralmente e afastar-se um do outro, para em seguida se dissiparem.

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TEXTO IX

MASSAS DE AR E FRENTES

1 - Conceito de massas de ar

Trata-se de um vasto volume de ar cuja estrutura apresenta características mais ou menos uniformes no plano horizontal. Ela cobre centenas de milhares de km2 e suas características básicas são pressão, temperatura e umidade. Desse modo, toda vez que uma grande porção de ar é submetida por um tempo prolongado aos efeitos próprios de uma dada região do globo terrestre, ela termina por adquirir uma estrutura horizontal homogênea que a torna uma massa de ar.

2 - Região de origem

É toda região do Globo Terrestre que permite a formação de massas de ar. De um modo geral, quase todas as latitudes se constituem em regiões de origem, com exceção das latitudes temperadas, tendo em vista dois motivos fundamentais:

porque apresentam as estações do ano bem definidas. Isto não permite que o ar adquira uma homogeneidade horizontal adequada;

porque constituem as latitudes de transição ou intermediárias, ou seja, é através delas que se deslocam as massas polares na direção do equador e as massas tropicais na direção dos pólos, não havendo predominância de determinada massa de ar nessas latitudes.

Quanto mais tempo uma massa de ar permanecer sobre sua respectiva região de origem, mais espessa ela se tornará, isto é, suas características básicas serão encontradas em níveis mais elevados da atmosfera. Aliás, essas características podem permanecer bem definidas até o nível médio de 500 hPa, conhecido como o Centro de Distribuição das Massas de Ar.

3 - Classificação das massas de ar

Ao longo do globo terrestre as massas de ar são classificadas consoante os seguintes aspectos:

3.1 - Quanto à natureza

Marítima(m): quando formada sobre o superfícies líquidas. Continental(c): quando formada sobre a superfícies terrestres.

3.2 - Quanto à latitude

Tropical (T): quando induzida pela massa Equatorial. Polar (P): quando induzida pelas massas Ártica ou Antártica.

3.3 - Quanto à temperatura

Fria (k): quando se apresenta mais fria que a superfície sobre a qual se desloca. Quente (w): quando se apresenta mais quente que a superfície sobre a qual se desloca.

Como bem vimos acima, em função das respectivas abreviaturas, a classificação das massas de ar é a seguinte: massas polares: mPw ou mPk e cPk ou cPw; massas tropicais: mTw ou mTk e cTk ou cTw.

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As massas de ar Árticas, Antárticas e Equatoriais são aquelas que induzem ou dão origem às massas polares e tropicais, pelo fato de permanecerem sempre sobre suas regiões de origem. Outrossim, não apresentam as classificações de fria ou quente, pois possuem as mesmas características de temperatura da superfície da respectiva região de origem. O fato advém da falta de contraste nas estações do ano, permitindo, assim, um único tipo de homogeneidade horizontal o ano todo. Desse modo, essas massas são designadas assim: massa ártica marítima: mA; massa antártica continental: cA; massa equatorial marítima: mE; massa equatorial continental: cE.

A massa de ar que predomina sobre a região Ártica é essencialmente de natureza marítima, porque o Pólo Norte é o próprio Oceano Ártico congelado. Já ao redor dela, sobre latitudes polares e quase polares, formam-se massas polares de natureza continental. A primeira é designada como já vimos por mA e as outras por cP.

A massa de ar que predomina sobre a região da Antártida é essencialmente de natureza continental, porque o Pólo Sul é o próprio Continente Antártico congelado. Já ao redor dela, sobre latitudes polares e quase polares, formam-se massas polares de natureza marítima. A primeira é designada como já vimos por cA e as outras por mP.

De um modo geral, as massas de ar de natureza marítima são sempre mais úmidas que as continentais devido à maior evaporação reinante nos oceanos. Já as massas de ar árticas, antárticas e polares são sempre mais secas que as tropicais e equatoriais, porque o teor de evaporação do gelo é muito baixo em relação à água. Porém, as mesmas massas de ar árticas e antárticas são mais frias e mais secas que as polares, do mesmo modo que as massas de ar equatoriais são pouco mais aquecidas e bem mais úmidas que as tropicais.

Numa análise meteorológica, as massas de ar são representadas, como já vimos, por suas abreviaturas através de três letras designativas. Por convenção, no método policromático ou método das cores, as massas de ar equatoriais e tropicais são representadas em vermelho e as massas de ar polares, árticas e antárticas em azul.

4 - Características

À medida que uma determinada massa de ar vai se deslocando para longe de sua região de origem, ela vai sofrendo modificações diversas, típicas da superfície sobre a qual se desloca. Dois casos devem ser considerados:

1º Caso

Seja uma massa de ar deslocando-se sobre uma superfície mais quente do que ela; neste caso, a referida massa de ar é de natureza fria. À medida que vai se deslocando, irá se aquecer por baixo gerando convecção. O resultado será uma instabilidade, que permite identificar uma massa de ar fria, através das seguintes características: GTA elevado; instabilidade; nebulosidade cumuliforme; ar agitado com turbulência; boa visibilidade, exceto em precipitação.

2º Caso

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Seja uma massa de ar deslocando-se sobre uma superfície mais fria do que ela; neste caso, a referida massa de ar é de natureza quente. À medida que vai se deslocando, irá se resfriar por baixo, gerando estabilidade, que permite identificar uma massa de ar quente, através das seguintes características: GTA de baixo valor; estabilidade; nebulosidade estratiforme; ar calmo, sem turbulência; má visibilidade, restrita por névoa e nevoeiros.

5 - Modificações

Como já visto, quando uma dada massa de ar se desloca para longe de sua região de origem, ela sofrerá modificações de temperatura, pressão e umidade, por causa do efeito do contato prolongado com a superfície. Estas modificações são importantes, pois vão determinar as condições meteorológicas reinantes dentro dela. Esses efeitos modificadores não ocorrem isoladamente, mas associados entre si na maioria das vezes. Também é importante lembrar que afundamento determina condições de estabilidade, e que elevação determina condições de instabilidade.

Os principais efeitos modificadores são agrupados da seguinte forma:

5.1 - De natureza termodinâmica

Aquecimento : quando passa de uma superfície fria para outra mais aquecida ou quando sofre o efeito de radiação solar.

Resfriamento : quando passa de uma superfície quente para outra mais fria ou quando sofre o efeito de radiação terrestre.

Evaporação : quando recebe vapor d’água de superfície líquida.

5.2 - De natureza mecânica

Turbulência : quando sofre o efeito da agitação do ar no sentido vertical.

Divergência : quando sofre o efeito de afundamento do ar, típico dos anticiclones.

Convergência : quando sofre o efeito de elevação do ar, típico dos ciclones, ou da elevação de uma massa quente sobre outra fria.

6 - Massas de ar que afetam o Brasil

De um modo geral, as massas de ar que predominam sobre nosso país são as seguintes:

Equatorial Continental (cE)- que predomina sobre o interior continental das latitudes equatoriais;

Equatorial Marítima (mE)- que predomina sobre o litoral norte e nordeste;

Tropical Continental (cT)- que predomina sobre o interior continental, abaixo de 12ºS;

Tropical Marítima (mT)- que predomina sobre o litoral este, sudeste e sul;

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Polar Marítima (mP)- que atinge, às vezes, no Inverno rigoroso, a fronteira do Rio Grande do Sul. Na maioria das vezes, atinge Porto Alegre já modificada em tropical marítima (mT).

Figura 41 - massas de ar que afetam o Brasil

7 - Conceito de Frente

Quando uma massa de ar avança na direção de outra, determina com seu limite dianteiro um fenômeno denominado frente. Há dois casos básicos a considerar:

Frente fria : quando uma massa de ar polar avança sobre outra tropical e apresenta-se mais intensa que a mesma.

Frente quente : quando uma massa de ar tropical avança sobre outra polar e apresenta-se mais intensa que a mesma.

Em ambos os casos, o ar polar, por ser mais denso, desloca-se rente à superfície, e o ar tropical, por ser menos denso, é deslocado e eleva-se sobre o ar polar. O limite de separação entre ambos não se apresenta numa vertical, como se poderia supor, mas sempre inclinado, recebendo o nome de rampa frontal. Esta forma um ângulo com a superfície denominado de declive ou inclinação frontal.

Figura 42 – frente e superfície frontal

Uma frente, quer seja fria ou quente, ocorre sempre entre dois centros de altas pressões, sendo ela própria um lugar comum de baixas pressões. Desse modo, uma área frontal sempre caracterizará uma circulação ciclônica cercada por circulações anticiclônicas. Isto implica numa conseqüente convergência de ventos, além de uma normal descontinuidade de temperatura. Quando uma frente qualquer se desloca, é indício de que o centro de alta que a empurra se apresenta mais intenso que o centro de alta que se opõe ao seu avanço. Com isto, os ventos que

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sopram à retaguarda do sistema (ventos pós-frontais) são mais intensos que aqueles que sopram à vanguarda do sistema (ventos pré-frontais). Quando os dois centros de altas se equivalem, o sistema frontal entra em equilíbrio e passa a se constituir na chamada frente estacionária

O fenômeno da frente estacionária, que normalmente precede uma frente oclusa, quase sempre se constitui numa fonte de sérios problemas para a região afetada, pois o fato de permanecer vários dias sobre ela faz com que o tempo se mantenha bastante instável.

À formação ou regeneração de uma frente qualquer dá-se o nome de frontogênese e à dissipação ou degeneração, de frontólise.

As principais características que identificam a aproximação de uma frente são as seguintes (no caso de uma frente fria):

Nebulosidade : representada inicialmente por nuvens do estágio alto: Cirrus (CI) ou Cirrostratus (CS).

Temperatura : representada inicialmente por um aumento gradativo.

Pressão : representada inicialmente por uma diminuição gradativa.

Vento : representado inicialmente por uma variação de direção.

Uma frente fria muito intensa costuma formar sobre latitudes médias, ondulações instáveis ao longo de sua rampa frontal. Essas ondulações desenvolvem grandes atividades, pois representam atividade da frente fria associada à atividade de uma frente quente. O fenômeno recebe o nome de oclusão ou, mais comumente, de frente oclusa. Esta, quando atinge o seu máximo em desenvolvimento, adquire características próprias de um fenômeno ciclônico muito violento, denominado de ciclone extratropical que, ao contrário do ciclone tropical, é típico de inverno, próprio de latitudes temperadas, de formação em famílias e oriundo da energia proveniente do contraste entre duas massas de ar de características diferentes.

7.1 - Características da frente fria

Como já vimos, uma frente fria resulta do avanço de uma massa de ar fria contra uma massa de ar quente. Em virtude disso, o ar polar, que é mais denso, penetra por baixo do ar tropical, que é menos denso, como se fora uma cunha, dando ao fenômeno o aspecto característico de uma rampa inclinada para trás, no sentido oposto ao deslocamento do sistema frontal. O declive frontal da frente fria é sempre maior do que o da frente quente, apresentando um valor médio de 1:80, o que a torna mais rápida e mais violenta do que aquela. Aliás, por falar em declive frontal, ela representa sempre uma razão entre a expansão vertical e a expansão horizontal do sistema.

A velocidade média de deslocamento de uma frente fria é de 36 a 40 km/h. Uma frente fria é identificada numa carta de tempo, por uma concentração de isóbaras e pelo contraste de temperatura entre dois centros de alta. O deslocamento de uma frente fria faz-se no hemisfério norte de noroeste para sudeste e no hemisfério sul de sudoeste para nordeste.

Uma frente fria, ao avançar, carrega consigo uma convergência de ventos, com variação de direção e seguida de um aumento de intensidade na área pré-frontal; as pressões diminuem no setor pré-frontal até atingirem valores mínimos na área frontal e voltando a subirem no setor pós-frontal; as temperaturas aumentam no setor pré-frontal e sofrem uma queda brusca no setor pós-frontal; a nebulosidade é alta a poucas horas antes da frente, sendo seguida pela média e finalmente pela baixa com a chegada da frente.

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Proveniente da precipitação leve e contínua que cai no setor pré-frontal e evapora-se gradualmente, costuma formar com uma frente fria, o chamado nevoeiro pós-frontal. Sobre as latitudes temperadas e subtropicais, pode surgir adiante de uma frente fria (100 a 300 Km à frente), uma linha de trovoadas paralela a ela, que com igual velocidade, avança como se fora uma outra frente fria. O fenômeno só ocorre quando há uma variação brusca de pressão no setor pré-frontal e é chamado de linha de instabilidade ou descontinuidade pré-frontal.

Toda frente fria intensa que cruza o nível de 500hPa surge geralmente associada a uma Corrente de Jato, com o fluxo desta ocorrendo entre 500 e 600 Km à retaguarda da frente à superfície. Muito importante ainda, no que concerne ao estudo de uma frente fria, é a existência das chamadas frentes polares - fragmentos de ar frio lançados na direção do equador. Cada fragmento deste constitui o que conhecemos por uma frente fria.

Como já vimos, ao avançar, uma frente fria carrega consigo pressões baixas. Desse modo, pode-se verificar que as pressões que a precedem diminuem gradativamente e as que a sucedem, aumentam gradativamente. Esta variação típica é chamada de tendência barométrica, que pode ser observada pelo barômetro, através dos respectivos valores de pressão da estação (QFE). Quando se unem, numa carta de tempo, pontos ou locais que apresentem os mesmos valores de tendências barométricas, obtém-se uma linha ou isopleta (linha de mesmo valor), chamada de isalóbara. As cartas isalobáricas são plotadas diariamente, às 1200Z, sendo as isalóbaras. Tendências positivas identificam uma alta isalobárica, designada pela letra A, em azul e tendência negativas identificam uma baixa isalobárica, designada pela letra B, em vermelho. Uma frontogênese de frente fria é normalmente verificada pela presença de uma baixa isalobárica, ao longo de uma convergência de ventos.

Figura 43 – detalhes da frente fria7.2 - Características da frente quente

Como já vimos, uma frente quente resulta do avanço de uma massa de ar quente contra uma massa de ar frio. Em virtude disso, o ar tropical, que é menos denso, sobe ao longo do ar polar, ao mesmo tempo que o vai empurrado lentamente, dando ao fenômeno o aspecto característico de uma rampa suave e inclinada para a frente, no mesmo sentido do deslocamento do sistema frontal.

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O declive frontal da frente quente é sempre menor do que o da frente fria, apresentando um valor médio de 1:150, o que a torna mais lenta e menos violenta do que aquela. O deslocamento de uma frente quente faz-se no hemisfério norte de sudoeste para nordeste e no hemisfério sul, de noroeste para sudeste.

A principal característica da frente quente é uma seqüência de nebulosidade, através de um sistema mais ou menos padronizado de nuvens: inicialmente, cirrus (Ci) entre 1500 e 2000 Km adiante da frente; a seguir uma camada contínua de cirrostratus (CS) com formação de “HALO”; logo atrás em níveis mais baixos uma camada associada de altocumuls (AC) com altos stratus (As), cerca de 600 a 800 Km adiante da frente; finalmente nuvens baixas, tais como stratocumulus (Sc) e nimbostratus (Ns) predominante nas frentes estáveis e cumulus (Cu) e cumulonimbus (Cb) predominante nas frentes instáveis.

Proveniente da precipitação leve e contínua que cai no setor pré-frontal e evapora-se gradualmente, costuma formar com frente quente, o chamado nevoeiro pré-frontal. A passagem de uma frente quente sobre um local acarreta para o mesmo grande aumento da temperatura, pouca variação de ventos e pequena descontinuidade isalobárica. As variações associadas às frentes quentes são menos intensas e menos definidas do que as que ocorrem naquela. O padrão de ventos de uma frente quente é o mesmo do da frente fria, com a diferença que o pós-frontal é pré-frontal e vice-versa.

Figura 44 - representações de uma frente quente

8 - Os ciclones

Como bem pudemos ver linhas atrás, uma frente se constitui de uma linha de baixas pressões ou de ciclones. Em outras palavras, ela só pode existir ao longo de uma circulação ciclônica, cuja energia provém do encontro de duas massas de ar diferentes entre si em pressão, temperatura e densidade. O resultado disso é uma concentração de energia na atmosfera, traduzida

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por ventos fortes ao longo do sistema frontal. Esse é um dos processos formadores do chamado ciclone, que recebe o nome de ciclogênese. Os ciclones são classificados quanto à temperatura e quanto à origem.

8.1 - Classificação dos ciclones quanto à temperatura

Ciclone frio : o que apresenta ar mais frio no centro, com maior intensidade em altitude, e portanto, com os ventos superiores mais velozes. É o que conhecemos por uma baixa fria.

Ciclone quente : o que apresenta ar mais quente no centro, com maior intensidade à superfície e, portanto, com os ventos inferiores mais velozes. É o que conhecemos por baixa quente.

8.2 - Classificação segundo a origem dos ciclones

Ciclones frontais : os que se formam ao longo das frentes, sendo, por isso mesmo, os fenômenos mais intensos das latitudes temperadas.

Ciclones termais : os que se formam localmente, em virtude do aquecimento excessivo de certas regiões. São, por isso, mais intensos e mais extensos no verão. Sua ocorrência é mais comum em região livre de atividade frontal, pois não se associam a frentes. São quase estacionários, oscilando lentamente sobre as regiões onde se localizam.

Ciclones orográficos : os que se formam sobre áreas montanhosas, sendo predominantes a sotavento. São mais intensos no outono e no inverno.

Ciclones superiores : os que se formam nos níveis elevados da atmosfera (na troposfera superior) e propagam-se até a superfície. Apresentam maior freqüência e maior intensidade no Outono e no inverno.

Ciclones tropicais : os que se formam no verão das latitudes tropicais marítimas, cujas temperaturas mais baixas ficam, em média, entre 27 e 28 ºC (normalmente, na faixa de 10º a 20º de cada hemisfério). Também não surgem associados com frentes e desenvolvem mais energia que os demais, mas, paradoxalmente, apresentam um centro relativamente calmo, denominado de olho.

9 - Oclusão

Como uma frente fria é sempre o limite entre duas massas de ar de características diferentes, ela nunca surge como uma linha contínua e rígida. Devido às variações de temperatura, densidade, pressão e vento presentes nas duas massas de ar em contato, a frente passa a apresentar, ao longo de sua estrutura, um movimento ondulatório que se faz normalmente de W para E. Cada “onda” dessa vem a se constituir um chamado ciclone frontal que pode ser estável, quando a onda respectiva mantém sua amplitude constante, ou instável, quando a onda respectiva apresenta a sua amplitude aumentando gradativamente.

Um ciclone frontal instável pode evoluir até um ponto máximo, onde ocorre uma mistura do ar polar com o ar tropical, formando uma onda em desequilíbrio que lembra uma vaga “estourando” na praia após ter rolado em torno de si mesma. É o fenômeno conhecido genericamente por oclusão ou frente oclusa. Normalmente, o mecanismo mais comum que causa este fenômeno é o seguinte: uma frente fria, ao deslocar-se, pode, em algum setor, ficar retardada ou mesmo estacionada (quando é chamada de frente estacionária), devido a efeito topográfico ou à intensificação dos ventos pré-frontais. Com isso, o setor afetado passa a reduzir seu deslocamento e a proceder como se fora uma frente quente. Por outro lado, a frente fria continua a avançar e,

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como apresenta maior velocidade de deslocamento, tende a ultrapassar a frente quente. Há dois casos possíveis a serem considerados:

9.1 - Oclusão de frente fria (o ar frio da frente fria é mais frio do que o ar frio da frente quente)

Neste caso, a frente quente eleva-se ao longo da rampa da frente fria e esta oclui-se ou esconde-se sob a rampa da frente quente, permanecendo a deslocar-se rente ao solo. A parte da frente fria que se ocluiu é chamada de oclusão de frente fria ou frente oclusa fria e é mais comum do que o outro caso. Ar polar apresenta ar mais frio, que empurra a frente fria, e menos frio, que é empurrado pela frente quente.

Figura 45 – frente oclusa

9.2 - Oclusão de frente quente(o ar frio da frente quente é mais frio do que o ar frio da frente fria)

Neste caso, a frente fria eleva-se ao longo da rampa da frente quente e esta oclui-se ou esconde-se sob a rampa da frente fria, permanecendo, entretanto, a deslocar-se rente ao solo. A parte da frente quente que se ocluir é chamada de oclusão de frente quente ou frente oclusa quente

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e é menos comum do que o outro caso. Ar polar apresenta ar menos frio, que empurra a frente fria, e ar mais frio, empurrado pela frente quente.

9.3 - Considerações finais sobre a frente oclusa

Em ambos os casos de oclusão, a rampa da frente que se eleva passa a constituir-se numa frente superior. Assim, a oclusão de frente fria apresenta uma frente quente superior, e a oclusão de frente quente, uma frente fria superior.

O tempo numa oclusão consiste numa associação do tempo frontal frio com o tempo frontal quente. Quando ela atinge o máximo de intensidade, passa a constituir-se o fenômeno denominado de ciclone extratropical, cujas características veremos mais adiante.

Figura 46 – configurações das frentes

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TEXTO X

PERTURBAÇÕES ATMOSFÉRICAS

1 - Introdução

Os diferentes tipos de fenômenos atmosféricos ocorrem com graus de intensidade muito variáveis e às vezes de forma simultânea. Portanto, podemos dizer que perturbações atmosféricas são fenômenos meteorológicos que ocorrem de uma forma mais ou menos intensa e que provocam alguma alteração no estado normal da atmosfera, podendo ser através de tempestades, movimentos do ar, fotometeoros, restrição de visibilidade, entre outros.

2 - Tempestades

Os diferentes tipos de fenômenos atmosféricos ocorrem com graus de intensidade muito variáveis e de forma simultânea ou não. Assim, com base nisso, define-se tempestade como uma manifestação de um ou vários meteoros simultaneamente, de forma mais ou menos violenta. A grande importância de se conhecer esses fenômenos reside no fato do papel ativo que representam para as atividades humanas, sobretudo nas marítimas e aeronáuticas. A fim de facilitar o aprendizado dos diferentes tipos de tempestades, costuma-se classificá-los em microtempestades e macrotempestades.

2.1 - Microtempestades

São as de menor porte, produzindo pequenos distúrbios como é o caso de simples redução à visibilidade. Desse modo, não chegam a provocar, diretamente, danos generalizados. As definições mais comuns são as seguintes:

Areia soprada

Areia levantada do solo pelo vento e transportada em camadas. A visibilidade fica reduzida parcialmente. O conceito se aplica a poeira soprada.

Neve soprada

Neve levantada do solo pelo vento e transportada em camadas. É tão elevada que também a visibilidade vertical fica bastante reduzida. Normalmente, eleva-se a mais de 2 metros.

Neve em suspensão

Neve levantada do solo pelo vento, acumulando-se mais adiante. É tão pouco elevada (2 metros ou menos) que só restringe a visibilidade horizontal.

Remoinho de poeira

Poeira levantada do solo por um pequeno e ligeiro rodopio do ar, resultante de um movimento ciclônico. Também conhecido vulgarmente por poeira do diabo. Tem ocorrência freqüente em tarde quente e calma.

2.2 - Macrotempestades

São as de grande porte, com violência variável, dependendo das circunstâncias em que ocorrem. Seus distúrbios chegam às vezes a oferecer danos materiais ou mesmo perigo de vida. As definições mais comuns são as seguintes:

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Nevasca

Vento violento, extremamente frio e carregado de neve. É também conhecida por tempestade de neve.

Tornado

Tempestade de vento extremamente forte, com movimento ciclônico, cuja formação apresenta-se sob a forma de um funil ou tromba de elefante e que pode elevar aos ares objetos de pequeno porte. O fenômeno tem origem na base de nuvem Cumulunimbus, sob condições especiais: muita umidade e grande instabilidade.

Figura 47 - tornado e tromba d’água

Tromba d’água

Tornado que ocorre sobre superfície líquida e cujo movimento de sucção eleva aos ares água e coisas leves da mesma.

Tormenta

Tempestade súbita com relâmpagos e trovões, normalmente acompanhada de chuva e vento fortes. É também conhecida pela denominação de temporal.

Procela

Tempestade de vento no mar, normalmente acompanhada de grandes ondas ou vagalhões. É também conhecida pela denominação de borrasca.

Vendaval

Vento com intensidade média, cuja velocidade oscila de 30 a 60 nós. É também conhecido por ventania.

Trovoada

Tormenta local, de curta duração e de origem convectiva, que se desenvolve a partir de uma nuvem Cumulunimbus (CB). Muitas vezes é acompanhada de chuva forte e outras vezes de granizo ou saraiva.

Tempestade de poeira

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Poeira intensa carregada por ventos de moderado a forte que sopram sobre terreno seco e desprovido de vegetação e que reduz a visibilidade horizontal a menos de 1 000 metros.

Tempestade de areia

Areia intensa carregada por ventos de moderado a forte que sopram sobre terreno arenoso seco e desprovido de vegetação e que reduz a visibilidade horizontal a menos de 1000 metros.

Tempestade de granizo

Precipitação intensa de granizo que se acumula rapidamente no solo e que acompanha uma tormenta.

3 - Trovoadas

Uma trovoada é uma tormenta que se manifesta por uma seqüência de trovões acompanhada, na maioria das vezes, por precipitações intensas de chuva ou granizo e por ventos fortes. Ela é originária de uma nuvem CB, que se desenvolve a partir de células convectivas. É identificada em termos de sua manifestação elétrica, conhecida por relâmpago. Este é uma faísca luminosa causada pela descarga da eletricidade atmosférica, que pode ocorrer:

entre duas partes da mesma nuvem; de uma nuvem para outra nuvem; entre a nuvem e terra.

Trata-se de uma descarga direta cuja duração varia de 0,0002 de segundo até um segundo completo ou mais em descarga múltipla. A corrente é de mais de 300.000 ampères; a diferença de potencial, da ordem de 100.000.000 volts; a velocidade, de 90000 Km/s, e a temperatura do ar em torno de si, 15.000 ºC.

Uma vez que o ar oferece grande resistência à corrente elétrica, a passagem dela através do mesmo produz um rápido aquecimento que causa uma expansão explosiva denominada de trovão, que nada mais é do que uma conseqüência retardada do relâmpago ocorrido instantes antes. Às vezes, o trovão não se faz audível no local de observação; isso significa que o respectivo relâmpago ocorreu a mais de 20 Km do referido local. As descargas elétricas dos relâmpagos produzem efeitos perturbadores nos equipamentos de rádio, sob a forma de ruídos, denominados no conjunto de estática e que permite detectar a posição de trovoadas distantes. A trovoada é um tipo de tempestade tão freqüente sobre globo terrestre, que estima-se uma média diária de 44000. Devido ao seu pequeno tamanho e ao seu caráter local, uma trovoada não permite que se faça previsão do momento e local de ocorrência; porém, o seu desenvolvimento e progresso podem ser detectados a distância pelo radar. As trovoadas são mais freqüentes nas regiões chuvosas dos trópicos, onde há aquecimento e umidade abundantes e onde os ventos fracos facilitam a necessária convecção. Desse modo elas são raras nas regiões polares e nas áreas frias em geral.

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Figura 48 – fases de uma trovoada

3.1 - Desenvolvimento

Para que se produza a convecção necessária ao desenvolvimento de uma trovoada é preciso que haja:

suprimento suficiente de umidade; levada razão de variação da temperatura na vertical.

Desse modo, para que nuvens Cúmulus (CU) possam evoluir até a forma de CB, responsável pela trovoada, urge que se apresente na atmosfera local, uma condição instável na vertical a uma altura considerável. Isso requer uma razão de variação de temperatura maior que a RAS até o NCC e maior que a RAU acima do NCC. Com isso a nuvem atinge o limite máximo de crescimento vertical permissível, ao qual chamamos de LTI (Limite Termal de Instabilidade), a partir do que passa então a expandir-se lateralmente, tomando o aspecto no topo de uma “cabeleira” ou “bigorna” (nuvens Cirrus).

3.2 - Estrutura

Como bem já vimos, o período de vida de uma trovoada é relativamente curto, sobretudo aquela de formação local. Dessa maneira, ela não chega a durar mais do que 30 minutos sobre uma mesma área e quase sempre aparece estruturada em três fases distintas, denominadas de estágios: cumulus, maturidade e dissipação. Estes estágios caracterizam o chamado ciclo vital de uma trovoada e surgem sempre interligados.

Estágio de cumulus

Representa o período inicial da célula total e surge a partir de uma nuvem CU. Caracteriza-se, portanto, por um único fluxo de corrente ascendente e que se reflete à superfície através de pressões ligeiramente baixas e de uma convergência suave de ventos. A nuvem cresce verticalmente a grande velocidade, e ao ultrapassar o nível de 0ºC, adquire um aspecto congestionado e passa a chamar-se grande Cumulus ou Cumulus Congestus (TCU), porém ainda não há precipitação.

Estágio de maturidade

Identificado pela chegada repentina da precipitação ao solo, representa a fase na qual a intensidade máxima da tempestade pode se manifestar sob todos os aspectos possíveis. Aí, o desenvolvimento vertical atinge o máximo, chegando até o LTI (limite termal de instabilidade), e o vapor d’água, submetido então a baixas temperaturas, sublima-se, passando a compor o topo cirroso da célula.

O excesso de energia não utilizado no crescimento acelerado do conjunto começa então a manifestar-se sob a forma de relâmpagos. Este pode apresentar-se verticalmente na dianteira ou

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horizontalmente na traseira, tudo em relação à célula total, que agora já se constitui na chamada nuvem CB e cuja tempestade respectiva representa a trovoada em si. Esta em plena fase de vitalidade máxima mostra um equilíbrio entre as correntes ascendentes e descendentes. Estas que são frias, ao atingirem a superfície, desviam-se e formam ventos de rajada, que sopram fora da vertical correspondente.

Estágio de dissipação

Este estágio tem início logo que as descendentes se espalham por toda a célula, neutralizando-se a seguir. Com isso, cessa a alimentação de vapor d’água, a precipitação diminui e, em seguida, pára. É a morte da célula, pois grande parte dela logo se evapora, e com isso todos os fenômenos inerentes declinam até o cessar total.

3.3 - Classificação

As trovoadas originam-se através de vários processos, os quais são agrupados em dois grandes grupos: as trovoadas de massas de ar e as trovoadas frontais.

3.3.1 - Trovoadas de massas de ar

São aquelas que ocorrem como resultado da movimentação vertical do ar no seio de uma única massa de ar (fria ou quente). Os processos de formação das trovoadas nem sempre ocorrem independentemente. Dois ou mais tipos podem atuar simultaneamente e assim intensificar sobremaneira as atividades resultantes. Exemplo típico disso é o caso de uma trovoada de frente fria que está cruzando uma região montanhosa no Verão. Neste grupo estão incluídos os seguintes tipos:

Trovoadas convectivas

Também conhecidas por térmicas, são aquelas induzidas por convecção, como resultantes de aquecimento local. São mais freqüentes durante o dia, no verão, sobre a terra, e à noite, no inverno, sobre o mar. Deslocam-se ao sabor dos ventos predominantes e são de grande porte, chegando a atingirem mais de 50.000 pés nas latitudes baixas.

Trovoadas advectivas

Também conhecidas como de altitude, são aquelas causadas pela advecção de ar quente nos níveis inferiores ou pela advecção de ar frio nos níveis superiores. São mais freqüentes à noite e sua ocorrência mais comum é resultado do fluxo de ar úmido e aquecido sob ar condicionalmente estável. Por isso mesmo, são as trovoadas de bases mais elevadas e as menos comuns, sendo menos intensas que as termais.

Trovoadas orográficas

Também conhecidas como mecânicas, são aquelas causadas pelo movimento de ar quente e úmido contra acidentes geográficos. Formam-se a barlavento, são persistentes, estacionárias e de movimento oscilatório, não ultrapassando a montanha. Sua intensidade e alcance vertical dependem da orografia e da velocidade do vento.

3.3.2 - Trovoadas frontais

São aquelas que ocorrem como resultantes da interação de duas massas de ar de características diferentes, sendo uma fria e a outra quente. Conhecidas também como dinâmicas, compreendem as trovoadas frontais, pré-frontais e de oclusão. São de um modo geral as mais

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intensas e normalmente quase sempre surgem lado a lado, formando verdadeiras muralhas de CB, como é o caso das trovoadas de frentes frias. Trovoadas frontais e pré-frontais podem ocorrer a qualquer hora do dia e em qualquer estação, porém são raras sobre o continente no inverno. As mais intensas são as as frentes frias intensas e as pré-frontais. Por outro lado, as menos intensas são as das frentes quentes.

3.4 - Principais fenômenos associados

Uma trovoada em sua plena fase de vitalidade constitui-se numa verdadeira “fábrica de mau tempo”, representado pelos seguintes fenômenos:

Precipitação

No interior da nuvem é líquida (chuva) nos níveis inferiores; é mista (chuva, granizo e neve) nos níveis médios e sólida (granizo e neve) nos níveis superiores.

Turbulência

Provocada pelas correntes convectivas (ascendentes e descendentes), apresenta-se em todas as intensidades possíveis, podendo provocar deslocamentos de uma aeronave, verticalmente. De um modo geral, a turbulência é menos intensa nos primeiros 2 Km a partir da base e mais intensa nos níveis médios e médios-superiores, o que acarreta ali uma zona crítica para o vôo. A turbulência pode propagar-se até o topo ou mesmo predominar até cerca de 5000 pés acima do vôo, em pleno céu isento de nuvens.

Relâmpago

O peso de certos cristais de gelo formados nos níveis médios e médios-superiores da nuvem (sobretudo o granizo) faz com que eles caiam para camadas inferiores e colidam no caminho com gotas d’água. O resultado é que se estilhaçam e eletrizam formando dois fluxos diversos: um descendente, que carrega a base negativamente, e outro ascendente, que carrega o topo positivamente. A partir daí, os campos elétricos formados ao redor das duas cargas intensificam-se e ionizam o ar ao redor, liberando uma tremenda quantidade de energia em forma de centelhas não visíveis, que são o ponto de partida para a ocorrência dos relâmpagos.

Ventos de rajada

Ocorrem como resultado das correntes descendentes que, ao atingirem a superfície, sopram para fora da vertical correspondente à nuvem. São bastante intensos e quase sempre servem como indicadores de trovoada nas vizinhanças.

4 - Os Fotometeoros

Muitas vezes, em nossa vida cotidiana, somos surpreendidos pela presença de fenômenos raros no céu, alguns dos quais de raríssima beleza. Dentre esses, destacamos os fenômenos luminosos denominados genericamente de fotometeoros. Fotometeoro é resultante de um ou mais fenômenos (difração, reflexão, refração, etc) pelos quais passa a luz ao penetrar na atmosfera. Ele pode ser observado: no ar relativamente claro; no interior de hidrometeoros; no interior de litometeoros; nas nuvens.

4.1 - Tipos principais

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Reverberação

Perturbação nos raios luminosos provocada pela elevação de filetes de ar provenientes de superfície superaquecida. O fenômeno pode ser visto de qualquer distância, mas é melhor observado quando no horizonte.

Arco-íris

Arco semicircular apresentando as cores do espectro solar, que se forma pela refração e reflexão da luz do sol sobre gotas de chuva que caem numa direção oposta a que brilha o referido astro. O fenômeno apresenta o vermelho no exterior e o violeta no interior. As demais cores nem sempre se destacam nitidamente e há, às vezes, possibilidade de ocorrência em duplicata do fenômeno.

Arco de nevoeiro

Arco semicircular, que se forma pela refração da luz do Sol sobre gotículas constitutivas de nevoeiro posicionados numa direção oposta a que brilha o referido astro. O fenômeno apresenta o vermelho no exterior e o violeta no interior, porém, devido ao minúsculo tamanho das gotas, as cores centrais se sobrepõem e o arco surge branco e de raio menor do que arco-íris.

Halo

Circunferências luminosas e concêntricas que apresentam-se com as cores do espectro solar e que se formam em torno do Sol ou da Lua, devido à reflexão e à refração da luz nos componentes minúsculos (cristais de gelo) das nuvens Cirrus ou Cirrustratus, ou ainda, em casos excepcionais, com nuvens Stratus congelado. O halo mais comum apresenta 22º de raio e é mais completo com CS.

Coroa

Círculo luminoso branco que se forma em torno do Sol ou da Lua, devido à difração da luz nas gotículas de água de nuvem pouco espessa e de constituição mais ou menos uniforme, como é o caso de Altostratus translúcido.

Crepúsculo

Luminosidade tênue proveniente do ar superior que precede o “nascente” ou que sucede o “poente” do Sol. O fenômeno é causado pela refração da luz solar na atmosfera próxima do horizonte.

Raios crepusculares

Feixes de luz, que ao passarem pelas nuvens, tornam-se visíveis graças às impurezas da atmosfera. Sua maior freqüência ocorre ao “nascer” e ao “pôr-do-sol”. quando a atmosfera é mais tranqüila e mais embaciada, permitindo uma melhor visão do fenômeno. Costuma aparecer em variações de cores como resultado da reflexão da luz nas impurezas atmosféricas.

Miragem

Fenômeno que consiste numa distorção de objetos observados a distância, cujas imagens podem parecer invertidas, ampliadas, múltiplas, elevadas ou mais próximas. É fruto de uma

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anormal refração atmosférica numa camada de ar próxima à superfície super aquecida, tais como região desértica ou via pavimentada.

Fogo de santelmo

Mais identificado como um eletrometeoro (meteoro associado à eletricidade atmosférica), consiste numa descarga elétrica proveniente de objetos projetados verticalmente, que se descarregam quando é vencida a resistência do ar. Trata-se de um fenômeno eletrostático (acúmulo de cargas elétricas nas pontas por atrito).

Aurora polar

Fenômeno luminoso de raríssima beleza que ocorre sobre as regiões polares, numa média de 100 a 300 Km acima da superfície, como resultante da associação das perturbações magnéticas da Terra com a radiação corpuscular do Sol, por isso mesmo, mais intensa com o ciclo das manchas solares. A aurora polar é denominada de boreal no hemisfério Norte e Austral no hemisfério Sul.

Irisações

Manchas coloridas, verdes e róseas, vistas suavemente em nuvens próximas do zênite do observador.

5 - Perturbações atmosféricas de macro-escala

5.1 - Ciclones Extratropicais

Para a Zona de Convergência Extratropical convergem os ventos predominantes de oeste oriundos dos anticiclones subtropicais e os frios ventos polares de este, caracterizando essa região como uma fronteira natural de encontro das massas de ar quentes (tropicais) e frias (polares). A posição dessa faixa depende da localização e intensidade dos centros anticiclônicos.

Como parte dessa zona de convergência, sobre o Oceano Atlântico Sul e região amazônica, está a Zona de Convergência do Atlântico Sul. Nesta região há uma tendência natural à formação de ondas na superfície de separação entre as massas de ar, composta de duas superfícies frontais: uma fria outra quente, deslocando-se uma contra a outra, caracterizando uma onda. A presença dessa onda, de sentido horário no hemisfério sul, identifica a formação de um ciclone à superfície, ponto de origem das frentes frias e quentes já mencionadas. Tais ciclones são chamados extra-tropicais, entendidos como perturbações que se propagam ao longo da Zona de Convergência Extratropical. É comum a presença de vários deles em diferentes estágios de desenvolvimento ao longo da frente polar, constituindo uma família de ciclones extratropicais. Apresenta, ainda, sistema de nuvens muito variável e quatro estágios de desenvolvimento, a saber:

Onda : caracterizado por um aglomerado de nuvens;

Oclusão : fase em que o sistema se apresenta sob a forma de uma vírgula invertida;

Maturação : identificado por um centro de baixa pressão à superfície e fenômeno em plena atividade; e

Dissipação : ocorre o desaparecimento do sistema de nuvens.

5.2 - Ciclones Tropicais

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Também chamados de tufões ou furacões, os ciclones tropicais são vórtices ciclônicos profundos que se desenvolvem entre as latitudes de 10º a 20º de latitude, com diâmetro da ordem de 1000 km e núcleo de pressão acentuadamente baixa – cerca de 50 a 100 hpa menor que a pressão observada na área circunjacente. Surgem sobre o oceano tropical, onde a temperatura das águas é alta (cerca de 27º) e o vapor d’água abundante, a partir de um centro de baixa pressão.

Nem todos os vórtices ciclônicos evoluem até formarem um furacão. Alguns são simples centros de baixa pressão migratórios, denominados tempestades tropicais e que logo desaparecem. Outros, porém, intensificam-se e podem se transformar em furacões, movendo-se rápida ou lentamente ou ainda estacionando por muitas horas, causando destruição por onde passam.

Há dois tipos básicos de ciclones tropicais: aqueles cuja intensidade máxima é próxima à superfície terrestre e diminui com a altitude (núcleo quente) e outros cuja máxima intensidade ocorre na alta troposfera, diminuindo em direção à superfície (núcleo frio).

Os ciclones tropicais são de fácil identificação nas imagens de satélites meteorológicos devido ao típico sistema espiralado de nuvens. Ocorre, no centro do sistema, uma área circular com 25 a 65 quilômetros de diâmetro, conhecida como “olho”, onde as condições atmosféricas são de vento calmo e sem nuvens. A ausência de nuvens no centro se dá em decorrência do intenso movimento subsidente do ar que contribui para a redução da pressão atmosférica à superfície.

A velocidade do vento associado ao fenômeno facilmente ultrapassa a 100 km/h na área próxima do olho, podendo em alguns casos a chegar a 200 km/h, diminuindo em direção à periferia do ciclone.

Em torno do olho, formam-se muralhas de nuvens convectivas que atingem o limiar da tropopausa, produzidas pela intensa atividade convectiva e que originam intensos aguaceiros (com grande liberação de calor latente, suprindo o sistema de energia), acompanhados de relâmpagos e trovoadas. Precipitações de 500mm, principalmente na área próxima ao centro do ciclone, são bastante comuns.

Os ciclones tropicais duram cerca de uma semana. Surgem normalmente no fim do verão e início do outono na faixa tropical dos oceanos Pacífico, Atlântico Norte e Índico. A presença de uma corrente oceânica quente é favorável à formação dessas perturbações, daí então não se formarem no Atlântico Sul (águas frias e altas pressões à superfície).

Em termos de velocidade dos respectivos ventos, os ciclones tropicais são classificados da seguinte forma:

depressão tropical: quando o ciclone tropical apresenta vento com velocidade inferior a 34 KT;

tormenta tropical: quando o ciclone tropical apresenta ventos com velocidade de 34 a 63 KT;

tufão, furacão, ciclone, etc.: quando o ciclone tropical apresenta vento com velocidade superior a 63 KT.

5.3 - Ondas de leste

Associada aos ventos alíseos, algumas vezes se percebe a presença de um conglomerado de nuvens convectivas se deslocando para oeste, acompanhando um cavado. Esse fenômeno, que numa carta de superfície assume o aspecto de uma faixa em forma de “V” ou de vírgula, é

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chamado de onda de leste. Essa perturbação se forma sobre o oceano, provocando aguaceiros e dura de 01 a 02 semanas. Às vezes pode se intensificar a tal ponto que se transforma num vórtice mais desenvolvido como um furacão.

5.4 - Vórtices ciclônicos de altos níveis

Também chamados de baixas frias ou baixas despendidas, se formam na alta troposfera e constituem uma circulação ciclônica cujo núcleo é mais frio que a periferia. São detectados no nível de 200 hpa prolongando-se para baixo, podendo atingir a superfície em alguns casos. O sistema nebuloso é intenso, com a presença de cumulonimbus quando o fenômeno move-se sobre águas quentes.

Originam-se nos meses de primavera, verão e outono sobre o Atlântico, sendo janeiro o mês de maior ocorrência. Quando penetram no continente, atingindo o Nordeste brasileiro, causam fortes precipitações nos estados de Pernambuco e Píauí, mantendo o céu limpo na Bahia. Os que surgem no Pacífico atravessam a Cordilheira dos Andes e atingem a região central da América do Sul, causando aumento de nebulosidade e precipitação, sendo mais estes frequentes no inverno.

5.5 - Furacões Polares

São áreas de baixa pressão observadas nas latitudes circumpolares semelhantes aos ciclones tropicais, com núcleo quente, presença de “olho” com nebulosidade em espiral ao redor. Ao se moverem para o continente, tornam-se fracos.

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TEXTO XI

PROBLEMAS CLIMÁTICOS ATUAIS

1 - Introdução

Temas com “El Niño”, “Efeito Estufa”, “Aquecimento Global”, “Camada de Ozônio” e outros têm se tornado, nos últimos anos, cada vez mais freqüentes nas discussões sobre o clima do planeta devido as conseqüências que acarretam para a população de uma forma geral. Suas possíveis causas são estudadas em detalhes pela comunidade científica no intuito de se avaliar e quem sabe amenizar os prováveis danos gerados quando da ocorrência desses fenômenos meteorológicos, quer seja em micro-escala ou em escala global.

2 - El Niño

O fenômeno El Niño é uma mudança no sistema oceano-atmosfera do Oceano Pacífico-Leste, provocada pelo aumento anormal da temperatura da superfície da água do mar nesta região. O nome El Niño (menino, em espanhol) foi dado séculos atrás por pescadores peruanos que observaram, durante os anos de ocorrência do fenômeno, uma considerável diminuição da quantidade de peixes e de pássaros que se alimentavam desses peixes na costa peruana. Os peixes morriam devido ao aumento da temperatura da água. Como tal fato ocorria na época do Natal, o termo El Niño foi usado para homenagear o menino Jesus.

O que normalmente ocorre sobre as águas da faixa tropical do Pacífico, por exemplo, é o vento soprando de leste para oeste (vento alíseo). Em anos de El Niño, esses ventos enfraquecem, chegando, em algumas áreas, a inverterem o sentido, soprando de oeste para leste. Isso acarreta uma mudança da área de acúmulo de águas quentes dos trópicos que geralmente se agrupam no oeste da Ásia e vão para o oeste da América do Sul. Essas águas são empurradas pelos ventos predominantes que, com a ocorrência do fenômeno, sopram no mesmo sentido de rotação da terra, isto é, de oeste para leste.

Figura 49 – El Niño

Essa anomalia de temperatura do Oceano Pacífico provoca mudanças climáticas regionais e globais. Nos trópicos, por exemplo, áreas com baixos índices pluviométricos passaram a apresentar chuva em abundância (oeste da América do Sul), e regiões com bastante chuva apresentaram períodos de estiagem (oeste da Ásia). O El Niño traz inundações e secas repentinas em regiões onde esse tipo de situação raramente acontece, interferindo, portanto, na economia dessas regiões.

No Brasil, quando o El Niño está configurado traz as seguintes conseqüências: redução das chuvas no nordeste brasileiro; aumento das chuvas na região sul durante o verão; inverno mais quente sobre a parte da região sul e sudeste, associados a

ventos fortes em autos níveis atmosféricos.

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Vários recursos estão sendo usados a fim de se entender e estudar o El Niño. Satélites fazendo a monitoração do fenômeno, como o Topex/Poseidon da NASA; bóias que fornecem dados meteorológicos e oceanográficos instaladas em alguns pontos do Pacífico e, ainda, a análise climatológica são alguns desses recursos.

3 - Aquecimento Global

Segundo um estudo feito pela ONU, o século XX foi o mais quente dos últimos quinhentos (500) anos, com uma elevação na temperatura média do planeta de 0,3º a 0,6ºC. Pode parecer pouco, mas considerando que a terra aqueceu algo em tomo de 5º C desde o fim da última era glacial, há cerca de 10 mil anos, o aquecimento deste século torna-se bastante significativo.

3.1 - Causas do aquecimento

O aumento da temperatura em todo o globo terrestre é um fenômeno recente surgido com o crescimento da industrialização. É resultado do acúmulo na atmosfera de uma série de gases, dentre eles o dióxido de carbono (CO2), metano, ozônio e óxido nitroso, gases esses responsáveis pelo chamado efeito estufa que favorece a retenção de calor na atmosfera. Esses gases efetuam uma espécie de filtragem, impedindo que o calor contido na radiação solar que penetra na atmosfera e incide sobre a superfície, durante o dia, se disperse ou volte para o espaço, à noite.

Segundo a ONU, a concentração de CO2 na atmosfera, o grande vilão do superaquecimento, é a maior dos últimos 420 mil anos. Os países desenvolvidos são os maiores responsáveis pela emissão desses gases, sendo que só os Estados Unidos respondem por quase um quarto de todas as emissões a nível mundial.

A concentração desses gases próximos à superfície em uma determinada região é agravada quando da ocorrência de um sistema de alta pressão semi-estacionário sobre a referida área, provocando condição meteorológica desfavorável à dispersão de poluentes, devido a atuação de ventos fracos e inversões térmicas, deixando a atmosfera do local em estado de estagnação. A mudança desse estado ocorre normalmente quando um sistema frontal (frente fria, por exemplo), atinge a região instabilizando-a, provocando a circulação dos ventos e conseqüente dispersão dos gases à superfície.

3.2 - Conseqüências do superaquecimento

Com o fenômeno do superaquecimento global sendo cada vez mais intensificado, o planeta corre o risco de passar por desequilíbrios ambientais catastróficos, além dos que já estão acontecendo. O derretimento das geleiras e o conseqüente aumento do nível médio do mar podem originar tufões e furacões com freqüência e intensidade maiores. Os incêndios florestais também serão mais comuns e as cidades situadas nas margens de rios e mares estarão sujeitas a enchentes, fazendo com que a população dessas regiões migrem para as cidades do interior, gerando nestas elevadas densidades demográficas. Muitos organismos, como o mangue e os corais, não suportando o calor, poderão extinguir-se.

4 - O buraco na camada de ozônio

4.1 - O ozônio

Como vimos anteriormente, na região da atmosfera chamada estratosfera concentra-se o ozônio, gás cuja propriedade é absorver parte da radiação ultravioleta do Sol. Sem essa camada protetora tal radiação causaria graves danos aos organismos vivos que habitam a superfície

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terrestre. O ozônio, que é uma variedade do oxigênio, é produzido naturalmente na estratosfera através de absorção de ultravioleta pelo próprio oxigênio.

No último século, devido ao intenso desenvolvimento industrial, passaram a ser utilizados produtos que emitem clorofluorcarbono (CFC), um gás que ao atingir a camada de ozônio destrói as moléculas que a formam (03), e conseqüentemente a própria camada. As moléculas do gás Freon, nome mais comum dos CFC’s, passam sem interferência pela troposfera, atingindo a estratosfera, onde os raios ultravioletas do Sol incidem com maior intensidade. Esses raios solares provocam o rompimento das partículas do freon, liberando o átomo de cloro, que por sua vez, rompe a molécula de ozônio, formando monóxido de cloro (ClO) e oxigênio (02). Como a reação é instável, continua indefinidamente provocando uma reação em cadeia. Entretanto, acontece também uma reação que beneficia o ozônio: a luz solar ao atingir os óxidos de nitrogênio (produzidos pela queima do petróleo, por exemplo), faz com que liberem os átomos de oxigênio (fotodissociação), que se combinam e produzem ozônio. Mas esse beneficio ainda é menor que a destruição do ozônio pelo freon.

4.2 - O buraco na ozonosfera

A região mais afetada pela destruição da camada de ozônio fica nas proximidades do Pólo Sul, na região conhecida como Antártida. Lá, principalmente no mês de setembro, praticamente a metade da concentração de ozônio sobre a região desaparece da atmosfera, deixando exposta à radiação ultravioleta uma área de aproximadamente 30 milhões de quilômetros quadrados (15% do total da região). Em outras áreas do planeta, a redução da camada também é significativa, oscilando de 1 a 3% do total dessas áreas.

A redução maior na Antártida ocorre principalmente devido a fatores meteorológicos. Por todo o mundo circulam massas de ar levando consigo tudo que se encontra em suspensão na atmosfera, de forma que um poluente lançado no Brasil pode chegar a Europa carregado pelas correntes de ar. Na Antártida, graças ao rigoroso inverno, há a formação de um intenso anticiclone estacionário na região, caracterizando estabilidade e ausência de ventos. Portanto, os poluentes (CFC especificamente) atraídos durante o verão, permanecem na região austral e dão inicio a reação em cadeia já citada. Em 1988 foi constatada na região antártica uma concentração de monóxido de cloro 100 (cem) vezes maior que em qualquer outra região do planeta.

4.3 - Providências para diminuir o buraco na camada de ozônio

Nas últimas décadas tentou-se evitar ao máximo a utilização do CFC e mesmo assim, o buraco na camada de ozônio continua aumentando, preocupando cada vez mais a população mundial. As ineficientes tentativas de se diminuir a produção de CFC se devem a dificuldade de se substituir esse gás em suas principais aplicações. Um exemplo desse fracasso se deve aos Estados Unidos, o maior produtor de freon do mundo. Em 1978, os EUA produziam aproximadamente 500 mil toneladas de CFC, passando dez anos mais tarde a produzir 10% a mais do gás. Portanto, deve-se evitar ao máximo o uso desse gás, para que se possa garantir a sobrevivência de nosso planeta.

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TEXTO XII

FORMAÇÃO DE GELO EM AERONAVES

1 - Introdução

A formação de gelo sobre uma aeronave é um dos principais problemas meteorológicos para a aviação, sobretudo quando ocorre em vôo. O perigo advém do fato de que o fenômeno afeta o equilíbrio da aeronave, pois diminui a sustentação e o impulso e aumenta o peso e o arrasto. Isto dificulta sobremaneira o controle por parte do piloto e põe em risco a segurança da aeronave.

Figura 50 – formação de gelo em aeronve

2 - Condições meteorológicas favoráveis à formação

Duas condições básicas podem propiciar a formação do gelo em aviação operacional: presença no ar de gotículas d’água a 0ºC ou menos; superfície externa da aeronave a 0ºC ou menos.

Gotículas d’água na atmosfera nem sempre se congelam a 0 ºC, pois, devido a certos fatores, tais como tensão superficial, porcentagem de núcleos higroscópicos e estado de repouso, podem permanecer no estado líquido (estado de super-resfriamento), mesmo quando submetidas a temperaturas abaixo de -40 ºC. Quanto menores e mais puras, mais resistirão ao congelamento. Porém, uma vez alcançadas por uma aeronave em vôo, deixam o estado de repouso, rompem-se pelo choque, têm a tensão superficial destruída, perdem calor e congelam-se instantaneamente sob a forma de adesão aos aerofólios da aeronave.

Quando uma aeronave voa numa área de temperatura muito baixa (0ºC ou menos), poderá ter a sua superfície externa afetada pela mesma e, se, em seguida, penetrar numa zona saturada, estará sujeita à formação de gelo, sobretudo se as gotículas d’água da referida zona estiverem a 0º C ou menos. Porém, mesmo que as gotículas estejam mais aquecidas, elas poderão se congelar, pois o impacto com a superfície da aeronave faz com que se rompam e se espalhem, aumentando a área de exposição e irradiação, eliminando calor, e congelando-se rapidamente.

3 - Intensidade da formação e tipo de gelo

Esta depende do tamanho e da quantidade das gotículas que se chocam com a aeronave e também do grau de estabilidade do ar atmosférico ambiente.

Quando as gotículas são pequenas, a tensão superficial é grande, e com isso nem todas chegam a se congelar. As que conseguem, formam uma camada de gelo de pouca aderência e de forma irregular, semelhante àquele do evaporador de um refrigerador doméstico. É típico de ar estável, sem turbulência ou com pouca turbulência e apresenta pouco peso. Seu maior perigo reside na deformação dos bordos de ataque, pois, ao acumular-se irregularmente, altera as

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características aerodinâmicas, modificando o fluxo dos filetes de ar. Estamos falando do chamado gelo opaco, amorfo, escarcha ou granular.

Quando as gotículas são maiores, a tensão superficial é menor, e com isso todas se congelam, formando uma camada de gelo de muita aderência e de forma regular, semelhante àquele que se forma na bandeja de um refrigerador doméstico. É típico de ar instável, predominante nas áreas de turbulência e apresenta muito peso. Seu maior perigo reside na dificuldade de remoção que apresenta. Estamos falando do chamado gelo claro, cristal, liso ou transparente.

O gelo claro forma-se com temperaturas de 0 a -10ºC, e o opaco, abaixo de -10 ºC.

Um outro tipo de formação de gelo não muito comum é aquele denominado de geada e que pode ocorrer em duas hipóteses:

quando uma aeronave, voando em zona de temperatura muito baixa (0ºC ou menos) e mais elevada em altitude, penetra outra mais baixa, aquecida e saturada de vapor d’água. É um tipo de gelo que não pesa nem altera perfis, mas que apenas veda a visibilidade quando sobre o pára-brisas;

quando uma aeronave esta estacionada ao relento e a temperatura à superfície é propícia para provocar a sublimação do vapor d’água presente no ar ambiente.

3.1 - Nuvens propícias

Como já vimos anteriormente, o gelo em aviação pode acontecer sob condições de estabilidade (gelo opaco) e de instabilidade (gelo claro). Em outras palavras, podemos dizer que ele ocorre tanto com nuvens estratiformes como com nuvens cumuliformes, muito embora alguma formação esporádica possa ocorrer com nuvens cirriformes.

Nuvens estratiformes

Com essas modalidades de nuvens, a formação de gelo restringe-se a uma camada cuja espessura fica em torno de 1000 a 1300 metros. A intensidade máxima de formação ocorre no topo da camada, onde predomina o gelo amorfo com alguma ocorrência isolada de gelo claro. A nuvem nimbostratus (NS) é a única que pode gerar gelo amorfo severo, quando dela cai chuva glacial. A nuvem altostratus (AS) sempre produz gelo amorfo, quando associada à frentes.

Nuvens cumuliformes

Com essas modalidades de nuvens, a formação de gelo é maior verticalmente e mais variável, pois muitos dos fatores que a propiciam dependem, sobremaneira, do grau de desenvolvimento da nuvem. Com isto, além de predominar o gelo claro, com alguma ocorrência isolada de gelo amorfo nas regiões de temperaturas baixas, a mais severa formação acontece com nuvens grandes cumulus (TCU), antes da sua transição para cumulonimbus (CB), com a maior intensidade na metade superior. Nos CB’s perfeitamente desenvolvidos, o gelo geralmente restringe-se às regiões das correntes ascendentes.

Nuvens cirriformes

Raramente ocorre formação de gelo com estas modalidades de nuvens, salvo quando nelas ainda existe água super-resfriada, como é o caso dos cirrus (CI) formadores da bigorna do CB.

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3.2 - Fatores de influência na formação de gelo em aeronaves

Quantidade de gotículas no ar

Quanto maior, mais intenso o acúmulo de gelo formado.

Temperatura do ar

Quanto mais baixa, menor a presença de água gelada e, conseqüentemente, menor a quantidade de gelo formado na aeronave.

Área exposta da asa da aeronave

Superfície lisa dificulta a fixação do gelo, enquanto superfície rugosa facilita a fixação. Da mesma maneira, quanto maior a superfície exposta, maior a probabilidade do acúmulo.

Tamanho das gotículas

Gotículas maiores apresentam menor tensão superficial e com isso rompem-se mais facilmente, espalhando calor e congelando-se imediatamente.

Aspecto da asa da aeronave

Asa delgada acumula gelo com mais rapidez do que asa espessa, pois desvia menor quantidade de gotículas d’água.

Altitude

A distribuição normal da temperatura com a altitude tende a limitar a formação de gelo até os níveis máximos entre 30 000 e 35 000 pés, embora possa ocorrer raramente até 50000 pés com trovoadas e áreas frontais.

Orografia

Terreno irregular e montanhoso cria condições mais favoráveis ao gelo, dado a uma maior atividade convectiva. Neste caso, o maior índice a barlavento.

Estação do ano

Como não poderia deixar de ser, o inverno apresenta o máximo de gelo, e o verão, o mínimo. O outono secunda o inverno, e a primavera, o verão.

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TEXTO XIII

CLIMATOLOGIA

1 - Histórico

Os gregos acreditavam que as diferenças regionais e significativas do tempo só ocorriam do norte para o sul, com regiões quentes, temperadas e frias. Foi publicada no ano 400 a.c. a primeira climatografia, “Ar, Água e Locais”, escrita por Hipócrates (filósofo grego). Só a partir do século XV, com as grandes explorações geográficas, reconheceu-se que as variações climáticas não se restringiam apenas às variações latitudinais, mas estendiam-se por áreas irregulares, sendo afetadas pela circulação geral do ar e pela distribuição dos oceanos e continentes. No século XVIII foi introduzido o uso da média aritmética no estudo do ciclo diário e anual dos elementos climáticos, numa tentativa de eliminar erros nas medições.

A utilização da cartografia em Climatologia foi inserido por Von Humboldt, em 1817, que preparou mapas de isotermas anuais para algumas regiões do hemisfério norte. A introdução da análise dos ventos nos estudos climáticos ocorreu em 1820, junto com os conceitos de massas de ar e influências climáticas. O primeiro mapa mundial de precipitação, foi introduzido em 1845 e entre 1848 e 1860 foi produzida a 1º carta de vento para as regiões oceânicas. Anos mais tarde, organizaram-se os serviços meteorológicos de vários países, mostrando que a história da climatologia se confunde com a da meteorologia.

2 - Definição de tempo e clima

O tempo meteorológico é a reunião total das condições atmosféricas de um dado local num determinado instante. O clima é a integração das condições do tempo para um certo período, em uma determinada área. A climatologia é o estudo científico do clima, particularmente suas aplicações práticas. Utiliza-se dos mesmos dados básicos da meteorologia, e seu objetivo é descobrir, explorar e explicar o comportamento normal e anormal dos fenômenos atmosféricos visando ao benefício do homem. Para o estudo da climatologia necessita-se o conhecimento de muitas técnicas meteorológicas além de noções de geografia.

3 - Subdivisões da climatologia

Basicamente existem os seguintes métodos de trabalho em climatologia:

Climatografia : representação dos dados climáticos em forma de tabelas e gráficos de uma forma descritiva.

Climatologia física e dinâmica : que se preocupa com assuntos relativos à radiação, troca de calor e movimentos atmosféricos, sob o ponto de vista científico.

Climatologia aplicada : análise científica dos dados climáticos a fim de aplicá-los às diversas áreas de atividades humanas como indústrias, agricultura, florestas, medicina, etc.

A climatologia pode também ser subdividida de acordo com a função a que se propõe, como a seguir:

Descritiva : com a finalidade de fornecer dados climatológicos de uma maneira fácil de se entender.

Estatística : traduz o montante de dados climáticos em dados mais compactos e precisos.

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Matemática : representação matemática dos aspectos climáticos.

Sinótica : uso da climatologia no auxílio à previsão do tempo.

Microclimatologia : que estuda os aspectos climáticos da camada atmosférica junto à superfície.

Mesoclimatologia : estudo de variáveis meteorológicas que afetam áreas consideráveis.

Macroclimatologia : estudo de dados climáticos em escala global.

4 - Elementos e fatores climáticos

Elementos climáticos são as grandezas climatológicas que comunicam ao meio atmosférico suas propriedades e características. Os principais elementos são a temperatura, umidade, precipitação, vento, nebulosidade, pressão atmosférica, etc, observados nas estações sinóticas e que servem de fonte para estudos climáticos. Esses elementos variam no tempo e no espaço e são influenciados por fatores climáticos como a quantidade de energia solar emitida, variações na órbita da Terra, concentração de gás carbônico, relevo, altitude, latitude, vegetação, correntes oceânicas, etc.

Várias classificações de clima foram construídas, entretanto a mais usual é a que foi instituída por Koppen, baseada em dois elementos: precipitação e temperatura.

4.1 - Distribuição dos principais elementos climatológicos

4.1.1 - Temperatura

Sua distribuição faz-se com o traçado das isotermas. A média anual decresce do equador para os pólos, com variações provenientes das irregularidades das diversas superfícies de terra e água e da ação das correntes marítimas. A migração das isotermas faz-se com as estações do ano. A amplitude de temperatura anual é maior quanto mais se afasta do equador.

4.1.2 - Precipitação

Sua distribuição é feita com o traçado das isoietas – linhas de mesmo valor de precipitação. Há um máximo sobre as latitudes equatoriais e um mínimo sobre as latitudes polares, variando irregularmente, uma vez que também é maior sobre regiões mais aquecidas e menor sobre regiões mais frias e há um decréscimo dos oceanos para os continentes. Outrossim, regiões montanhosas apresentam um grande índice pluviométrico sobre os lados voltados para o mar ou para os ventos predominantes e um índice mínimo sobre o lado oposto. Regiões úmidas recebem mais de 500 mm de precipitação; regiões quase desérticas ou semi-áridas, entre 250 e 500 mm, e regiões desérticas ou áridas, menos de 250 mm por ano.

5 - As zonas climatológicas

De um modo geral, os climas são descritos em função de uma distribuição latitudinal, dentro do que se convencionou chamar de zonas climatológicas.

5.1 - Equatorial

Apresenta um tipo quase uniforme de clima, caracterizado por uma precipitação anual muito grande (proveniente na maioria das vezes de trovoada) e por temperaturas médias

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normalmente elevadas. É o clima típico das florestas densas e úmidas, como a Floresta Amazônica .

5.2 - Tropicais

Apresentam dois regimes anuais bem-definidos: o de uma época mais quente e úmida, com elevado índice de precipitação (verão) e o de uma época mais fria e seca, com um índice mínimo de precipitação (inverno). Sobre as regiões litorâneas e sobre os oceanos predomina o chamado regime dos alíseos, caracterizado por um clima confortável. A vegetação predominante sobre estas regiões tropicais é de campo abertos ou savanas, com florestas menos densas.

5.3 - Subtropicais

São aquelas nas quais começam a se definir as quatro estações do ano, pois já há um Inverno frio e um verão quente, com trovoadas convectivas e muito sol. O índice de precipitação é irregular, definindo regiões desérticas ou quase desérticas.

5.4 - Temperadas

Apresentam uma predominância de ventos de W, e o encontro periódico das massas de ar tropical e polar. Nelas, as estações do ano são bem-definidas, pois há um inverno muito frio, um verão muito quente, um outono cinzento e uma primavera florida.

5.5 - Polares

Apresentam um clima sempre frio devido à presença do gelo polar que se estende mais no inverno e recua no verão, tornando difícil a sobrevivência humana nessas regiões.

Figura 51 – zonas climáticas

6 - Climas físicos

Como já vimos, são aqueles que ocorrem dentro das zonas climatológicas, causados pelos fatores geográficos, independentemente, portanto, da latitude.

6.1 - Climas marítimos

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São determinados pela influência dos oceanos. São mais úmidos e apresentam maior porcentagem de nuvens. A variação diuturna da temperatura é pequena, e os invernos são mais aquecidos.

6.2 - Climas continentais

São sempre mais secos que os marítimos, com invernos frios e verões quentes. O clima dos desertos é extremamente seco com uma variação diuturna de temperatura muito grande.

6.3 - Climas litorâneos

São os intermediários entre os marítimos e os continentais. Neles há quase sempre ocorrência de brisas, principalmente marítimas, fazendo com que sejam mais identificados como marítimos.

6.4 - Climas orográficos ou de montanhas

São aqueles que apresentam sempre temperaturas mais amenas, uma maior insolação e grande variação diuturna de temperatura. As noites são frias, porém bastante agradáveis.

6.5 - Clima mediterrâneo

É um tipo especial de clima, indicado por verão seco e inverno chuvoso, muito comum em latitudes médias, como a região do Mar Mediterrâneo, de onde se tirou o nome. Tem origem na mudança anual dos sistemas de alta e baixa pressão sobre essas regiões.

7 - Princípio da teoria da modificação do tempo

O homem, desde os primórdios, sempre se viu afrontado pelo seu ambiente natural e, para tanto, teve que lutar para proteger-se das duras condições que caprichosamente lhe impõe a natureza, e pode-se dizer que quase sempre foi o vencedor, muito embora, de vez em quando, essa mesma natureza lhe infrinja sérias devastações. Pelo uso da inteligência, o homem não só compreende melhor os processos naturais, como também tenta modificá-los a fim de alcançar os fins a que se propõe. Assim, cada cientista, a sua maneira, dedica-se arduamente a estudar os processos ambientais e a aplicar os resultados colhidos a fins úteis e construtivos. Na Meteorologia, além das modificações naturais do clima numa escala global, o homem também luta no intuito de modificá-lo artificialmente numa escala local. Tais modificações podem ser de dois tipos:

puramente involuntárias: contaminação do ar, desordenação urbana e rural, implantação de lagos e represas artificiais e produção ou difusão de energia de todo tipo;

absolutamente voluntárias: práticas agrícolas, dissipação de nevoeiros, eliminação de geadas, modificações em nuvem e provocação de precipitação.

7.1 - Precipitação artificial

Existindo nuvem no céu, dois são os casos em que a precipitação não se produzirá naturalmente: se a temperatura for, ao longo de toda a nuvem, superior a 0ºC e a turbulência nela presente

não for suficiente para misturar as gotas quentes com as gotas frias;

a nuvem apresenta-se em estado de super-resfriamento e assim não contém cristais de gelo para atuarem como catalisadores.

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No primeiro caso, basta uma projeção de água com cloreto de sódio (sal) no interior da nuvem para provocar a precipitação. É um método barato e simples.

No segundo caso, basta uma projeção de partículas muito frias que se cristalizem como a água (gelo seco ou iodeto de prata) no interior da nuvem para provocar a precipitação. Trata-se de um método mais caro, porém de melhores resultados. O processo que melhor se aprovou foi a semeadura com gelo seco, demonstrando que é possível produzir até mesmo chuva forte em algumas ocasiões a partir de nuvens cumulus.

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TEXTO XIV

METEOROLOGIA ESPACIAL

1 - Introdução

Uma vez que os serviços meteorológicos convencionais não cobrem toda a superfície do globo terrestre e há a necessidade de vigilância permanente sobre os fenômenos atmosféricos, principalmente os mais violentos, o caminho mais adequado foi o estabelecimento, pela Comunidade Meteorológica Mundial, de um sistema eficaz de observações. Esse novo sistema passou a se chamar Meteorologia Espacial ou Cósmica, que se vale de satélites e radar meteorológicos para atingir seus objetivos. Essas ferramentas modernas são o suporte indispensável de que dispõe o meteorologista moderno para o perfeito preparo das previsões.

Vale lembrar que até 1960 não havia como detectar precisamente formação de furacões e tempestades e seus movimentos, acarretando prejuízo material e perdas de vida. A partir de 1º de abril de 1960, com o lançamento do satélite TIROS-1, tornou-se capaz a observação desses fenômenos em todas as regiões da superfície terrestre. Daí em diante foram e estão sendo lançados satélites cada vez mais avançados e com finalidades diversas, mas que no conjunto, visam a vigilância total e permanente das condições atmosféricas do planeta.

A outra ferramenta de que dispõe o meteorologista para o preparo da previsão a curto prazo é o radar, sigla cujo significado é “Rádio, Detecção e Busca”, ou seja, detecção e medida de distância de alvos através de ondas de rádio. Inicialmente, o radar foi belicamente usado durante a 2º Guerra Mundial (década de 1940) pelos americanos. Mais tarde, percebeu-se sua utilização também na detecção de formações atmosféricas pesadas (tempestades), precipitações e ventos.

O emprego dessas duas ferramentas veio a ser extremamente eficaz com o surgimento e desenvolvimento dos programas operacionais de computação- os supercomputadores, capazes de processar uma enorme quantidade de informações e cálculos em frações de segundo e através de modelos matemáticos de prognósticos de tempo, fornecer as condições atmosféricas observadas sob a forma de previsão meteorológica.

2 - Satélites meteorológicos

2.1 - Generalidades

Os satélites meteorológicos são equipados com sensores, chamados radiômetros, que formam o conjunto denominado sensoriamento remoto, pois a aquisição de dados de um alvo ocorre sem o contato entre o alvo e o sensor. Isso é possível graças ao transporte de informação (energia) por meio de ondas eletromagnéticas, que ao atingir a atmosfera, dependendo da natureza do alvo, são refletidas e/ ou absorvidas. Chamamos janela atmosférica a faixa de frequência de radiação que se propaga livremente pela atmosfera sem ser absorvida por nenhum elemento da mesma ( nuvem, por exemplo). Os satélites, então, são construídos para se aproveitarem dessas janelas, pois desse modo, a radiação refletida ou emitida pelas nuvens retorna para o satélite sem interrupção, como se a atmosfera fosse transparente para essa faixa de frequência.

2.2 - Tipos de órbita dos satélites meteorológicos

São dois os tipos de órbita: polar e equatorial.

2.2.1 - Satélites de órbita polar

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Movendo-se de pólo a pólo do globo a auma altitude de 800 a 1200 km, estes satélites orbitam com uma inclinação de 98º em relação ao plano do equador. Possuem um ciclo heliossíncrono, ou seja, passam pelo mesmo ponto da Terra no mesmo horário solar (hora corrigida em função dos movimentos da Terra em relação ao Sol). A faixa da superfície terrestre explorada por esses satélites é de 3000 km, com período orbital de 102 minutos, acarretando 14 voltas por dia ao redor do globo.

O primeiro satélite de órbita polar foi lançado pelos Estados Unidos, o TIROS-1, em 1º de abril de 1960, colocando o país a frente do sistema. Outros satélites americanos foram enviados ao espaço mais tarde, sendo o avançado TIROS-N o melhor protótipo até hoje lançado pela NOAA, agência americana que coordena o programa de satélites meteorológicos.

2.2.2 - Satélites Geoestacionários ou de órbita equatorial

Os satélites geoestacionários, identificados pela sigla GOES, orbitam pelo planeta a uma altitude aproximada de 36000 km sobre o equador, com a mesma velocidade angular da Terra, fazendo com que cubram sempre a mesma área do globo, daí então serem chamados de geoestacionários. Um de seus principais objetivos é a obtenção de observações repetidas, o que permite o acompanhamento de sistemas meteorológicos severos através do recurso de animação de imagens.

Os satélites americanos GOES, de acordo com a finalidade, podem medir a cobertura de nuvem, neve e gelo, temperatura da superfície dos oceanos, gradiente vertical, vento, cinzas vulcânicas, camada de ozônio, entre outros. Podem agir também como retransmissores de dados enviados por outros satélites ou de estações coletoras de dados meteorológicos na superfície.

Atualmente, dois satélites GOES americanos cobrem a superfície da Terra, sendo um localizado a 75º W ( GOES este) e outro a 135º W (GOES oeste), com a incumbência de vigiar as Américas do Sul e do Norte, bem como os oceanos Atlântico e Pacífico.

O 1º satélite de órbita equatorial americano lançado foi o ATS-1, em 1966, e anos mais tarde o SMS-1. Em 1974 lançou-se o 1º satélite da série GOES, o GOES-1, precursor de uma série que opera até hoje ( GOES 8, 9, 11 e 12).

figura 52 – órbitas dos satélites meteorológicos

2.3 - Operação de satélites meteorológicos nos dias de hoje

Além dos Estados Unidos, o Japão, a Rússia, a Índia, a China e a Europa operam satélites geoestacionários e polares. O objetivo da OMM, que junto com esses países coordena o programa

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de satélites meteorológicos é fazer com que a Terra fique coberta por, no mínimo, 05 satélites separados de 70º de longitude cada, propiciando uma observação global e frequente ( imagens a cada 30 minutos). Para isso, atualmente (dados de 2002), fazem essa cobertura 2 satélites americanos (GOES este e oeste), 2 satélites europeus (METEOSAT 5 e 7), o japonês GMS-5, o russo GOMS, um chinês (FY-28) e o satélite indiano INSAT II. Completando essa rede de satélites equatoriais, além dos satélites americanos de órbita polar, operam os satélites russos OKEAN e METEORO e o chinês FY-1.

2.4 - Tipos de imagens fornecidas pelos satélites meteorológicos

As imagens fornecidas pelos satélites meteorológicos baseiam-se no espectro visível, infravermelho e banda de vapor d’água, todas necessárias para uma melhor interpretação das condições meteorológicas numa imagem, normalmente apresentada em 256 tons de cinza.

2.4.1 - Imagem do espectro visível

Indica a quantidade de radiação solar refletida pelas diversas superfícies da Terra, dando uma indicação do albedo dos alvos refletidos. Por convenção, tons claros de cinza indicam áreas de alta refletividade e tons escuros mostram regiões de baixo albedo. A refletividade de uma nuvem está diretamente ligada a sua espessura e quantidade de gotículas de água que contém. Essa imagem só pode ser obtida durante o dia na região coberta pelo satélite.

2.4.2 - Imagem do espectro infravermelho

Indica a quantidade de energia infravermelha emitida pela superfície terrestre e atmosfera, sendo essencialmente uma imagem representativa da temperatura das superfícies que emitem essa radiação. Convencionou-se que áreas frias apareceriam em tons claros de cinza ou brancas (topo de nuvens) e áreas quentes em tons escuros (continentes).

2.4.3 - Imagem baseada no vapor d’água

É uma imagem usada para localizar largas concentrações de vapor d’água nas camadas médias e altas da troposfera (entre 6 e 10 km de altitude), através de radiação absorvida pelo próprio vapor d’água. Estabeleceu-se que regiões de alta concentração seriam mostradas em tons claros de cinza nas imagens.

2.5 - Obtenção de imagens

Existem variadas maneiras de obtenção de imagens como recepção direta, telecomunicações, cd-rom e televisão. Cada um dos métodos tem suas vantagens, determinadas pela disponibilidade, qualidade e seleção da imagem, além do orçamento e finalidade do serviço.

3 - O radar meteorológico

3.1 - Introdução

Um dos maiores progressos derivados dos esforços de guerra dos Estados Unidos durante a 2º Guerra Mundial foi o desenvolvimento do radar - sistema de detecção de objetos ou partículas através da emissão e recepção de ondas eletromagnéticas. Embora desenvolvido inicialmente para detectar a movimentação de aeronaves, tropas e embarcações marítimas, logo se percebeu que o radar poderia auxiliar na detecção e acompanhamento de tempestades (células de trovoadas) por reflexão de ondas em gotas de chuva, gelo e outros componentes.

3.2 - Características diversas

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O radar é um sistema eletrônico capaz de transmitir um sinal eletromagnético (onda com velocidade de 300000 km/s) dividido em pedaços chamados “pulsos”, e receber de volta os ecos dos alvos detectados. De acordo com as alterações nas características dos sinais recebidos (efeito Doppler), mede a velocidade, densidade e o deslocamento das formações meteorológicas. Algumas vezes, objetos naturais ou artificiais que se encontram no percurso das ondas eletromagnéticas são detectados. Esses objetos denominados “ clutter”, podem ser montanhas, edifícios, ecos do mar, entre outros.

A cobertura teórica do radar meteorológico é de 400 km, com ângulo de elevação baixo, para o modo de operação vigilância. Quando usado para detecção e análise de nuvens, sua cobertura se restringe a 200 km, pois neste caso, necessita-se de maior precisão dos dados obtidos (inversamente proporcional à distância).

Podem operar em diversas bandas de frequência, de acordo com o tipo de fenômeno a ser avaliado. Os radares meteorológicos usados para detecção de formações tempestuosas operam com banda S ( = 10 cm, frequência entre 2,7 e 2,9 GHz) para detectar gotículas de até 7 milímetros de diâmetro.

A resolução de uma varredura efetuada pelo radar depende da distância entre os alvos pois alvos muitos próximos entre si podem ser representados com um único sistema de tempestades. Existem três tipos de varredura ( rastreamento) efetuadas pelo radar:

em azimute : horizontal, consiste de vários ângulos horizontais e um ângulo de elevação; esse modo é usado para vigilância de fenômenos à grandes distâncias ( acima de 200 km);

Figura 53 – varredura em azimute

em elevação : vertical, vários ângulos de elevação e um só ângulo azimutal; usado para análise de fenômenos, como células de trovoadas.

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Figura 54 – varredura em elevação

volumétrica : combinação dos dois modos anteriores, ou seja, vários ângulos de azimute e vários ângulos de elevação, um por vez. Permite a análise da atmosfera local devido ao maior número de dados extraídos.

Figura 55 - varredura volumétrica

O equipamento em si é composto de várias partes, como modulador, oscilador, transmissor, receptor, visualizador, antena, etc. De acordo com o sistema de antenas usado, pode ser classificado como primário (uma antena emite e recebe os sinais) ou secundário (uma antena para emissão, outra para recepção dos ecos).

3.3 - Características operacionais do radar

A rede de radares proporciona o monitoramento das condições atmosféricas de forma contínua, oferecendo vigilância meteorológica efetiva para as regiões cobertas por eles.

Os radares são operados remotamente (à distância) a partir dos Centros Meteorológicos de Vigilância a que estão subordinados. As informações extraídas do radar são disponibilizadas nos centros meteorológicos através do Posto de Visualização Remota (PVR) para apoiar as previsões e informar aos aeronavegantes. Os PVR são computadores equipados com um software apropriado denominado comumente de “colibri”, capaz de permitir a utilização de recursos e visualização de imagens do radar meteorológico. O radar pode ser operado de três formas:

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Local : na própria estação de radar (ERM). Esse método só é usado para fins de teste, calibração e manutenção do equipamento; não requer a presença de profissional de meteorologia.

Remota próxima : a operação remota próxima é efetuada por intermédio da LOW (forma de operação remota próxima ao radar), localizada dentro da ERM e que permite a confecção de varreduras e produtos (imagens do radar); entretanto é utilizada eventualmente.

Remota distante : é efetuada por intermédio da ROW ( forma de operação do radar afastada da estação), localizada fora e distante da ERM, compondo com outras ROW, o Centro de Operação Remota (ROC). O Centro de Operação Remota localiza-se no CMV pesponsável pela área de cobertura dos radares. Esse modo de operação é o mais usado, permitindo a elaboração de vários tipos de imagens geradas pelo radar.

Figura 56 – operação do radar meteorológico

Em síntese, os operadores dos PVR solicitam aos operadores da ROW as imagens, que são obtidas através de varreduras feitas pelo radar. Essas imagens então são disponibilizadas para o Posto de Visualização Remota solicitante que as utiliza para dar informações aos aeronavegantes e no auxílio à previsão.

Os produtos gerados pelo radar contém as seguintes características:

taxa de refletividade das formações, expressa em decibéis (dBz);

velocidade dos sistemas detectados;

turbulência dentro das formações; e

potencial de chuva ou água precipitável existente nas tempestades.

3.4 - Visão geral da rede de radares meteorológicos

A rede de ERM que está sendo implantada pelo DECEA é composta de três fases:

1ª fase = instalação de 10 radares na região Centro-Sul do país, devido ao intenso tráfego de aeronaves e por ser influenciada diretamente por frentes frias.

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2ª fase = 10 radares na região amazônica a serem instalados pelo SIVAM (Sistema de Vigilância da Amazônia).

3ª fase = complementação da rede com mais 11 radares estrategicamente localizados de modo a cobrir todo o território nacional.

Figura 57 – visão geral da rede de radares meteorológicos

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BIBLIOGRAFIA

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