aulas climatologia

1

1

ClimatologiaClimatologia INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA

CLIMA

FAUN A

SOLOS �� ROCHAS

VEGETAÇÃO

O tempo e o clima no contexto das ciências ambientais

2

ClimatologiaClimatologia Climatologia Definições

• Tempo e Clima– O tempo é um estado momentâneo da atmosf era num determinado

lugar. Ocorrendo num período de curta duração;– O clima é a síntese do tempo, num dado lugar, durante um período

entre 30-35 anos.

• Meteorologia e Climatologia– Meteorologia – Ciência da atmosfera e está relacionada ao estado

físico, dinâmico e químico da atmosf era. Aplica as leis físicas clássicas e técnicas matemáticas em seu estudo de processos atmosféricos. Portanto o estudo direciona-se ao tempo.

– Climatologia – É o estudo científ ico do clima. Aplicando em sua metodologia a estatística nas inf ormações relacionadas ao clima a partir das inf ormações a respeito do clima. O estudo direciona-se ao clima.

– A climatologia está baseada na meteorologia que se baseia-se nas leis físicas e matemáticas.

2

3

ClimatologiaClimatologia Natureza e os Campos da Climatologia

• Climatologia Regional – É a descrição dos climas em áreas selecionada da terra.

• Climatologia Sinótica– É o estudo do tempo e do clima em uma área com relação ao padrão

de circulação atmosférica predominante. A climatologia sinótica é, assim, essencialmente uma nova abordagem para a climatologia.

• Climatologia Física– Env olve a inv estigação do comportamento dos elementos do tempo ou

processos atmosféricos em termos de princípios físicos. Neste, dá-se ênf ase à energia global e aos regimes de balaço hídrico da terra e da atmosfera.

• Climatologia Dinâmica– Enf atiza os mov imentos atmosféricos em várias escalas,

particularmente na circulação geral da atmosfera.

4

ClimatologiaClimatologia Natureza e os Campos da Climatologia

• Climatologia Aplicada– Enf atiza a aplicação do conhecimento climatológico e dos princípios

climatológicos nas soluções dos problemas práticos que af etam a humanidade.

• Climatologia Histórica– É o estudo do desenvolv imento dos climas através dos tempos.

• Bioclimatologia– Estuda os fenômenos que regem os mecanismos da natureza.

• Climatologia Agrícola– Estuda os f enômenos climatológicos ligados à produção animal e

v egetal, tentando estimar os fenômenos para ev itar perdas críticas na produção.

• Outras– Climatologia das construções; Climatologia urbana, Climatologia

estatística.

3

5

ClimatologiaClimatologiaNatureza e os Campos da Climatologia

Subdiv isões

• Macroclimatologia– Relacionada com os aspectos dos climas de amplas áreas da terra e

com os mov imentos atmosf éricos em larga escala que afetam o clima.

• Mesoclimatologia– Preocupada cm o estudo do clima em áreas relativ amente pequenas,

entre 10 a 100 km de largura: por ex.: O estudo do clima urbano e dos sistemas climáticos severos, tais como, tornados e temporais.

• Microclimatologia– Preocupada com o estudo do clima próximo à superfície ou a áreas

muito pequenas, com menos de 100 metros de extensão.

6

ClimatologiaClimatologia

Desenvolvimento Recentes da Climatologia Tropical

• Os trópicos foram definidos de vários modos:1. Área entre os trópicos de câncer e capricórnio;

2. Área entre as l atitudes de 30º N e 30ºS de equador;3. Área do mundo onde não há nenhuma estação de frio definida, onde o inverno

nunca ocorre

4. Área do mundo onde a temperatura média anual é igualou menor que a amplitude médi a di ária;

5. Área do mundo onde a temperatura médi a ao nível do mar para o mês mais frio do ano nunca fica menor que 18ºC.

4

7

ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra

• Composição da Atmosfera

0 a 4%Vapor d’água

Indíci osMetano (Me)

Indíci osXenônio (Xe)

Indíci osCriptônio (Kr)

0,00005Hidrogênio (H)

0,00006Ozônio (O3)

0,0005Hélio (He)

0,0018Neônio (Ne)

0,03 ( variável)Dióxido de Carbono (CO2)

0,93Argônio (Ar)

20,94Oxigêni o (O2)

78,08Nitrogênio (N2)

Volume % (ar seco)Gás

A atmosf era é uma camada fina de gases, sem cheiro, sem cor e sem gosto, presa à Terra pela f orça da grav idade.

A atmosf era compreende uma mistura mecânica estáv el de gases, sendo que os mais importantes são:

Composição média da atmosfera seca abaixo de 25 km

8


• Composição da Atmosfera– Vapor d’Agua

• O conteúdo de vapor pode varia de zero, em regiões áridas, até cerca de 3-4% nos trópicos úmidos;

• O conteúdo de vapor d’água na atmosfera está estreitamente relacionado com a temperatura do ar e com a disponibilidade de água na superfície terrestre;

• Quase ausente entre 10-12 Km acima da superfície terrestre. Devido a eficiência da turbulências que são mais eficazes abaixo de 10Km.

– Ozônio (O 3)• Concentrado entre as altitudes de 13 e 35Km da atmosfera;• O conteúdo é baixo sobre o equador e alto nas direção dos pólos, em latitude

maiores de 50º;• Forma-se pela ação da ação dos raios ultravioletas sobre as moléculas de oxigênio• Apesar da ruptura do oxigênio usualmente ocorra entre 80 e 10 Km, a formação do

ozônio somente se dá entre 30 a 60 Km. Este fato se dá devido a baixa densidade atmosférica,

• A ligação do ozo6onio é instável e pode ser facilmente rompida através da incidência de radiação ou mesmo pelo choque de oxigênio monoatômico (O), formando O2. como segue:

O3 + O � O2 + O2

5

9


• Composição da Atmosfera– Dióxido de Carbono (CO 2)

• Entra na atmosfera principalmente por meio da ação dos organismos vivos nos oceanos e continentes.

• A fotossíntese ajuda a manter o equilíbrio da quantidade de CO2, por meio da remoção de cerca de 3-9% de CO2 total do mundo, anualmente.

• O uso de combustíveis fósseis tem propiciando o aumento da concentração de CO2mundial. Pr exemplo, a quantidade de total de CO2 na atmosfera entre 1870 a 1970, foi calculada com tendo um aumento de 294 a 321 ppm, cerca de 11% de aumento, devido a queima de combustíveis fósseis.

• Importância dos Gases– O vapor d’água, o ozônio, o CO2 e os aerossóis desempenham papéis

importantes na distribuição e nas trocas de energia dentr o da atmos fera e entre a superfície da T erra e a atmosfera.

– Contrariamente do que se esperava, não há separação dos gases (como, por ex., o hi drogênio e o hélio) e daqueles mais pesados da atmosfera por causa da constante mistura turbulenta em grande escala da atmosfera.

– A atmosfera e a estrutura da temperatura da atmosfera são grandemente afetadas por suas quantidades e distribuições dentro da atmosfera.

10

ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra• A Massa da Atmosfera

– Características• Mistura mecânica de gases;• Extremamente volátil;• Compressível;• Capacidade de expansão.

– Distribuição vertical• A densidade média da atmosfera diminui a partir de

1,2 kgm-3 na superfície até 0,7 kgm-3 a 5km de altura;

• Metade do total da massa atmosférica estáconcentrada abaixo de 5km;

• A pressão atmosférica diminui logaritmicamente com o aumento da altitude atmosférica;

• A medida que elevamos a altitude o ar torna-se cada vez mais rarefeito, até chegar o espaço sideral;

• A densidade do ar depende da temperatura, do teor de vapor d’água no ar e da gravidade;

• Há relação da altitude com a pressão é variável, devido a variação do elementos que compõe a atmosfera.

6

11

ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra• Estrutura da Atmosfera

– Troposfera• Constitui a atmosfera inferior• Camada mais bai xa da atmosfera;• Contém 75% da massa gasosa total da atmosfer a;• Camada onde os fenômenos do tempo atmos férico e turbulências ocorrem;• Camada da atmos fera que es tabelece as condições do tempo;• A temperatura di minui a uma taxa de 6,5ºC por km;• Tropopausa

– Caracterizada pela inversão de temperatura;– Altura inconstante, variando de 8 km (pólos) a 16 km (equador);– Divide-se em 3 camadas: camada laminar; friccional e atmosfera livre

– Estratosfera• Constitui a atmosfera inferior• Estende-se desde a tropopausa até 5om km de altura;• Temperatura aumenta com a altitude;• Contém grande parte do ozôni o em torno de 22km de altitude;• Contém pouco ou nenhum vapor d’água;• Mudanças sazonais são marcantes desta camada;• Os eventos da es tratos fera estão ligados às mudanças de temperatura e

circulação na troposfera• Estratopausa - Camada isotér mica superior a estr atos fera

12


• Estrutura da Atmosfera– Mesosfera

• Constitui a atmosf era superior;

• A temperatura diminui com a altitude ate chegar a -90ºC aos 80 km;

• Pressão atmos férica ébai xa.

– Termosfera• A temperatur a aumenta

com a altitude devido a absorção da radiação UV;

• Acima dos 100km ocorre ionização devido a ação dos raios UV e Raios-X.

7

13

ClimatologiaClimatologia Radiação

Radiação Solar• Sol (características)

– Esfera gasosa, luminosa– Sua superfície possui temperatura aproximada de 6.000ºC

– Emite energia em ondas eletromagnéticas, que se propagam àrazão de aproximadamente 299.300 Km/s

– A energia que parte radialmente do sol leva 9 1/3 minutos para chagara ao planeta Terra

– O sol fornece 99,97% da energia que se utiliza em vários no sistema Terra-atmosfera

– A cada minuto o Sol irradia cerca de 56 x1026 cal de energia. Onde a Terra somente intercepta 2,55 x 1018 cal.

14


Radiação Solar• Constante solar

– A quantidade de energia solar recebida, por unidade de área, por uma superfície, que forme ângulos retos com os raios do sol no topo da atmosfera é de aproximadamente 2 langleys/m

• Ângulo Zenital– Raramente o sol ocupa a posição de zênite; entr e

os trópicos, somente em dois instantes durante o ano, e fora dos trópicos não ocupa nunca a posição zenital.

– Desta vai sempre haver um ângulo entr e o zênite do local e a posição do sol, sendo es te ângul o conhecido como Ângulo Z enital .

– A incidênci a solar sobre uma superfície horizontal tem uma i nclinação igual a esse ângulo.

I

Io

Io = fluxo incidenteI = fluxo emergenteSendo I = Io

Sol

I

Io

Z

Z= Ângulo ZenitalIo = fluxo incidenteI = fluxo emergente

8

15


Radiação Solar• Lei de Stefan-Boltzman

– O f luxo de radiação de um corpo negro é diretamente proporcional àquarta potência de sua temperatura:

Onde: F é o fl uxo de radiação., T é a temperatura absoluta do corpo negro e σ é a constante de Stefan-Boltzman

– Os corpos negros também absorvem toda energia radiante que incide sobre eles. A maior parte dos sólidos e dos líquidos comportam-se como corpos negros, mas os gases não.

– Segundo A Lei de Wien o comprimento de onda de máxima intensidade de emissão de um corpo negro é inversamente proporcional àtemperatura absoluta do corpo negro.

1max T2897)m( −=µλ

16


Radiação Solar• Classificação e Faixa Espectral

– 9% é ultravioleta � λ < 0,4 µm – 45% é f aixa visív el � λ > 0,4 µm < λ < 0,74 µm– 46% restantes são os inf ravermelhos � λ > 0,74 µm

• Incidência Sobre o Topo da Atmosfera– Depende do:

• Período do ano

• Período do dia• Latitude

• Distribuição– Não é simétrica, porque em janeiro está mais próximo ao sol– O hemisfério norte recebe mais irradiação no inverno e menos no v erão– O hemisfério sul recebe mais irradiação no verão e menos no inv erno

9

17

Clim

atologiaC

limatologiaComprimento das ondas eletromagnéticas de

energia solar

18

Clim

atologiaC

limatologiaVariação diária solar no topo da atmosf era em

f unção da latitude, em lagleys por dia

10

19


Radiação Solar• Distância Sol � Terra

– Varia durante o ano devido a órbita elíptica da Terra– Af eta a quantidade de energia solar recebida– A Energia v aria 7% sendo maior de 03 Jan (periélio) e menor em 4 Jul

(af élio)– A altitude do Sol, que é o ângulo entre seus raios e uma tangente à

superf ície no ponto de observ ação, também af eta a quantidade de energia solar recebida.

• Quanto maior a altitude do Sol, tanto mais concentrada será a intensi dade d a radiação por unidade de área e tanto menor será o albedo (proporção de radiação emergente)

• A altitude do Sol é determinada pela latitude do local, pelo período do di a e pela estação

• É elevada a tarde porém bai xa pela manhã e ao entardecer

• É elevada no verão e menos elevada no inverno

20


Radiação Solar• Quantidade de Radiação Recebida

– É af etada pela duração do dia e pela duração do período de luz– Nas proximidades do Equador os dias e noites são praticamente iguais

durante o ano– Duração do dia geralmente aumenta ou diminui com o aumento da

latitude, dependendo da estação.• No verão a duração do dia � do Equador em direção ao pólo Sul e � em

direção ao pól o Norte.

– A quantidade de energia solar interceptada pela Terra v aria em função da energia total emitida no espaço pelo Sol (output solar)

– O output sof re ligeira variação de 1 a 2% no valor da constante solar. Esta variação esta provav elmente ligada as manchas solares.

11

21


Radiação Solar• Padrão de Distribuição

– É ligeiramente alterado sobr e a superfíci e terrestre, basicamente pelo efeito da atmosfera.

– A atmos fera absorve, r eflete, difunde e reirradi a a energia solar.– Cerca de 18% da insolação é absor vida pel o ozônio e pelo vapor d’ água.– A absorção da radi ação pelo vapor d’água atinge o nível mais alto 0,9µm e

2,1µm– A absorção pelo ozôni o absor ve a radiação ultr avioleta abai xo de nível 0,29µm.– O CO2 absor ve radi ação com comprimento de onda maiores que 4µm– A cobertura de nuvens impede a penetração da insolação– A quantidade da refl exão pelas nuvens depende da quanti dade e da espessur as

das mesmas e também do tipo. – Em média, aproxi madamente 25% da radiação que ati nge as nuvens é refl etida

para o espaço a superfície também reflete a radiação– A superfície terrestre também reflete. Os valores varias de acordo coma

superf ície. Em geral superfícies secas e de cores claras refl etem mais.– A maioria dos tipos de solo e de vegetação tem al bedo muito baixo no UV e

aumentando no visível e no i nfraver melho.

22


36Cirrus sobr e o continente

44 – 50Cirrostratus

39 – 59Altostratus

42Stratus fino sobre o oceano

64Stratus 500m espess ura sobr e oceano

59 – 84Stratus (150 – 300 m espessura)

92Cumulonim bus: grades e es pessa

70 – 90Cumul iforme

Albedo %Tipo de nuv em

14 – 18Cidades

6 – 40Água, altitude solar 5 – 30º

2 – 4Água, altitude solar > 40º

50 – 70Gelo

50 – 70Neve caída há dias ou há semanas

80Neve recém-c aída

15 – 30Gramados

20 – 25Campos de cultivos sec os

3 – 15Campos naturais

3 – 10Florestas

17 – 25Areia

7 – 20Solo nu

8Solo negro e úmido

14Solo negro e seco

Albedo %Superfície

Albedo de vários tipos de superfícieAlbedo de vários tipos nuvens

12

23


24


Radiação Solar• Outros Fatores que interferem na distribuição da in solação

– A distribuição das superfícies terrestres e aquáticas: • Propriedades químicas e físicas da terra e da água.• Água se aquece e esfria mais lentamente que a solo.• As diferenças nas propriedades tér micas das superfícies terres tres e

aquáticas se chama Efeito de Continental idade .• O albedo da superf ície terrestre (8 a 40%) é geralmente maior que da

superf ície aquática.• A superf ície aquática é transparente, per mitindo a penetr ação mais a fundo

dos raios solares .• A transfer ência de calor na água se da por convecção, que é mais eficiente

e mais rápido de transferência de calor do que o lento processo de condução.

• A água absor ve 5x mais energia calorífica para el evara temperatura, que a mesma massa de solo seco.

• Como a água esta facilmente disponível na superfície aquática a evaporação é contínua, ao passo que sobr e a terra a evaporação somente ocorre em presença de água.

13

25


Radiação Solar• Outros Fatores que interferem na distribuição da insolação

– Elevação e o aspecto da superfíci e terres tre: • Este aspecto exerce influência numa escala local ou micro escala.• Os valores de insolação em altitude elevadas, sob céus claros, são geralmente

maiores que os verificados em lugares próximos ao nível do mar no mesmo ambiente.

• A massa de ar menor sobre locais situados em elevadas altitudes assegura menor interferência da atmosfera sobre a insolação.

• Algumas vertentes estão mais expostas ao sol que outras, nas médias e altas altitudes, as vertentes voltadas para a direção dos pólos realmente recebem menos radiação.do que as voltadas para o Equador.

• A distribuição latitudinal anual média de insolação possui maiores valores nas zonas subtropicais, que apresentam valores ligeiramente mais elevados que zona equatorial, com mais nuvens.

• Valores mais elevados 200Kl y/ano são encontrados nos principais desertos do mundo, onde 80% da radiação que atinge o topo da atmosfera atinge o solo.

• Valores menores que 100Klyano ocorrem acima da latitude de 40º (em direção ao pólos) sobre os oceanos e acima de latitudes de 50º sobre os continentes.

26


Q= balanço de radiaçãoq= radiação líquida

14

27


Radiação Terrestre• Características

– A superfície terrestre quando aquecida pela absorção da radiação solar, torna-se uma f onte de radiação de ondas longas.

– A maior parte da radiação emitida pela Terra está na f aixa espectral inf ravermelha (4µm até 100 µm) com no máximo 10 µm.

– A radiação terrestre é chamada de radiação noturna, uma vez que ela éa principal fonte radioativa de energia à noite.

– A radiação infrav ermelha, não necessariamente são terrestres, pois constituintes atmosf éricos também irradiam energia nos comprimento de onda inf ravermelha.

– A irradiação infrav ermelha terrestre é dominante a noite dev ido a interrupção da irradiação solar no local onde é noite.

– Os valores mais elev ados de radiação terrestre inf ravermelha ocorre em baixas latitudes.

28


15

29


I↑=∈σT4

Onde ∈ é a emissividade infravermelha da superf ície; σ é a constante de Stefan-Boltzmann e T é a temperatura absoluta da Terra.

σ = 5,67051x10-8 W.m-2.K-4

95Pele humana

90Floresta

90Mata de arbustos

90Pradaria seca de montanha

90 – 91Deserto

95 – 98Solo nu e úmido

95Areia úmida

89 – 90Areia seca

82 – 99,5Neve recém caída

92 – 96Água

Emissiv idade ( ∈)Superfície

Capacid ade de emissão infravermelha d e várias superfícies

30


Radiação Atmosférica• Características

– Embora a atmosfera seja transparente à radiação em ondas curtas, ela apresenta alta capacidade de absorção de radiação inf ravermelha.

– Os principais absorventes da radiação infravermelha dentre os constituintes da atmosfera são o vapor d’água (5,3 µm a 7,7 µm e além de 20 µm), o ozônio (9,4 µm a 9,8 µm) , o CO2 (13,1 µm a 16,9 µm) e as nuvens, que absorvem radiação em todos os comprimentos de onda.

– Enquanto a atmosfera absorve somente 24% da radiação solara que atinge a terra, que é de ondas curtas, somente 9% da radiação IV é liberada diretamente para o espaço, principalmente pela chamada janela atmosférica constituída de comprimentos de 8,5µm – 11,0 µm.

– Os 91% da radiação são absorvidos pela Atmosfera.– Esta capacidade da atmosfera em absorve a radiação IV é chamado ef eito

estufa, ou seja, absorve radiação mas impede ou reduz a irradiação da superfície terrestre.

– A atmosf era reirradia a radiação terrestre e solar absorvida em parte para o espaço e em parte para a superfície, chamada de contra-radiação, sem a qual a temperatura da Terra seria 30 a 40ºC mais ria que é agora.

16

31

ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação

• Conceito– Balanço de radiação significa a diferença entre a

quantidade de radiação que é absorvida e emitida por um dado corpo ou superfície.

• Características – Em geral, o balanço de radiação na superfície

terrestre é positivo de dia e negativo à noite.– No decorrer do ano como um todo, o balanço de

radiação na superfície é da Terra é positivo, enquanto da atmosfera é negativo.

– Para o sistema Terra-atmosfera como um todo o balanço é positivo entre as latitudes 30ºS e 40ºN, e negativo no restante.

– A energia solar incidente sobre o topo da atmosfera é de cerca de 263Kly por ano. Somente 169Kly são absorvidos, sendo os 94Kly restantes refletidos de volta para o espaço. Este total constitui cerca de 36% da energia constitui o albedo planetário . O

nde:

R é

o ba

laço

de

radi

ação

e a

radi

ação

líqu

ida,

(Q +

q) é

a so

ma

da r

adia

ção

sola

r di

reta

ou

difu

sa in

cide

nte

sobr

e a

supe

rfíci

e da

Ter

ra, α

éal

bedo

sup

erfic

ial,

I�a

cont

ra-

radi

ação

da

atm

osfe

ra e

I�

éa

radi

ação

terre

stre

.

32


169» Total absor vido pelo sistema superf ície-atmosfera

124» Absor vido pela superfície da Terra

45» Total absol vido pela atmosfer a

38» Absorvi do moléculas, poeira e vapor d’água

7» Absor vido pel as nuvens

94» Total refl etido pelo sistema superf ície-atmosfera

16» Reflexão da superfície da Terra

78» Total refletido pela atmosfera

15» Refl etida por moléculas, poeira e vapor d’água

63» Refletida pel as nuvens

263» Inci dente no topo da atmos fera

KlyRadiação Solar

169» Radiação efeti va que sai da do sistema superfíci e-atmosfera

117» Radiação efetiva que sai da Atmosfer a

52» Radiação efetiva que sai da superf ície terrestre

206» Absor vida pela superf ície terrestre como contra-radi ação

149» Liberada no espaço

355» Radi ação emitida pela atmosfera

238» Absor vida pel a atmosfera

220» Liberada no espaço

258» Emitida pel a superfíci e terrestre

KlyRadiação Infravermelha

17

33


• Para que a superfície da Terra não se aqueça e a atmosfera não se esf rie, é transf erida energia excedente da superfície da Terra para a atmosfera a af im de que o déf icit seja reposto. Esta troca v ertical da energia ocorre principalmente por:1. Evaporação da água da superfíci e terrestre e condensação do vapor na

atmosfera para liberar o calor latente;

2. Condição de calor sensível da superfície terrestre para a atmosfera;3. Convecção, isto é, difusão turbulenta de cal or da superfície terrestre na

atmosfera.

0169169Superfície-Atmosf era

─72 11745Atmosfera

7252124Superfície Terrestre

Total líquidoPerdaGanho

Balanço de radiação durante uma ano em Kly/ano

34


• Acima dos 40º de latitude, o déficit radioativo da atmosfera ultrapassa o excedente da superfície, de modo que o balanço radioativo do sistema superfície-atmosfera, nessas áreas, énegativo.

• Latitude em direção ao Equador, abaixo da latitude 40º, o balanço épositivo.

• Para não permitir que os trópicos se tornarem mais quentes e os pólos mais frios, há uma transferência meridional de energia das latitudes baixas para as médias e a;tas latitudes.

• Esta troca horizontal de calor sobre a superfície da Terra éprovavelmente também, em parte pelo aquecimento diferencial dos continentes e oceanos ocorre principalmente através da:– Transf erência de calor sensível em direção aos pólos, pela circulação

atmosférica e pelas correntes oceânicas das baixas latitudes;– Liberação do calor latente quando o vapor d’água, lev ado das baixas

latitudes em direção aos pólos, se condensa na atmosf era.

18

35


• Balanço de Energia na Terra– É um conceito utilizado na climatologia para relacionar o fluxo de radi ação

líquida à tr ansferência de calor latente e de calor sensível, entr e outros. As equações utilizada são:

fH LE R ∆++= H LE R +=

• Tanto no oceano como no continente, os maiores valores de radiação líquida são encontrados nos trópicos .

• Nas bai xas l atitudes, os val ores de radiação líquida sobre os oceanos são mais elevados do que nas superfíci es continentais, devido ao maior albedo pelo gelo e a’quantidade de reduzida de nuvens.

• A radiação absorvi da nos pól os é menor que a liberada, como é maior nos continente e menor nos oceanos.

• Acima de 50º de latitude, em ambos hemisférios, os valores de radiação líquida sobre as superfícies continentais e oceânicas são quase os mesmos. Devido ao albedo mai or nos oceanos e devido à bai xa altitude.

• Próxi mo aos pólos a radiação é negativa, uma vez que a r adiação efeti va que sai excede a pequena quantidade de radi ação absor vida.

• A radiação líqui da é cerca de 70% maior sobre os oceanos do que nos continentes .

Oceanos Superfícies continentais

LE= Calor latente; H= calor sensível e ∆f= Advecção total de valor pelas correntes

36


• Nos continentes, o fluxo de calor latente (LE) é mais alto no Equador e geralmente diminui em direção aos pólos.

• O f luxo de LE nos oceanos é mais elevado nos subtrópicos entre as latitudes de 10º e 30º, diminuindo tanto em direção ao equador quanto em direção ao pólos.

• O f luxo de LE e geralmente 2x maior nos oceanos que no continente, onde há menor evaporação.

• Em geral na Terra como um todo as taxas de ev aporação dos continentes são, apenas, cerca de 1/3 das dos oceanos.

• O f luxo de calor sensív el ou troca turbulenta de calor aumenta do equador para os pólos sobre os oceanos.

• Ao contrário, o fluxo de calor sensív el das superfícies continentais é maior nas zonas subtropicais e diminui tanto em direção aos pólos quanto em direção ao Equador.

• Acima de 70º há fluxo negativo de calor sensív el, porque a Terra geralmente é mais fria que a Terra sobre ela.

• A transferência de calor sensív el nas área continentais supera em 3x a dos oceanos.

19

37


0.220135972Globo

0.18─1116272Hemisfério Sul

0.291165572Hemisfério Norte

0.11087482Todos os Oceanos

─1.00─4─55─4Oceano Ártico

0.10087886Oceano Pacífico

0.09177785Oceano Índico

0.11287282Oceano Atlântico

0.960242549Todos os continentes

─0─110─11Antártica

2.180482270Austrália

1.610422668África

0.560254570América do Sul

0.740172340América do Norte

1.140252247Ásia

0.620152439Europa

H/LE∆fHLERÁrea

38


• Instrumentos para Medir a Radiação– Pireliômetros – mede a intensidade solar ou a radiação solar de raios diretos,

são caros mais precisos;– Piranômetr os – medem as radiação total, em ondas curtas vinda do espaço,

incidente numa superfície horizontal na T erra;

– Pirgeômetr os – medem a radiação infr avermelha– Pirradiômetros - medem a radi ação infravermelha e a radi ação solar

– Radiômetros líquidos – radiação líquida ou o bal anço da radi ação

QQQExposto-Sombra

R – Qq + I↓qÀ Sombra

RQ + q + I↓Q + qExposto ao Sol

Radiômetro Líquido

PirradiômetroPiranômetro

20

39

ClimatologiaClimatologia Temperatura

Temperatura e Sua Medição• A parte a precipitação a temperatura é o termo mais discutido no

tempo atmosférico.• A temperatura pode ser definida em termos do movimento de

moléculas, de modo que quanto mais rápido o deslocamento mais elevado será a temperatura.

• Mais comumente, ela é definida em termos relativos tomando-se por base o grau de calor que o corpo possui.

• A temperatura é a condição que determina o fluxo de calor que passa de uma substância para outra, deslocando da que tem temperatura mais elevada para a menos elevada.

• A temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a radiação incidente e emergente e pela transformação desta radiação em calor latente e sensível.

• A temperatura de um corpo é o grau de calor medido por um termômetro.

40


Temperatura e Sua Med ição

• Várias escalas são usadas para expr essar as temperaturas.– Fahrenheit - Na escala Fahrenheit, o ponto de fusão da água é de 32 graus, e o ponto de

ebulição é de 212 graus. uma diferença de 1,8 graus Fahrenheit equivale à de 1 Celsius.

– Centígrada ou Celsius - A escala de temperatura Celsius foi concebida de tal forma que o ponto de congelamento da água corresponde a 0 grau, e o ponto de evaporação a 100 graus a uma pressão atmosférica padrão.

– Kelvin – ou escala de temperatura absoluta - O kelvin (símbolo: K) é a unidade SI de temperatura e é uma das sete unidades-base do SI. É definida por dois fatos: zero kelvin é o zero absoluto (quando param os movimentos moleculares), e um kelvin é a fração 1/273.16 da temperatura termodinâmica do ponto triplo da água (0.01°C). A escala de temperaturas Celsius é hoje definida em função do kelvin.

°C = (°F − 32) / 1,8CelsiusFahrenheit

°F = °C × 1,8 + 32Fahrenheit Celsius

K = °C + 273,15KelvinCelsius

°C = K − 273,15Celsius Kelvin

K = (°F + 459,67) / 1,8KelvinFahrenheit

°F = K × 1,8 – 459,67Fahrenheit Kelvin

FórmulaparaConv ersão de

21

41


Temperatura e Sua Med ição

• Termômetros– Existem vários tipos:

• Termômetros elétricos; de resistência; a gás; pares termoelétricos; de mercúrio e de álcool .

• A temperatura do são medida através de termômetro de máxima e mínima.– T. de Máxima – é c onstituído de um vidro contendo mercúrio, o qual é empurrado quando há

aumento da temperatur a do ar e retrai quando diminui.

– T. de Mínima – é um termômetro de álc ool e de v idro e quando a temper atura do ar se leva o álcool se expande e contra i quando a temperatura reduz.

• Os termômetros são mantidos a sombra e a 1,5m de altura do solo, numa caixa protegida lateralmente pintada de branco, chamado de abrigo Stevenson.

42


• Variações Sazonais na Temperatura– A temperatura do ar varia de lugar

e como o decorrer do tempo em uma deter minada localidade.

– A distribuição da temperatur a numa área é normalmente mostr adas por mei o de linhas isotérmicas , enquanto a variação da temper atura e r epresentada em gráficos .

• Variação da Temperatura– Insolação r ecebi da– Natureza da superfíci e

– Distância dos corpos hídricos– Relevo

– Natureza do ventos predominante– Correntes oceânicas

Linhas isotérmicas

Variação sazonal de temperatura

0

10

20

30

40

J F M A M J J A S O N D

Cidade 1 Cidade 2

22

43


• Variação da Temperatura– A latitude exerce o principal controle sobre o v olume de insolação.– O ângulo de incidência dos raios solares e a duração do dia são

determinado pela localização longitudinal de tal lugar.– A quantidade de nuv ens e o constituinte atmosf érico também na

temperatura.– A natureza da superfície é importante, pois e maior for o albedo menor

será a absorção de radiação solar e menor será a temperatura.– Se o calor especifico da superfície f or maior, mais energia será

requerido para aumentar sua temperatura.– O calor especif ico da água do mar é 0,94 e do granito é 0,2. No geral a

água absorv e 5X mais calor que o solo para aumentar sua temperatura.– A distância dos corpos hídricos influencia a temperatura do ar por

causa das diferenças básicas nas características térmicas das superf ícies continentais e hídricas.

– Essas diferenças ajudam a produzir o ef eito da continentalidade, no qual a superfície continental se aquece e se esf ria mais rapidamente do que a superfície hídrica.

44

ClimatologiaClimatologia

• As conseqüências da continentalidade são:– Sobre o continente, o atr aso entre os períodos de temperatura de superfíci e

máxi ma e míni ma é de apenas um mês. Sobre os oceanos e locais costeiros, o atraso chega a dois meses.

– A amplitude anual na temperatura é menor nas localidades costeiras do que nas localidades interiores.

– Por causa da ár ea continental maior do hemisfério norte, os verões são mais quentes e os invernos mais frios do que no hemisfério sul.

9,78,1Inv erno

17,122,4Verão

Hemisfério SulHemisfério Norte

Temperatura (ºC)

Estação

23

45


• Variação da Temperatura– O relev o tem um efeito atenuador sobre a temperatura, principalmente

porque a temperatura do ar normalmente diminui com a altitude crescente a uma taxa média de 0,6 ºC por 100m.

– Em área topográf ica e inclinação v ariada, o aspecto e o grau de exposição das localidades são f atores importantes que influenciam a temperatura.

– A altitude é um fator importante de variação térmica nos trópicos.– As grandes dif erenças de temperatura entre distâncias curtas nos

trópicos são usualmente dev idas aos efeitos da v ariação da altitude.– Entretanto, o índice de variação térmica é variáv el e controlado

principalmente pela elevação e nebulosidade.– O índice de v ariação térmica é maior nas regiões temperadas e menor

nos trópicos.– Os ventos são da mesma f orma importantes na v ariação térmica, pois

transmitem calor ou frio de uma área para outra.

46


• Padrão de Variação da Temperatura1. As temperaturas do ar geral mente di minuem na direção dos pólos e a partir do

Equador. Evidenciando o papel da l atitude.2. Este declínio geral Equador-pólo da temperatura é modificado pela localização

das superfíci es continentais e hídricas e pelas mudanças sazonais na posição do sol em relação as essas superfícies.

3. As isoter mas são mais ou menos paralelas e ampl amente espaçadas no hemisfério Sul, onde existe uma superf ície mais proximamente homogênea.

4. No hemisfério Norte, mais heterogêneo, as isotermas mostram amplas deflexões quando elas passam das superfícies oceânicas para a continental.

5. Em janeiro, as isoter mas são desviadas para a direção Sul sobr e os continente e par a o Norte sobr e os oceanos. T ambém dentro de determi nada zona latitudi nal, as temperaturas são bai xas sobre o continente e altas oceanos.

6. Em jul ho, a situação se i nverte com as isoter mas, que são levadas bem mais para o Norte sobre a superfície continental.

7. Há maior uniformidade térmica no que diz respeito tanto às estações como aos lugares nos trópicos do que na região temperada. Esta uniformidade e mais forte em tor no do equador e dimi nui em direção aos pólos,.

24

47


Temperaturas médias do ar na superf ície do globo, em janeiro (em ºC)

Temperaturas médias do ar na superf ície do globo, em j ulho (em ºC)

48


• Variação Sazonal na Temperatura– Resultam das variações sazonais no volume de insol ação recebida em qualquer

lugar sobre o globo.– As temperaturas são mais elevadas no verão, quando os volumes de insolação

são maiores, e mais baixas no inverno, quando as recepções de insolação são mais bai xas.

– As variação sazonais na temperatura do ar são maiores áreas extra tropicais, particular mente nos interiores continentais, enquanto são mais bai xas em torno da fai xa equatorial, particularmente nas superfícies hídricas .

– As variações sazonais da temperatura aumentam com a latitude e com o graude continentalidade.

– Na zona equatorial, o Sol está em zênite 2X por ano, nos equinócios e assim as temperaturas são assim elevadas.

– As mais baixas temperaturas ocorrem nos solstícios.– O conforto humano é determi nado mais pela umidade do que pela temperatura.– Como o aumento da latitude e do grau de conti nentalidade, ocorrem maiores

variações na marcha anual das temperatur as.– Com o aumento da l atitude, existem variações mais amplas na altitude do Sol

no curso do ano, particularmente entr e as estações de verão e inverno.

25

49


• Vari ação Sazon al na Temper atura

– Como o aumento da latitude os dias se tornam mais longos durante o verão enquanto as noites tornam-se mais curtas. Durante o inverno a situação se inverte.

– Na zona equatorial e em grande parte dos tópicos, os dias e as noites são mais ou menos igual em duração, virtualmente durante todo ano.

– A amplitude anual de temperatura émenor em locais marítimos e maior em locais continentais.

– Isso ocorre porque a influência moderada do oceano sobre a temperatura nos continentes diminui como a crescente distâncias na direção do interior.

50


• Variação Diurna na Temperatura– Os processos que produzem sazonalidade nos val ores de temperatura do ar

também explicam as variações diurnas , embora haja diferença quanto ao grau.– Como o ciclo diário é mais curto que o ciclo anual, a penetração da energia

solar na superfíci e é curta. Por isso a amplitude diur na na temperatur a érelativamente grande.

– A amplitude diur na da temperatura geralmente di minui do Equador em direção aos pólos . Isso ocorre porque a variação diária na el evação do Sol é grande nas latitudes bai xas e razoavelmente pequenas nas altas altitudes.

– A amplitude tér mica e menor sobr e os oceanos do que sobre os continentes .– A amplitude diur na é i nfluenciada, em parte, pelas nuvens e pela quanti dade de

umidade do ar.– As nuvens reduze a insol ação durante o dia e aumentam a radiação

descendente do céu à noite.– Quanto menor a quantidade de vapor d’água menor será a irradiação que

emana da superfíci e terres tre para o espaço.– Outros fatores que influenciam na amplitude diurna da temperatur a são:

vel ocidade do vento e a capacidade conduti va da superfície.– Sobre os oceanos a amplitude diurna de temperatura é menor 0,7 ºC que no

continente.– Nas área mais secas da zona tropical a amplitude diur na é tão grande que afeta

a vida vegetal e ani mal.

26

51


• Temperatura Fisiológica– É a temperatura experimentada por um organismo vi vo, depende da

temperatura do ar bem como da taxa de perda de cal or proveniente daquele organismo e varia com os indi víduos, dependendo de suas caracterís ticas, tais como: constituição física geral, peso, tipo de vestuário, ati vidades f ísicas, di eta estado de saúde, idade sexo, etc .

– O equilíbrio do calor do cor po humano, pode ser expresso por:M ± R ± C – E = 0

• M = calor metabólico criado pelo corpo; R = calor ganho ou pedido pela radiação; C= convecção; E = calor perdido pela evaporação.

– A temperatura fisiológica é uma função do mei o ambiente térmico circundante édeterminado pelo equilíbrio entre o ganho e a perda de r adiação.

– A eficiência e a vel ocidade da evapor ação são control ados por 3 fatores: A umidade do relativa ar, a velocidade do vento e o grau de exposição à luz solar.

– Os índices de temperatur a fisiol ógicas são usualmente baseados na temperatura do ar e na umidade.

– Dos vários índices de temperatura fisiológica o mais comumente usado é o índice de Temperatura Efetiva (TE) .

TE = 0,4 (Td + Tw) + 4,8• Onde Td= temperatura de bulbo seco e Tw = temperatura de bulbo úmido medicas em

ºC.

52


• Temperatura Fisiológica– Esta equação é conhecida também como índice de desconforto ou índice de

temperatura-umidade e é utilizado em vários países para deter minara as zonas de conforto para adultos vestidos em repouso, com um leve movimento de ar, conforme tabela abai xo.

– Indica-se uma temperatur a menor que T E 60ºF (18,9 ºC) para indicar um surgimento de stress provocado por frio e T E de 78º (25,6 ºC) como i ndicado de stress por calor.

18 – 21Norte da Nigéria

14 – 19Inglaterra

21 – 26Malásia

20 – 26Indonésia

21 – 26Índia

20 – 26Europa continental

21 – 25Sul dos EUA

20 – 22Note do EUA

Zona de conforto (TE ºC)Área

27

53


Janeiro

Julho

Janeiro

Julho

54


• Temperatura Fisiológica– Em área extratropicais com uma estação fria bem definida o índice que

proporciona a avaliação mais útil do desconforto tér mico do frio é o índice de resfriamento pelo vento.

• Onde H =perda de calor em Kcal m-2 s-1; V a velocidade do vento em m s -1; T = temperatura do ar em ºC

< 50Moderadamente quente50 – 80Agradável

80 – 160Moderadamente frio

160 – 225Muito moderadamente frio225 – 275Frio275 – 325Muito Frio235 – 400Frio constante

> 400Corpo exposto ao congelamento

Valores de resfriamento pelo v ento (cal m -2s -1)Sensação Térmica

( ) ( )T33VV1010,45 H −×−+=

28

55

ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica

• As Escalas do Movimentos Atmosféricos– A atmosfera está constantemente em movimento que é a soma de dois

principais componentes:• O movimento em relação a superfície da terra – o vento; e• O movimento em conjunto com a Terra, ao girar em torno de seu eixo.

– Há duas dimensões para o movimento da atmosfera em relação àsuperfície da Terra: a dimensão horizontal e a dimensão vertical.

– O próprio movimento ocorre em diferentes escalas temporais e espaciais.– A causa básica e fundamental do mov imento atmosférico, horizontal ou

vertical, é o desequilíbrio na radiação líquida, na umidade e na localização se em baixa ou alta latitude.

– Outros fatores que influenciam a circulação atmosférica são a topografia, a distribuição das superfícies continentais e oceânicas e as correntes oceânicas.

– A Circulação Atmosférica (CA) pode ser classificada da seguinte forma: CA primárias; CA secundárias e CA primárias, em ordem decrescente de grandeza, tanto em sua escala de área quanto de tempo

56


• As Escalas do Movimentos Atmosféricos– Circulação primária:

• É a circulação geral da atmosfera e descrita como sendo os padrões em larga escala, ou globais, de vento e pressão que se mantêm aolongo do ano ou se repetem sazonalmente.

• É a circulação geral que realmente determina o padrão dos climas mundiais.

• Como a circulação geral tende a se dispor em zonas latitudinais, os climas do mundo tendem a ocorrer em zonas.

– Circulação Secundária• Inseridos na circulação geral estão os sistemas circulatórios

secundários, tais como depressões e os anticiclones das latitudes médias e as várias perturbações tropicais.

• Comparados ã circulação geral estes sistemas são de existência relativamente breve e se movem muito rapidamente.

– Circulação Terciária• Consistem principalmente de sistemas de ventos locais, tais como as

brisas terrestres e marítimas, as ondas de sotavento, ventos catabáticos (decadentes) e anabáticos (ascendentes).

29

57


• As Escalas do Movimentos Atmosféricos– Circulação Terciária (continuação...)

• Este sistema circulatório é precisamente localizados, sendo amplamente controlados por fatores locais, e seus períodos de existência são consideravelmente mais curtos do que os do sistemas secundários de circulação.

• Leis do Movimento Horizontal– Há quatro principais fatores que controlam o movimento horizontal

do ar próximo a superfície terrestre:1. A força do gradiente de pressão;2. A força de Coriolis;3. A aceleração centrípeta; e 4. A força de fricção.

– A causa primordial do movimento do ar é o desenvolvimento e a manutenção de um gradiente de pressão horizontal, que funciona como a força motivadora para o ar se movimentar de áreas de alta pressão para as áreas de menor pressão.

58


• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)– Diferenças horizontais na pressão são criadas por fatores térmicos e/ou

mecânicos, embora estes nem sempre sejam distinguíveis.– A f orça do gradiente de pressão é também inversamente proporcional à

densidade do ar.– Matematicamente o gradiente de pressão é expresso por:

Onde: ρ é a densidade do ar; dρ/dn é o gradiente de pressãohorizontal.

– Quanto menor o espaçamento das isóbaras (linhas de delimitação da pressão atmosférica), mais intenso é o gradiente de pressão e maior é a velocidade do vento.

– Desde que o ar seja obrigado a se mover pela f orça do gradiente de pressão, ele é imediatamente afetado pela força de Coriolis ou força def letora, que se deve à rotação da Terra.

– Por causa da rotação da Terra, há um aparente desvio dos objetos que se movem, inclusive o ar, para a direita de sua trajetória de movimentação, no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul.

dnd

1 ρρ

−

30

59


• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)– Essa força defletora, por unidade de massa, é matematicamente expressa

por:

FD = -2w V senθOnde: w é a velocidade angular da rotação da Terra em torno do seu eixo (cerca

de 15º por hora ou 7,29 x10-5 radianos/s), V é a velocidade da massa e θ é a latitude.

– Assim a magnitude da deflexão é proporcional a velocidade da massa e ao seno da latitude.

– Para dada velocidade, o ef eito de Coriolis é máximo nos pólos e diminui como o seno da latitude, tornando-se zero no Equador.

– Se uma corpo, durante o movimento, segue uma trajetória curva, deve hav er uma aceleração em direção ao centro da rotação. Esta aceleração centrípeta é matematicamente expressa como:

FC = -mV2/rOnde m é massa em movimento, V é sua velocidade e r é o raio de curvatura.

60


• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)– A aceleração centrípeta pode também ser considerada como uma

força centrífuga, que opera radialmente para fora.– Tal força é de igual grandeza, mas de sinal oposto à aceleração

centrípeta.– A grandeza da aceleração centrípeta é pequena, de modo que ela

somente se torna importante onde os ventos em alta velocidade semovem em trajetória muito curvas, como num sistema de pressão intensa baixa.

– Uma quarta força, próxima a superfície da Terra – a força de fricção – ajuda a controlar a velocidade e a direção do movimento aéreo horizontal.

– A força de fricção se deve aos obstáculos que a superfície da Terra oferece ao movimento do ar.

– A força de fricção atua contra o vento e reduz sua velocidade. Isto também causa diminuição na força de Coriolis que é em parte, dependente da velocidade.

31

61


• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)– Todas as forças descritas não

operam necessariamente para controlar a direção e a velocidade do vento num dado momento ou em determinado lugar.

– O equilíbrio das forças émostrado na figura ao lado onde: • A – o vento sopra paralelo a

isóboras, ou melhor, mais ou menos formando ângulos retos como o gradiente de pressão. Assim a FGP é controlada pela FC. O vento geostróficopode ser observado no ar livre onde não há atrito.

62


• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)– A Velocidade do vento geostrófico é calculada através da seguinte

equação:

– Isto indica que a velocidade do vento geostrófico é inversamente proporcional a latitude, exceto nas baixas latitudes, onde a deflexão de Coriolis se aproxima de zero, este tipo de vento é ima aproximação muito boa dos movimentos observado na atmosfera livre.

– Da superfície da Terra até 500 – 1000 m, a força de fricção ;e operativa e o vento sopra através das isóboras na direção gradiente de pressão (Figura Slide 61).

– O ângulo no qual o vento sopra através das isóboras cresce como o aumento do efeito de fricção criado pela superfície terrestre.

– Ela cresce de 10 – 20º na superfície marítima e 25 – 35º sobre o continente.

dnd

sen 21

Vgρ×ρ×θ×ω=

32

63


• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)– Com aumento da altura acima

a superfície, seja sobre a terra ou sobre o mar, o efeito de fricção diminui.

– No norte um tipo de espiral de vento ocorre com a altura se considerarmos o perf il teórico da velocidade do vento com a altura, sob condições de turbulência mecânica.

64


• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)– Os padrões de fluxo de ar que

derivam do equilíbrio de forças, em sistemas de baixa e alta pressão no hemisfério Norte, são mostradas na figura ao lado.

– Num sistema de baixa pressão, o fluxo equilibrado é mantido numa trajetória curva pela força excessiva do gradiente de pressão sobre a FC, dando aceleração centrípeta líquida. Este vento é conhecido com vento de gradiente.

– No sistema de alta pressão, a aceleração para o centro édesviada ao excesso de FC sobre a força do GP.

– Tanto no sistema de alta quanto de baixa pressão, o efeito da FF é o de fazer o ventos soprarem em um ângulo através das isóbaras, assim como diminuir as suas velocidades.

33

65

ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo

• Introdução– São sistemas de circulação acompanhados por padrões e tipos

característicos de tempo.– Eles causam as variações diárias e semanais no tempo e são

muitas vezes mencionados como sendo perturbações atmosféricas ou meteorológicas.

– Essas perturbações são extensas ondas. Turbilhões ou vórtices de ar inseridos na circulação de ar inseridos na circulação geral da atmosfera.

– Os mais importantes desses sistemas produtores de tempo são os ciclones e os anticiclones das latitudes médias os ciclones tropicais e as monções [ventos que no verão sopra do mar para o continente (monção marítima) e no inverno sopra do continente para o mar (monção continental].

– O tempo e o clima nas médias e altas latitudes são dominantes e determinados por uma série de ciclones e anticiclones moveis.

66


• Introdução– Ciclone é o termo usado para descrever a distribuição da pressão

atmosférica na qual há uma baixa pressão central em relação às áreas circundantes.

– Onde há uma alta pressão central em relação às áreas circundantes, usa-se o termo anticiclone.

– A circulação em torno do centro de um ciclone se dá no sentido anti-horário no hemisfério Norte e horário no hemisfério Sul. O tempo é geralmente tempestuoso

– Para o anticiclone o movimento se dá de forma contrária. O tempo é geralmente estável e sereno.

• Ciclones– Ciclones extratropicais típico de média e altas latitudes– Ciclones tropicais encontrados em baixas latitudes sobre áreas

oceânicas e áreas continentais adjacentes– Tufões, que quando sobre o mar são chamados de trombas

d’água, e “rodamoinhos”, nas regiões áridas quantes.

34

67


• Massas de Ar e Frentes– As depressões frontais desenvolvem-se somente onde as massas

de ar de propriedades diferentes existem para estimular a frontogênese – formação ou intensificação das frentes.

– As frentes são zonas limites que sopram massas de ar de propriedades diferentes.

– Uma massa de ar pode ser definida como um grande corpo de ar horizontal e homogêneo deslocando-se como uma entidade reconhecível e tendo tanto origem tropical quanto polar.

– A modificação térmica resulta da influência das características térmicas da superfície sobre a qual se encontra a massa de ar, em seu deslocamento.

– A modificação dinâmica origina-se das relações da massa de ar com anticiclones e depressões próximas.

– As massas de ara originam-se de áreas onde existem condições que favoreçam o desenvolvimento de vastos corpos de ar horizontais e uniformes. Tais áreas são geralmente extensas e fisicamente homogêneas.

68


Quente, muito seca e bastante es tável

Desertos de baixa latitude, particu-larmente o Saara e os desertos austra-lianos

Tropical Continental

(cT)

Quente úmida; bastante estável na porção l este do oceano, mas ins tável

na porção oeste

Oceanos dos trópicos e subtrópicos

Tropical Marítima (mT)

Tropical (T) (incluindo a equatorial E)

Fria, seca e muito es tável1. C ontinentes em Círculo Árticos

2. Antártica

Polar Continental (cP)

Fria, úmi da e instávelOceanos, al ém da latitude de 50º, em ambos hemisférios

Polar Marítimo (mP)

Polar (P) (incluindo a

Ártica A)

Propriedad es or iginai sRegião de Orige mSubgrupoGrupo principal

Classificação Básica das Massa de Ar

35

69


• Massas de Ar e Frentes– As principais áreas produtoras de massas de ar no mundo não são

caracterizadas por circulações por circulações anticiclônicas, que favorecem o desenvolvimento da uniformidade térmica horizontal exigida numa massa de ar.

– Como importante fontes produtoras de massa de ar temos:1. As planícies subtropicais e tropicais;2. O deserto do Saara na Áf rica;3. Os interiores continentais da Ásia, Europa e América do Norte.

– Quanto mais tempo uma massa de ar permanece em sua área de origem, antes de se deslocar, mais afetada ela será pelas características térmicas e hídricas da mesma.

– O grau em que uma massa de ar é afetada por sua área de origem também depende do grau das diferenças térmicas e hídricas entre o ara e a superfície subjacente.

70


• Massas de Ar e Frentes– A medida que uma massa de ar se afasta de seu local de origem

suas características se modificam de diversas maneiras, seja ela térmica e hídricas.

– A massa de ar são modificadas pela diferentes quantidades de radiação solar e umidade que recebe.

– Tais processos envolvem não somente a condensação e a liberação de calor latente, mas também a ascensão e a subsidência de espessas camadas de ar no interior da massa de ar.

– As massas de ara são importantes nos estudos do tempo e do clima porque os influenciam diretamente na área na qual predominam.

– As características de uma massa de ar dependem de suas características meteorológicas de uma massa de ar dependem de suas características térmicas e hídricas e da distribuição vertical desses elementos.

36

71


72


• Depressões frontais– Três condições devem se verificar para que a frotogênese (e daí

as depressões frontais) possa ocorrer.1. Devem existir duas massas de ar adjacentes, de temperaturas

dif erentes2. Deve haver uma circulação atmosférica com um forte fluxo

convergente para transportar as massas de ar, uma em direção a outra.

3. Deve haver uma suficiente força de Coriolis para garantir que o ar quente permaneça sobre o ar frio.

– Sempre que ocorrem essas 3 condições, as frentes se enfraquecem e desaparecem – um processo conhecido como frontólise .

– A zona frontal do mundo situa-se mais ou menos entre os paralelos 30ºe 60º em ambos os hemisférios.

– Nessas zonas há fortes gradientes térmicos na direção dos pólos, durante todo ano, mais são 2X mais fortes no inverno que no verão.

37

73


• Depressões frontais– As depressões geralmente se formam como ondas sobre as

superfícies frontais. Em 6 estágios:1. A frente não apresenta perturbação;2. Marca o início da circulação ciclônica, com desenvolvimento de uma

onda de baixa amplitude sobre a frente;3. O setor quente é bem def inido entra s frentes de setor frio quente;4. A frente fria começa alcançar a f rente quente;5. Ocorre assim a oclusão da f rentes. O setor quente está em processo

de ascensão em vias de ser eliminado;6. Ocorre o desaparecimento da depressão.

– O setor quente é eliminado e o que sobra é o vértice de ar frio.– O período de existência de uma depressão é de aproximadamente

de 4 -7 dias.

74


A – Estagio inicial; B – Começo da circulação ciclônica; C – Setor quente bem definido entre as frentes; D – Frente fria acavalando a frente quente; E – oclusão; F – Dissipação.

38

75


• Depressões frontais– As depressões bem desenvolvidas têm cerca de 1.950 km no eixo mais

longo e 1.050 km no eixo mais curto.– As depressões se movem do oeste para o leste à razão de

aproximadamente 50km/h no inverno e 30km/h no verão.– Nessas depressões existem duas frentes as frias e as quentes.– A frente quente é a zona onde há um resvalar ativo do ar quente mais leve

sobre o ar frio mais denso.– A frente fria é a zona onde há uma ascensão forçada do ar quente sobre o

ar frio, como resultado da penetração em cunha do ar frio provocando a ascensão do ar quente.

– As f rentes variam de 80 a 240 km de largura,– As mudanças nos elementos do tempo são muito mais rápidas através das

frentes do que no interior das próprias massa de ar.– Ao longo da frente quente, a massa de ar quente substitui o ar mais frio, ao

passo que a frente fria acarreta a chegada de ar mais frio.– As f rentes se movem a razão de 50 – 80 km/h– A frente fria émais rápida que a frente quente, um fato que se explica pela

oclusão do setor quente no estagio inicial de uma depressão.

76


A – Frentes ANA –quando o ar quente eleva-se relativamente às superfícies frontais originando espessas nuvens frontais; B – Fentes KATA, quando o ar superior desliza relativamente às superfícies frontais e a grandeza vertical das nuvens fica limitada pela inversão da subsidência.

39

77


Muito boaDeterior ação rápida, Ruim, nevoeirosVisibi lidade

ConstanteMuda a dir eção, � veloc.Recua e aumenta a ve loc.Vento

Pequena variação� LentamenteConstante ou � gradualTemperatura

Aguaceiros curtosAguaceiros, gran izo, trov.Há alguma chuv a, trovoadaTempo

Geralmente reduzida�AcentuadaSem mudanç as signfic.Umidade

Mudanç as pequenas�AcentuadaConstante, � ligeir a/chuvaTemperatura

Com rajadas, � estabil.Mudanç as súbitas d ireçãoRecua/ aum enta a veloc.Vento

� Lenta, mas contínua� RápidaDiminuiçãoPressão

Frente Fria

Freqüentem ente ruim, � �Ruim, neblina e � �Boa, exceto nas chuv asVisibi lidade

Boas condições/chuva lige iras interm itente/ chuvisco

A precipitaç ão quase cessaChuva contínua/nev eTempo

Pequena variação� Rápida� GradualUmidade

Pequena variaçãoCessa a dim inu içãoDiminuição constantePressão

Frente Quente

Na retaguarda da frenteNo domínio da frenteNa vanguarda da frenteElemento

78


• Depressões não-frontais– Algumas depressões não se de origem frontal. Algumas são causadas por

aquecimento sol ar, formação em alto de montanhas. O principais tipos são:

– Depressão térmica:• Se formam como resultado de intenso e prolongado aquecimento solar da terra,

o aquecimento causa uma expansão geral do ar e um fluxo ascendente para os níveis elevados, provocando a queda da pressão no nível do solo.

– Depressão Polar• Desenvolvem-se completamente no ar instável polar marítimo (mP) ou ártico

(mA). Elas tendem a se formar ao sul do centro de uma depressão frontal antiga ou oclusa. Ocorrem principalmente no inverno

– Depressão de Sotavento• Estão associadas a altas cadeias montanhosas como os Alpes, as montanhas

rochosas, etc.. Quando uma massa de ar do oeste é forçada a ultrapassar uma barreira montanhosa que se estenda no sentido norte-sul, podem-se desenvol ver talvegues (Linha sinuosa, no fundo de um vale e que divide os planos de duas encostas) de ondas de sotavento de tais montanhas, por causa da tendência para a convergência e para curvatura ciclônica.

40

79


• Anticilcones– Estacionários

• São conhecidos como anticiclones quentes, pois possuem um centro aquecido. Intensifica com o � da altitude. Movimentação lenta, estáveis

– Móv eis• São frios e caracterizados por ar frio excepcionalmente na troposfera inferior.

Movem-se rapidamente, tem curta duração e são pouco profundos.

• Ciclones Tropicais– É um centro ciclônico quase circular, com pressão extremamente baixa, no

qual os ventos giram em espiral. O diâmetro do ciclone varia de 160 a 650 km e a velocidade do vento varia de 120 até 200 km/h.

– O tempo de duração é de cerca de uma semana e deslocamento de 15 –30km/h.

– Constituem perigo a av iação e a navegação.– Não se originam sobre a superfície terrestre. Enf raquecendo quando se

movimentam sobre o continente.– Se forma sobre todos oceanos tropicais, exceto sobre o Atlântico Sul.

80


Willy-w illiesDezembro-abrilOceano Pacífico meridional, costa do norte da Austrália

CiclonesNovembro-abrilOceano Índico meridional (sul) – Madagascar

CiclonesAbril-dezembroOceano Índico setentrional (norte) – Baia de Bengala e sul da Índia

TufõesJulho-outubroMar da China, Filipinas, sul do Japão

FuraçõesJunho-outubroIlhas do Caribe, costa pacífica do México, Flórida e costa atlântica meridional dos EUA, golfo do México

Nome LocalEstaçãoÁrea

• Ciclones Tropicais ( continuação... )

41

81


• Ciclones Tropicais ( continuação... )– Embora a origem dos ciclones tropicais não seja clara, as

seguintes condições favorecem seu desenvolvimento:1. Uma grande área oceânica com temperatura superf icial acima de

26,7ºC para assegurar que o ar acima dela seja quente e úmido;2. Uma força de Coriolis de grandeza suficiente para causar uma

circulação em rodamoinho do ar; por essa razão os ciclones não se formam entre os paralelos 5-8º ao sul e ao norte;

3. Um cisalhamento (Deformação que sofre um corpo quando suj eito à ação de forças cortantes) v ertical f raco na corrente básica – por esta razão os ciclone se formam somente em latitudes abaixo do jet streamsubtropical, caracterizado por intenso cisalhamento do vento;

4. Um fluxo de nível mais elevado, acima da perturbação superf icial. Muitos ciclones desenvolvem-se também a partir de algumas perturbações tropicais fracas preexistentes.

– A pressão em torno do centro pode ser até 914 mb, valor extremamente baixo.

82


Cic

lon

es T

rop

icai

s (

con

tinu

ação

...)

42

83


• Furações– É um rodamoinho (vórtice) extremamente intenso de pequena extensão

horizontal (geralmente menor que 0,5km) que se estende por baixo a partir de uma nuvem tempestuosa.

– A circulação do vento em torno de um furação se dá geralmente numa direção anti-horária (ciclônica).

– As velocidades dos ventos são muito elevadas (cerca de 100 m/s) e somente são calculadas a partir dos danos causados, uma vez que um anemômetro não suporta a passagem de um furação violento.

– A passagem de um furação é acompanhada pela súbita queda de 25 mbna pressão, que poucos prédios podem suportar.

– O intenso diferencial de pressão entre o interior e o exterior das construções faz com que os prédios “explodam”.

– A origem dos furações não é conhecida, mas geralmente ocorrem em combinação com tempestades violentas ou v entos súbitos acompanhados de chuvas (linhas de borrascas) ou com f rentes frias intensas.

– Os que ocorrem com tempestades isoladas são de curta duração, mas os que ocorrem em conexão com linhas de borrascas ou com frentes frias intensas têm uma período de existência maior e possuem trajetórias mais regulares e mais longas.

84


• Tempestades– As tempestades ocorrem praticamente em todos os lugares do globo, mas

são mais f reqüentes nos trópicos.– A intensidade das tempestades tropicais é também muito maior que as das

médias e altas latitudes. Sendo de grande importância climatológica nos trópicos.

– As tempestades são fenômenos meteorológicos altamente localizados, pois seus diâmetros são geralmente menores que 25 km e sua duração normalmente varia de uma a duas horas.

– As tempestades desenvolvem-se onde há massas de ar úmidas, quentes e instáveis em camadas verticais consideráveis, de aproximadamente 8.000m.

– São na maior parte de origem convectiva e resultantes de intensoaquecimento solar, porém algumas são causadas por brisas marítimas e terrestres.

– A ascensão orográfica ao longo de cadeias montanhosas podem fazer com que as tempestades se distribuam em faixas ou linhas de borrascas (Vento f orte e súbito acompanhado de chuva), que podem novamente se organizar em sistemas lineares.

43

85


• Tempestades– Os aguaceiros são esporádicos, de curta duração mas de intensidade

muito elevada.– Os aguaceiros são acompanhados por ventos fortes e por raios e

trovoadas.– O raio é o clarão da luz que acompanha descarga elétrica atmosférica, ao

passo que o trovão é o barulho resultante do súbito aquecimento e da repentina expansão do ar ao longo da trajetória do raio.

– A origem do raio não é ainda completamente conhecida, entretanto sabe-se que a superfície terrestre possui carga negativa e a atmosf era carga positiva.

– Numa nuvem de trovoada, cargas positivas e negativas tendem a seconcentrar em lugares diferentes à medida que as gotas de chuva e os cristais de gelo se fracionam em gotículas/fragmentos menores possuindo cargas diferentes.

– Quando a diferença potencia de 100 milhões de V ou mais é atingida, háuma descarga de faísca entre os centros das cargas.

– A descarga do raio pode ser da nuvem para o solo ou de parte da nuvem para outra.

86


• Tempestades– As tempestades ocorrem em padrões distintos, dando origem à

classificação convencional de tempestades em três tipos:1. Tempestad es de M as sa de Ar – são isoladas em sua distribuição mas

ocorrem dentro da mesma massa de ar. Elas se desenvolvem localmente onde a taxa de queda adiabática (sem trocas térmicas com exterior) foi aumentada pelo i ntenso aquecimento solar. Geral mente ocorrem à tarde e no verão, nas latitudes médi a.

2. Tempestad es em Linha – são aquelas organizadas em zonas ou fai xas na direção dos ventos, nos baixos níveis. Geral mente resultam em elevação mecânica de uma massa de ar instável ou convecti vamente sobre montanhas. Ocorrem nas baixas e médias latitudes à tarde.

3. Tempestad es Fronta is – ocorrem em qualquer período do dia ou da noite, mas somente nas l atitudes médias ao longo das frentes, particul armente de frentes frias. Embora possam ser isoladas, se movi mentam com as frentes e são organizadas em sua distribuição geral.

44

87


• Zona de Convergência Intertropical (ZCIT)– Na maior parte dos trópicos, a estrutura da baixa troposfera é

caracterizada por duas principais correntes de ar: • Uma corrente meridional, geralmente úmida mas bastante fria, com um

componente de sudoeste;• Com o qual forma uma cunha sob o ar quente e relativamente seco com um

componente de nordeste.

– A zona limite entre essas duas correntes de ar tem recebido vário nomes tais como:

• Frente Intertropical (FIT)• Zona de Convergência Intertropical (ZCIT)• Confluência Intertropical (CIT)• Frente Equatorial e Descontinuidade Intertropical (DIT).

– A ZCIT, é a linha limítrofe que separ a as massas de ar do hemisfério Sul e Norte.

– A zona limítrofe das duas massas caracteriza-se por um gradiente de umidade.

– A amplitude de movimentação da ZCIT é pequena sobre os oceanos, mas grande sobre o continente.

88

ClimatologiaClimatologia Umidade

• Introdução a Umidade Atmosférica– Embora o vapor d’água represente somente 2% da massa total da atmosfera e 4%

do seu volume, ele é um componente atmosférico mais importante na determinação do tempo e clima.

– A variação do vapor d’água pode ser de quase zero, em área quentes e árida, até no máximo de 3% nas latitudes médias e 4% nos trópicos úmidos.

– O vapor d’água é de grande importância por diversas razões, de modo que os meteorologistas e os climatologistas estão interessados em sua quantidade e em sua distribuição no tempo e no espaço.

1. O vapor d’água é a origem de todas as formas de condensação e precipitação. A quantidade de vapor d’água num certo volume de ar é uma indicação da capacidade potencial da atmosfera para produzir precipitação.

2. O vapor d’água pode absorver tanto a radiação solar, quanto a terrestre e, assim, desempenha o papel de regulador térmico do sistema Terra-atmosfera.

3. O vapor d’água contém calor latente e essa energia ;e liberada quando o vapor se condensa. O calor latente contido no vapor d’água é importante fonte de energia para a circulação atmosférica e para o desenvol vimento de perturbações atmosféricas.

4. Por conter o vapor d’água calor latente, sua quantidade e distribuição vertical na atmosfera indiretamente afeta a estabilidade do ar.

5. A quantidade de vapor d’água no ara é importante fator que influencia a taxa de evaporação e de evapotranspiração. É, assim, um importante fator que determina a temperatura sentida pela pele humana e, em decorrência, o conforto humano.

6. O vapor d’água, ao contrário dos outros gases atmosféricos, pode passar de forma líquida ou sólida no nível das temperaturas atmosféricas normais.o vapor d’água constantemente muda de fase no sistema Terra-Atmosfera.

45

89

ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica

• Evaporação e Evapotranspiração– Parte da umidade o ar vem do solo nu, das superfícies aquáticas e através

da transpiração das plantas.– A evaporação é o processo pelo qual a umidade, em f orma líquida ou

sólida, passa para a forma gasosa 0 o vapor d’ água.– Ev aporação é um termo usado para descrever a perda de água de

superfícies aquáticas e solo nu, enquanto evapotranspiração é um termo utilizado para descrever a perda de água das superfícies com vegetação.

– A taxa de evaporação e evapotranspiração é determinada por dois fatores:• A disponibilidade de umidade na superfície onde há evaporação, e• A capacidade da atmosfera de vaporizar a água, remover e transportar o vapor

para cima.

– Evapotranspiração potencial é a capacidade de perda d’ água máxima, quando há disponibilidade de água.

– Evapotranspiração real é capacidade de perda d’ água com taxas menores que as que se verificariam quando há água disponível, para o potencial máximo de evaporação.

90


• Evaporação e Evapotranspiração ( continuação... )– Outros fatores interferem na evaporação e evapotranspiração, tais

como: radiação solar, temperatura, velocidade e a umidade.– Há a necessidade de energia para vaporizar a água, cerca de 590

cal por grama de água. Esta emergia esta diretamente ligada a temperatura do ar.

– A turbulência do ar (velocidade do vento) faz com que o ar úmido que esteja sobre a superfície onde ocorre evaporação seja deslocado e substituído pelo ar fresco e relativamente seco, para manter o processo de evaporação.

– O grau de umidade interfere diretamente na taxa de evaporação, porque é o fator que determina a capacidade do ar para conservar a umidade.

– Deve haver um gradiente de pressão evaporífica entre a superfície onde ocorre se a pressão do vapor na superfície for maior que a do ar acima dela. Baixa umidade no ar favorece a evaporação, enquanto maior umidade, a faz desaparecer.

46

91


• Evaporação e Evapotranspiração ( continuação... )– Os dados disponíveis sobre taxas de evaporação são poucos e não

confiáveis. A evaporação é medida com auxílio de um tanque Classe A, que é cilíndrico, com 1,2m de diâmetro e 25cm de profundidade, disposto a 30cm do solo.

– Calcula-se que a evaporação das grandes superfícies hídricas corresponda entre 70 a 75%, daquela de um tanque classe A, no mesmo ambiente.

– Estima-se que a evaporação de um solo nu e úmido seja cerca de 90% de uma superfície hídrica aberta, uma vez que a água é, em comparação com está, menos facilmente liberada pelo solo para evaporação.

– As taxas de evaporação e de evapotranspiração podem ser estimadas através de várias equações matemáticas.

( )( )459,4 Tee 17,1

E 2121

+µ−µ−=

Onde: e1 e e2- pr essão em mm mercúrio, há 61 e 81 cm do solo e µ1 e µ2- são as vel ocidades do vento nesta mesma alturas e T é a temperatur a do ar em ºF.

Cálculo de ev apotranspiração de v egetação rasteira

92


• Distribuição da Evaporação– Considerando-se o importante papel do suprimento de energia e

da disponibilidade de água na determinação das taxas da evaporação, não é de surpreender que a evaporação seja maior sobre os oceanos que sobre a terra e maior, também, nas baixas latitudes que nas médias e altas latitudes.

– No conjunto do ano, as perdas máximas por evaporação ocorrem sobre os oceanos localizados em torno de 15 – 20º N e de 10 –20ºS, na zona de ventos alísios.

– As taxas de evaporação sobre os oceanos, na zona equatorial, são ligeiramente mais baixas por três razões.

– Em primeiro lugar, os ventos da zona equatorial têm velocidade menor que os alísios.

– Em segundo lugar, o ar equatorial apresenta uma pressão vaporífica próxima do ponto de saturação, de modo que a umidade relativa é alta.

47

93


Dis

tribu

ição

latit

udin

al m

édia

anu

al d

a ev

apor

ação

, pr

ecip

itaçã

o e

esco

amen

to

94


• Distribuição da Evaporação– Os valores máximos de evaporação sobre os continentes ocorrem,

entretanto, em torno do Equador, devido aos valores relativamente elevados de insolação e por causa das grandes perdas de água, por transpiração da vegetação.

– As perdas por evaporação nos continentes, nas latitudes médias, são também consideráveis, dev ido aos fortes ventos predominantes de oeste.

• Umidade– É o termo usado para descrever a quantidade de vapor d’ água contido na

atmosfera.– Os valores mais elevados de vapor atmosférico de 5-6 cm vão ser

encontrados sobre a Ásia meridional durante o verão, sendo os mesmos menores que 2 cm no Saara e em outros desertos.

– O valores mais baixos, de menos de 5mm, vão ser encontrados sobre altas altitudes e nos interiores continentais do hemisfério norte, no inverno.

48

95


• Umidade– Há várias maneiras de se medir o conteúdo de umidade da

atmosfera. Os índices de umidade geralmente utilizados são soseguintes:1. Umidade Absoluta – que é expressa em gramas por metro cúbico de

ar e é a massa total de água num dado volume de ar.2. Umidade específica – é a massa de vapor d’ água por kg de ar.3. Índice de Massa ou Índice de Umidade – é a massa de vapor d’água

por Kg de ar seco.4. Umidade Relativa – é a razão entre o conteúdo real de umidade de

uma amostra de ar e a quantidade de umidade que o mesmo volume de ar pode conservar na mesma temperatura e pressão quando saturado. Expresso em %.

5. Temperatura do ponte de orvalho – é temperatura na qual ocorrerásaturação se o ar esfriar a uma pressão constante, sem aumento ou diminuição de vapor d’água.

6. A Pressão Vaporífica – é a pressão exercida pelo vapor contido na atmosfera em lilibares.

96


• Condensação– É o processo pelo qual o vapor d’água é transformado em água líquida. A

condensação ocorre sob condições variáveis, associadas a mudanças de um ou mais fatores: volume de ar, temperatura, pressão ou umidade.

– A condensação irá acontecer:1. Quando o ar se esfria até o seu ponte de orvalho, ainda que o volume permaneça constante;2. Se o volume do ar aumenta sem que \haja aumento do calor, esfriando-se o ar por

expansão adiabática (sem troca de calor);3. Quando uma variação conjunta na temperatura e no volume reduz a capacidade de

retenção de umidade do ar, abaixo do conteúdo hígrico existente.– Na atmosfera, a condensação ocorre quando o ar se esfria além de seu ponte de

orvalho.– A capacidade o ar reter umidade em forma de vapor diminui com o decréscimo em

sua temperatura.– O resfriamento do ar é o método normal para se atingir a saturação e, daí, a

condensação.– Tal resfriamento pode acontecer em qualquer uma das seguintes maneiras:

1. Perda de calor por condução para a superfície fria, processo conhecido como resfriamento por contato;

2. Mistura com o ar frio;3. Resfriamento adiabático devido a elevação do ar.

49

97


• Condensação– Vari ação adi abátic a da temper atura

• Quando o volume e ar, por qualquer razão, é deslocado verticalmente, ocorrem algumas mudanças.

• Em virtude do volume de ar encontrar pressão mais baixa e de não haver nenhuma troca de calor com o ar circundante, o volume do ar deslocado verticalmente aumenta seguindo a expansão.

• Este processo envolve consumo de energia. Desse modo, o calor disponível por unidade de volume de ar diminui e há uma queda na temperatura.

• Uma vez que a variação térmica não envolve ganho nem perda de energia para o ambiente, ela é chamada de adiabática .

• O processo na qual a temperatura diminui o vilume de ar em ascensão e expansão éconhecido como Razão Adiabática .

• Até decorrer a condensação, a temperatura cairá à razão de 9,8ºC/Km (razão adiabática seca ) e a condensação ocorrerá quando o ponto de orvalho do volume for atingido.

• O calor latente será liberado pelo processo de condensação e este diminuirá o índice de queda de temperatura no volume de ar em ascensão.

• O ar então esfria num ritmo lento, conhecido como razão adiabática saturada . Esta não é tão constante quando a seca e varia com a temperatura.

• Por ser uma massa de ar quente e capaz de conter mais umidade do que uma massa de ara fria, maior quantidade de calor latente será liberado na condensação.

98


• Condensação– Estabilidade e Instabilidade do ar

• Um volume ou uma massa de ar é considerado estável, ou instáv el, quando é submetido a algum impulso perturbador, respectivamente, retorna a sua posição original, permanece em sua posição perturbada ou se af asta de sua posição original quando desaparecer o impulso de perturbação.

• Há dois tipos de condição de instabilidade:– Instabilidade condicional – quando um vol ume de ar é forçado a

elevar-se pelo aqueci mento convecti vo ou pel a barreira orográfica (montanhas), torna-se mais quente do que o ar circundante e se eleva livremente.

– Instabilidade potencial – quando após a elevação um vol ume de ar torna-se condicionalmente instável.

• Um v olume de ar ou massa de ar é considerado neutro, quando éf orçado para cima ou para baixo, tem a tendência de permanecer em sua posição perturbada, no momento em que desaparecer a f orça motivadora.

50

99


• Nuvens– As nuvens são agregados de gotícul a d’ água i nfimamente pequenas , de cristais

de gelo, ou uma mistura de ambos, com suas bases bem acima da superfície terrestre.

– As nuvens são formadas principalmente por causa do movimento vertical de ar úmido, como na convecção, ou ascensão forçada sobre áreas elevadas, ou do movi mento vertical em l arga escala, associado a frentes e depressões.

– As nuvens são classificadas em tipos com base em dois critérios:1. Aspecto e forma ou aparência da nuvem;2. A altura na qual a nuvem ocorre na atmosfera.

– Utilizando o pri meiro critério, temos os seguintes tipos principais de nuvens:1. Nuvens cirriformes, com aparência fibrosa;2. Nuvens estratiformes, que se apresentam em camadas;3. Nuvens cumuliformes, que aparecem empilhadas.

– Utilizando o segundo critério, podemos identificar as nuvens como bai xas, médias e altas. Entretanto a altura das nuvens varia de acordo com a latitude.

– A nebul osidade ou a quantidade de nuvens é especificada pela proporção de céu coberto por nuvens de qualquer tipo.

– A distribuição latitudinal da nebulosi dade é mais baixa nos subtrópicos e mais elevada nas altas l atitudes.

100


Abaixo de 2000

Abaixo de 2000

Abaixo de 2000Baixas

2000-40002000-70002000-7500Médias

Acima de 3000

Acima de 5000

Acima de 6000Altas

Latitudes altas

Latitudes médiasTrópicosNuv ens

Altura em metros das nuvens de acordo com a latitud e

Stratocumunus (Sc)Stratus (S)Nimbostratus (Ns)Cumulus (Cu)*Cumulinimbus (Cb)*

Nível do solo-2000

Baixas

Altocumunus (Ac)Altostratus (As)

2000- 6000Médias

Cirrus (Ci)Cirrocumunus (Cc)Cirrostratus (Cs)

6000- 12000Altas

Tipos de nuvensNíveis médio

superior e inferior (m)

Nuvens

Classificação das nuvens

Estendem desde o solo até6000m

51

101


• Formação da Precipitação– Várias teorias sobre a formação das nuvens fora, mas somente duas são

válidas elas explicam o crescimento das gotas de chuva em termos de cristais de gel o, que aumentam às custas das gotas d’água ou em termos de coalescência (Junção de partes que se encontravam separ adas) de pequenas gotas d’água por colisão e pela ação de açambarcamento (incorporar algo a si) de gotas que caem

102


52

103


104


53

105

ClimatologiaClimatologia Precipitação

• Definição– Deposição em forma líquida ou sólida e derivada da atmosfera.

Ref erindo-se a várias f ormas sólidas e líquidas da água, como chuva, nev e, granizo, orv alho, geada e nevoeiro.

– Contudo somente a água e a neve contribuem signif icativamente para os totais de precipitação e, no trópicos o termo precipitação pluv ial ésinônimo de precipitação, já que não existe nev e.

– A precipitação da água é mais facilmente mensuráv el.

• Tipos de Precipitação– Precipitação Convectiv a

• Associado às nuvens do tipo cumulus e cumuloninbus.

• A precipitação é causada pel o movimento vertical de uma massa de ar ascendente, que é mais quente do que o mei o ambi ente.

• Este tipo de precipitação é usual mente mais intensa do que a precipitação ciclônico ou or ográfica.

• É acompanhada de trovões.

106


• Tipos de Precipitação (continuação...)– Precipitação Ciclônica

• Causada por um movimento vertical do ar em grande escala, associado com sistemas de baixa pressão com as depressões.

• Precipitação é moderadamente intensa, contínua e afeta áreas muito extensas àmedida que a depressão se desloca.

• Dura de 6 a 12 horas.

– Precipitação Or ográfica• Usualmente definida como aquela que é causada inteira ou principalmente pela

elevação do ar úmido sobre terreno elevado.• As montanhas, sozinhas, não são muito eficientes para fazer com que a umidade seja

removida da massa de ar, que se desloca por elas.• As áreas montanhosas recebem mais precipitação do que os terrenos baixos

adjacentes.• As montanhas interferem na precipitação das seguintes formas

1. Provocando instabilidade condicional ou convectiva2. Aumentam a precipitação ciclônica retardando a velocidade do deslocamento das

depressões3. Causam convergência e a elevação através dos efeitos de afunilamento dos vales

sobre as correntes de ar.4. Propiciam a ascensão turbulenta do ar através da fricção superficial.

54

107


• Distribuição Mundial da Precipitação– A distribuição da precipitação sobre a superfície terrestre é muito mais

complexa do que a insolação ou da temperatura do ar.– Os principais aspectos do padrão mundial da precipitação, são:

1. Há precipitação abundante na zona equatorial e quantidades moderadamente a altas l atitudes médias.

2. As zonas subtropicais e as áreas circunvizinhas aos pólos são relativamente secas.

3. As zonas litorâneas ocidentais nos subtrópicos tendem a ser secas ,m enquanto as zonas litorâneas orientas tendem a ser úmidas.

4. Nas altas l atitudes as costas ocidentais são em geral, mais úmidas do que as costas orientais.

5. A precipitação é abundante nas vertentes a barlavento (Direção de onde sopra o vento) nas montanhas, porém esparsa nos lados a sotavento (O lado para onde vai o vento).

6. As áreas próximas dos grandes corpos hídricos recebem mais precipitação do que os interiores dos continentes, que se localizam distantes das fontes oceânicas de suprimento de umi dade.

108

ClimatologiaClimatologia Classificação Climáticas

• Finalidade e Problemas da Classificação– A f inalidade predominante de qualquer sistema de classif icação é a

obtenção de um arranjo eficiente de informações em uma f orma simplif icada e generalizada.

– A classif icação climática tem por objetiv o f ornecer um esboço eficiente para a organização dos dados climáticos e para a compreensão das complexas variações do clima no mundo.

– Um dos problemas atribuídos á classif icação está a complexidade da v egetação, solo, relevo, altitude. A associação deste f atores tornam algumas classif icação subjetiv as e pouco conclusivas.

– Os elementos climáticos mais f requentemente usados para caracterizar o clima sobre uma determinada área são a temperatura e a precipitação pluvial.

– Para superar os problemas criados pela natureza multiv ariada do clima, alguns esquemas de classificação têm tomado a vegetação natural como um índice das condições climáticas predominantes na área.

55

109


• Modelos de Classificação (Köppen)– As categorias A até E, refere-se a temperatura local

� A – o mês mais frio com médi a superior a 18º. A precipitação pluvial anual é maior do que a evapotranspiração.

� B – a evapotr anspiração potencial média anual é maior que a precipitação média anual. Não existe excedente de água.

� C – o mês mais frio tem temperatura média entr e – 3º a 18ºC� D – o mês mais frio tem temperatura média abai xo de – 3ºC e o mais

moderadamente quente tem médi a superior a 10ºC

� E – o mês mais moder adamente quente é menor que 10ºC.

– As subcategorias são feitas com ref erência a:1. Distribuição sazonal da preci pitação

� f = nenhuma estação seca, úmido o ano todo (A, C, D)� m = de monção, com breve estação seca e com chuvas intensas durante o resto

do ano (A)� w = chuva de verão (A, C, D)� S = estação seca do verão (B)� W = estação seca de inverno (B)

110


• Modelos de Classificação (Köppen)2. Características adicionais de temperatura

� a = verão quente, o mês mais quente tem média maior do que 22ºC

� b = verão moderadamente quente, o mês quente tem temperatura média inferior a 22ºC

� c = verão breve e moderadamente frio, menos do que 4 meses têm temperatura média maior do que 10ºC

� d = inverno muito frio, o mês mais frio tem temperatura média menor do que –3ºC

3. Nas regiões áridas (BW e BS), o seguintes subscritos são usados :� h = quente, temperatura média anual maior do que 18ºC� k = moderadamente frio, temperatura anual menor do que 18ºC

56

111


• Modelos de Classificação (Köppen)A. CLIMAS TROPICAIS CHUVOSOS

• Af – clima tropical chuvoso de floresta• Aw – clima de savana• Am – Clima tropical de monção

B. CLIMAS SECOS• BSh – clima quente de estepe• BSk– clima frio de es tepe• BWh – clima quente de deserto• BWk – clima frio de deserto

C. CLIMAS TEMPER ADOS CHUVOSOS E QUENTES• Cfa – úmido em todas as estações , verão quente• Cfb – úmido em todas as estações , verão moderadamente quente• Cfc – úmido em todas as es tações, verão moderadamente frio e curto• Cwa – chuva de verão, verão quente• Cwb – chuva de verão, verão moderadamente frio e curto• Csa – chuva de inver no, verão quente• Csb – chuva de inver no, verão moderadamente quente

112


• Modelos de Classificação (Köppen)D. CLIMA FRIO COM NEVE–FLORESTA

• Dfa – úmido em todas as estações , verão quente

• Dfb – úmido em todas as estações , verão frio

• Dfc – úmido em todas as es tações, verão moderadamente frio e curto• Dfd – úmido em todas as estações , inver no intenso

• Dwa – chuva de verão, verão quente• Dwb – chuva de verão, verão moderadamente quente

• Dwc – chuva de verão, verão moderadamente frio• Dwd – chuva de verão, inverno intenso

E. CLIMAS POLARES• Et – tundra• Ef – Neve e gelo perpétuos

aulas climatologia

Documents