CAPÍTULO 4TEMPERATURAS

Temperatura e sua medição"I'

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A parte a precipitação, a temperatura provavelmente é o elementomais discutido do tempo atmosférico. A temperatura pode ser definidaem termos do movimento de moléculas, de modo que quanto maisrápido o deslocamento mais elevado será a temperatura. Mais comu-mente, ela é definida em termos relativos tomando-se por base o graude calor que um corpo possui. A temperatura é a condição que deter-mina o fluxo de calor que passa de uma substância para outra. Ocalor desloca-se de um corpo que tem uma temperatura mais elevada,para outro com temperatura mais baixa. A temperatura de um corpoé determinada pelo balanço entre a radiação que hega e a que saie pela sua transformação em calor latente e sensível, entre outros,conforme foi mostrado no balanço de radiação e nas equações docálculo de energia discutidas anteriormente (Capítulo 3).

A temperatura de um corpo é, portanto, o grau de calor medidopor um termômetro. Várias escalas são usadas para expressar as tempe-raturas. Estas incluem a Fahrenheit, a Centígrada e a'Kelvin, ou escalade temperatura absoluta. Na maioria dos países, as temperaturas sãoexpressas na escala Centígrada ou Celsius e em algumas aplicaçõesusa-se a escala de temperatura Kelvin ou absoluta. As temperaturasna escala Fahrenheit (F) podem ser convertidas para a Celsiususando-sea fórmula:

5C =-(F -32)9

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O zero na escala de temperatura Kelvin ou absoluta é a temperaturana qual o gás teoricamente cessaria de exercer qualquer pressão, eessa temperatura é -273°C. Portanto, as temperaturas centígradas

podem ser convertidas para °A (ou K) acrescentando-se 273 a elas.Alternativamente, as temperaturas absolutas ou Kelvin podem serconvertidaspara °C ao subtrairmos 273 delas.

Existem diferentes tipos de termômetros, dependendo do ele.mento medidor, isto é, do meio usado para medir as mudanças nastemperaturas. Há termômetros elétricos, termômetros de resistência,termômetros a gás, pares termoelétricos, termômetros de mercúrioem vidro e termômetros de álcool. Todos estes são descritos nos livrosde física elementar. Os meteorologistas medem as temperaturas maiselevadas e as mais baixas alcançadas pelo ar em um dia usando ostermômetros de máxima e de mínima (ver Fig. 4.1). Estes são manti-dos a uma altura de aproximadamente 1,5 metro acima do solo em umabrigoprovido de coberturas laterais, de madeira e pintado de branco,denominadode abrigo de Stevenson (Stevenson screen).

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Figura4.1 - Termômetrosde máximae de mínima.

O termômetro de máxima é constituído de um vidro contendoIl1ereúrio,o qual é empurrado quando a temperatura do ar se elevae se retrai quando a temperatura diminui. A temperatura máxima éIl10strada pela extremidade do índice mais próximo do mercúrio.Após a observação, o índice é trazido de volta para o mercúrio, ineti.

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nando-se o tennômetro. O termômetro de mínima é um tennômetrode álcool e vidro no qual, quando a temperatura se eleva, o álcoolse expande e flui passando pelo índice e quando a temperatura cai oálcool se contrai e arrasta consigo o índice por causa de sua tensão desuperfície. A extremidade do índice mais próxima do menisco mostraa temperatura mínima e o instrumento é reajustado por meio de Suainclinação. A temperatura do ar fornecida a qualquer hora pode serobtida por tennômetro comum de mercúrio em vidro, com ou semumíndice. A temperatura do ar também pode ser continuamente medidacom a ajuda de tennômetro auto-registrador, conhecido como termó-grafo, do qual existem cinco tipos (OMM, 1971). Talvez o mais comu-mente usado seja o tennógrafo bimetálico no qual uma faixa de bimetalé torcida em espiral de tal fonna que esseespiral se desenrole à medidaque a temperatura do ar se eleva. No deslocamento do espiral localiza-seuma caneta que tra."a um gráfico da temperatura do ar. O termógrafotambém é mantido dentro de um abrigo de Stevenson.

Variações espaciais na temperatura

A temperatura do ar varia de lugar e com o decorrer do tempoem uma determinada localidade. A distribuição da temperatura numaárea é nonnalmente mostrada por meio de linhas isoténnicas, enquantoa variação da temperatura na escala temporal é mostrada em gráficos.Vários fatores influenciam a distribuição da temperatura sobre a super-fície da Terra ou parte dela. Eles incluem a quantia de insolação rece-bida, a natureza da superfície, a distância a partir dos corpos hídricos,o relevo, a natureza dos ventos predominantes e as correntes oceânicas.

A latitude exerce o principal controle sobre o volume de insola-ção que um detenninado lugar recebe. Isto ocorre porque a variaçãoastronômica da insolação é uma função da latitude. O ângulo de inci-dência dos raios solares e a duração do dia em qualquer lugar são deter-minados pela localização latitudinal de tal lugar. Conforme mencionadono Capítulo 3, a quantidade de nuvens e outros constituintes atmoS-féricos, como os aerossóis e o CO2, também afeta o volume da energiasolar que alcança a superfície terrestre. A natureza da superfície emconsideração também é significativa, desde que ela detenninará osvalores do albedo e do calor específico. Se o albedo for elevado, menos

adiaçãoserá absorvida pela superfície para a elevação de sua tempera-~ra. Similarmente, se o calor específico da superfície é alto, maisenergiaterá que ser absorvida pela superfície para aumentar sua tempe-ratura. O calor específico da água do mar é, por exemplo, cerca de 0,94enquanto que o do granito é 0;2. No geral, a água absorve cinco vezesmais calor a fim de aumentar a sua temperatura em quantidade igualaodo aumento do solo.

A distância dos corpos hídricos influencia a temperatura do ar

por causa das diferenças básicas nas características ténnicas das super-fíciescontinentais e hídricas (ver Capítulo 3). Estas diferenças ajudama produziro efeito da continentalidade, no qual a superfície continentalse aquece e se resfria mais rapidamente do que a superfície hídrica.Asconseqüênciasdeste fato são as seguintes:

1. Sobre o continente, o atraso entre os períodos de temperaturas desuperfície máxima e mínima é de apenas um mês. Sobre os oceanose locaiscosteiros, o atraso chega a dois meses.

2. A amplitude anual na temperatura é menor nas localidades costeirasdo que nas localidades interiores.

3. Por causa da maior área continental do hemisfério Norte, os verõessão mais quentes e os invernos mais frios do que os do hemisférioSul(verTabela 4.1).

Tabela 4.1 - Temperaturas médias dos hemisférios Norte e Sul.

Hemisfério Norte Hemisfério Sul

VerãoInverno

22,4°C8,1°C

17,1°C9,7°C

.

O relevo tem um efeito atenuador sobre a temperatura, princi-

Pal.menteporque a temperatura do ar nonnalmente diminui com aaltItude crescente a uma taxa média de 0,6°C por 100 metros. Emárea de topografia e inclinação variadas, o aspecto e o grau de exposi-

~o das localidades são fatores importantes que influenciam a tempera-ra (verCapítulo 3).

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A altura é importante fator que influencia a temperatura nostrópicos. A relativa uniformidade térmica que predomina nos trópicosé distorcida principalmente pelos efeitos da altura. As grandes diferen-ças de temperatura entre distâncias curtas nos trópicos são usualmentedevidas aos efeitos da variação da altitude. Entretanto, o índice devariação térmica é variável e controlado principalmente pela elevaçãoe nebulosidade. Pode haver também grandes diferenças nas condiçõesde temperatura entre os locais à barlavento e os situados à sotaventode uma montanha. Na região temperada, o índice de variação térmicavaria consideravelmente com a estação, sendo mais elevado no verãodo que no inverno. O índice de variação térmica nos trópicos variamenos com a estação, contudo, ele é geralmente maior na estaçãoseca do que na estação chuvosa. Isto ocorre porque, sob condições decéu nublado, tais como as que predominam durante a estação chuvosa,os efeitos da radiação são grandemente reduzidos. Pela mesma razão,os índices de variação térmica são mais elevados nos trópicos secosdo que nas proximidades do Equador. Quer nos trópicos secos ou nosúmidos, a alta elevação topográfica abaixa a temperatura e propiciaalívio ao calor opressivo reinante nas baixadas tropicais.

Os ventos predominantes e as correntes oceânicas também in-fluenciam as temperaturas do ar, porque podem transportar ou trans-mitir por "advecção" o "calor" ou o "frio" de uma área para outra,dependendo das características térmicasjunto às áreas que influenciam.Por exemplo, as áreas costeiras banhadas pelas correntes frias têmtemperaturas mais baixas do que os postos localizados em latitudessimilares, porém não afetados por elas. As temperaturas de inverno nonoroeste da Europa são, por exemplo, 11°C ou mais elevadasdo que astemperaturas deveriam ser, levando em conta apenas a localizaçãolatitudinal. Tais elevações na temperatura no noroeste da Europa noinverno são devidas ao efeito da Corrente do Atlântico Norte, que

transmite calor por advecç[o a partir das baixas latitudes na direçãOdas latitudes médias e altas.

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Figura 4.3 (a) - Temperatura média do ar na superfície do globo, em janeiro(em°c).

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do ar na superfície do globo, em julhO

57

o padrão de variação da temperatura média do ar da superfíciedo globo é mostrado nas Figs. 4.2 e 4.3. Os principais aspectos destesmapassão os seguintes: .1. As temperaturas do ar geralmente diminuem na direção dos pólos

e a partir do ~quador, o que é uma evidência clara do importantepapel da latitude ao influenciar a insolação e as temperaturas.

2. Este dec1íniogeral Equador-pólo da temperatura é modificado pelalocalização das superfícies continentais e hídricas e pelas mudançassazonaisna posição do sol em relação a essassuperfícies.

3. As isotermas são mais ou menos paralelas e amplamente espaçadasno hemisfério Sul, onde existe uma superfície mais proximamentehomogênea.

4. No hemisfério Norte, mais heterogêneo, as isotermas mostramamplas deflexões quando elas passam das superfícies oceânicaspara a continental.

5. Em janeiro, as isotermas são desviadas para a direção Sul sobreo continente e para o Norte sobre os oceanos. Também dentro dedeterminada zona latitudinal, as temperaturas são baixas sobre ocontinente e altas sobre as superfícies oceânicas.

6. Em julho, a situação se inverte com as isotermas que são levadasbem mais para o Norte sobre a superfície continental.

7. Falando de maneira geral, há maior uniformidade térmica no quediz respeito tanto às estações como aos lugares nos trópicos do quena região temperada. A uniformidade térmica é mais forte emtorno do Equador e diminui na direção dos pólos, com a crescentelatitude.

Variações sazonais na temperatura

As variações sazonais na temperatura resultam principalmentedas variações sazonais no volume de insolação recebida em qualquerlugar 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 baixas. As variaçõessazonaisna temperatura do ar são maiores nas áreas extratropicais, particular-mente nos interiores continentais, enquanto são mais baixas em tornoda faixa equatorial, particularmente nas superfícies hídricas. Portanto,Podemos dizer que as variações sazonais da temperatura aumentamCOma latitude e com o grau de continentalidade.

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Figura 4.4 (a) e (b) - Padrões de variações sazonais da temperatura do ar naslatitudes baixas, médias e altas (principalmente conforme Petterssen,1969, e Nieuwolt, 1977).

A Fig. 4.4 mostra exemplos de variaçõessazonais da temperaturanas latitudes baixas e altas. Na zona equatorial, o Sol está no zêniteduas vezes por ano nos equinócios e, assim, as temperaturas são asmais elevadas. As mais baixas temperaturas ocorrem nos solstícios.A curva de temperatura para Jacarta (60S 107°E) é típica da zonaequatorial. Porque o Sol está alto durante o ano todo, as variações detemperatura são bastante pequenas. O conforto humano é determinadomais pela umidade do que pela temperatura. Contudo, com o aumentoda latitude e do grau de continentalidade, ocorrem maiores variaçõesna marcha anual das temperaturas. Com o aumento da latitude, existemvariaçõesmais amplas na altitude do Sol no curso do ano, particuJar-

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70 . Figura4.5(a) e (b) - Efeito da distância do mar (continentalidade) na variaçãosazonalda temperatura do ar (conformePetterssen, 1969).

30 mente entre as estações de verão e inverno. Da mesma forma, com oaUmento da latitude, os dias tornam-se mais longos durante o verãoenquanto as noites tornam-se mais curtas. Durante o inverno, a situaçãose inverte e os dias tornam-se mais curtos e as noites mais longas. Poroutro lado, na zona equatorial e em grande parte dos trópicos, os diase as noites são mais ou menos de igual duração, virtualmente duranteo ano todo. A Fig. 4.5 mostra tipos de variações sazonais na tempera-tura de acordo com os diversosgraus de continentalidade. Como conse.qüência,a amplitude anual é pequena nos locais marítimos, enquanto égrandenos locais continentais. Isto ocorre porque a influência modera-dora do oceano sobre a temperatura nos continentes diminui com acrescentedistância na direção do interior.

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62

Variações diurnas na temperatura

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Os processos que produzem a sazonalidade nos valores de tempe-ratura do ar também explicam as variações diurnas na temperaturaembora haja diferenças quanto ao grau. Como o ciclo diário é muit~mais curto que o ciclo anual, descobrimos que a penetração da energiasolar na superfície é curta. Por isso, a amplitude diurna da temperaturaé relativamente grande. Da mesma forma, por causa da brevidade dociclo, os intercâmbios horizontais do calor não são importantes, excetoao longo das costas, onde existem brisas continentais e marítimas(ver Capítulo 5).

A amplitude diurna da temperatura geralmente diminui doEquador em direção aos pólos. Isto ocorre principalmente porque avariação diária na elevação do Sol é grande nas latitudes baixas e razoa-velmente pequena nas altas latitudes. Também a amplitude diurna datemperatura é menor sobre o oceano do que sobre o continente, parcial-mente devido ao efeito da continentalidade, que surge das diferençasnas propriedades térmicas das superfícies continentais e oceânicas.Um outro motivo é que a amplitude diurna da temperatura é influen-ciada pela cobertura de nuvens e pela quantidade de umidade no ar.As nuvens reduzem a insolação durante o dia e aumentam a radiaçãodescendente do céu à noite. Também, quanto menos vapor d'águamaior será a quantia de radiação (ou melhor, reirradiação) que emanada superfície terrestre e que poderá escapar para o espaço.

Outros fatores que influenciam a amplitude diurna da tempera-tura de determinada superfície incluem a velocidade do vento e acapacidade condutiva da superfície. A variação da temperatura nasuperfície é menor nos dias com vento do que nos dias calmos, semgrande ventilação. Isto acontece porque em dias com ventos a trocade calor afeta uma camada mais profunda de ar do que em dias calmos.Além disso, será maior a quantidade de calor obtida pela capacidadecondutiva de uma superfície e será pequena a amplitude diurna datemperatura.

No globo como um todo, a amplitude diurna da temperaturaé mais elevada nas baixas latitudes do que nas latitudes médias e altas.Sobre os oceanos a amplitude diurna da temperatura é usualmentemenor do que O,7°C, e é em todas as partes mais baixa do que a ampli-tude anual. Sobre o cofitinente, nas latitudes baixas, a amplitude diurnaé mais elevada do que a amplitude anual (ver Fig. 1.2). Nas áreas maissecas dessa extensa zona, a amplitude diurna é tão grande que afeta a

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vidavegetal e a vida animal. As grandesamplitudes diurnas de tempera-tUranos desertos das latitudes baixas são devidas ao fato de que tantoo solo como o ar são secos. A capacidade condutiva do solo diminuicom a aridez e a influência moderadora provinda da formação deorvalho, por amplitude diurna da temperatura em áreas mais úmidas,é ausente.

A latitude e a localização relativa dos oceanos influenciam as

amplitudes diurnas da temperatura. Nos trópicos, as variações detemperatura do dia-a-dia em geral são pequenas, assim como o cicloda temperatura diurna é bastante regular.

Contrastando, a marcha diurna da temperatura na região tempe-rada é bastante irregular por causa da passagemfreqüente de depressõese de massas de ar com temperaturas fortemente contrastantes. A mar-cha diurna da temperatura na região temperada também varia intensa-mente com a estação, diferentemente do que ocorre nos trópicos.Isto ocorre por causa das variações na direção do dia e da noite bemcomo do volume de insolação durante o curso do ano. No verão, osdias são muito mais longos do que as noites, enquanto a radiaçãoincidente é a mais elevada. Por outro lado, os invernos são caracteriza-

dos por dias curtos, noites longas e baixo volume de radiação. A ampli-tude diurna da temperatura é, portanto, mais elevada no verão do queno inverno.

Com o ciclo diurno de temperatura temos mudanças correspon-dentes no índice de variação térmica nas proximidades do solo. Aamplitude diária da temperatura é mais elevada na superfície da Terrae diminui muito rapidamente com a altitude acima do solo. Também,no geral, o índice de variação térmica é bastante pequeno no inícioda manhã e torna-se acentuado no início da tarde, como resultado

do aquecimento solar. A mobilidade vertical do ar, que depende doíndice de variação térmica, portanto, passa por um ciclo diurno emconsonânciacom o da temperatura.

Temperatura fisiológica

A temperatura experimentada por um organismo vivo, incluindoo homem, depende da temperatura do ar bem como da taxa de perdade calor proveniente daquele organismo. Esta temperatura é denomi.nada temperaturafisiológica e varia com os indivíduos, dependendo de

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suas características como a constituição física geral e peso, tipo devestuário, atividades físicas ou trabalhos nos quais estejam engajados,dieta, estado de saúde, idade, sexo, estado emocional, e do grau deajustamento às condições climáticas predollÚnantes.

O equilíbrio de calor de um corpo humano pode ser expressopela equação:

M:1:R:1:C-E=O

Isto significa que, para manter o equilíbrio térllÚco,o calor metabólico(M), criado quimicamente dentro do corpo humano, juntamente com ocalor ganho ou perdido pela radiação (R), a convecção (C) e o calorperdido pela evaporação (E) devem somar zero. O corpo humano médioapresenta maior eficiência a uma temperatura central de 37°C. Umaqueda na temperatura do corpo pode ser evitada aumentando-se a taxade metabolismo através de atividade muscular voluntária (como, porexemplo, trabalho ou exercício) ou atividade muscular involuntária(tremor). Também pode ser evitada aumentando-se a quantidadede calor obtida através da radiação e convecção. Para evitar o aqueci-mento exagerado, o corpo humano usualmente recorre ao suor e àpalpitação. O aquecimento exagerado também pode ser evitado atravésda eliminação do calor ganho por meio da radiação ou pela convecçãoou por meio do aumento do calor perdido através da evaporação.

Assim, a temperatura fisiológica é uma função do meio ambientetérmico circundante e da eficiência e velocidade da evaporação. O meioambiente térllÚco circundante é determinado pelo equilíbrio entre oganho e a perda de radiação. A eficiência e a velocidade da evaporaçãosão controladas por três fatores, a saber: a umidade do ar, a velocidadedo vento e o grau de exposição à luz solar.

Quando o ar é úllÚdo, a evaporação do suor a partir do corpo élimitada e surge a sensação de fadiga, tão comum nos trópicos úmidos.Por outro lado, o ar seco favorece a evaporação do ,suor do corpohumano, processo este que permite um rápido resfriamento da pele,uma vez que o calor latente é usado na evaporação. Por este motivo,o corpo humano pode suportar melhor temperaturas elevadas do arse as ullÚdadesforem baixas, e suportam menos se elas forem elevadas.

A velocidade do vento também é fator importante que influenciaa taxa de evaporação. Se o ar estiver calmo, a camada de ar mais pró-xima do corpo fica mais ou menos saturada e ocorre pouca ou nenhumaevaporação. Contudo, se houver um fluxo considerável de ar, a cons-

6S

tante substituição do ar em tomo do corpo assegura que o processode evaporação seja mantido sem que sofra interferência. Finalmente,a exposição direta à luz solar limita a eficiência da evaporação comoum meio de resfriamento do corpo. Isto ocorre porque a pele iráabsorver uma quantidade considerável de calor, que não pode serprontamente eliminado.

Os índices de temperatura fisiológica 8[0 usualmente baseadosna temperatura do ar e na ullÚdade. A velocidade do vento (isto é,a ventilação) e a exposição à luz solar são geralmente ignoradas ouconsideradas constantes. Isto acontece porque, diferentemente datemperatura e da ullÚdade, eles são difíceis de serem controlados emedidos em experimentos de laboratório. Além disso, eles podem serfacilmente modificados nas condições normais de vida. Por exemplo,os ventiladores elétricos são usados nos trópicos para aliviar a tensãotérmica, enquanto a proteção contra a exposição à luz solar duranteas atividades do ar livre são proporcionadas pelo vestuário e pelosombreamento.

Dos vários índices de temperatura fisiológica o mais comumenteusado é o índice de temperatura efetiva (TE) que, sob condições deligeirosmovimentos do ar, é fornecido pela equação:

TE = 0,4 (Td + Tw) + 4,8

onde Td e Tw são as temperaturas de bulbo seco e de bulbo úllÚdomedidas em oCoA equação acima, primeiramente fornecida por Thom(1959), é algumas vezes denominada índice de desconforto ou índicede temperatura-ullÚdade. Este índice tem sido usado em vários paísespara determinar o alcance das zonas de conforto para os adultos vestidose em repouso, com um leve movimento do ar (ver Tabela 4.2). Excetopara a Inglaterra, parece que existe algum tipo de concordância quantoao que os pacientes usavam nos vários estudos experimentais conside-rados confortáveis, nessas diferentes zonas climáticas. Portanto, pode-mosconsiderarum valor TE de 60°F (18,9°C) ou menos, como indican-do uma condição desconfortável que surge de stress ao frio, enquantoum valor TE de 78°F (25,6°C) ou superior indicará stress ao calor.

Os padrões de distribuiçã"ode temperatura efetiva sobre o globoemjaneiro e julho são mostrados nas Figs.4.6. Os valores mais elevadosde TE em janeiro ocorrem entre as latitudes 500N e 25°S, com valo-res de TE mais elevados do que 25°C. Os valores de TE diminuem na

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Tabela 4.2 - Comparação de algumas zonas de conforto de âmbitomundial (modificadas de acordo com Terjung, 1968). -

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Norte dos EUA

Sul dos EUA

Europa continentalIndialridonésiaMalásia

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Figura4.6 (b) - Padrã'oglobal do índice de temperaturaefetiva,em julho(conforme Gregorczuke Cena, 1967).

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direção dos pólos nos dois hemisférios, porém bem mais rapidamenteno hemisfério Norte do que no hemisfério Sul. Os valores de TE inferio.res a -20°C ocorrem na direção dos pólos, na latitude 500N na Amé.rica do Norte e em cerca da latitude de 600N na Ásia. Na direção dospólos, a partir do paralelo de 600N no hemisfério Sul, os valores de TEsão cerca de zero, porém não ocorre nenhum valor negativo. Em julho,os valores de TE mais elevado ocorrem entre 10 e 300N do Equador(Fig.4.6-b). Os valores de TE diminuem na direção dos pólos nos doishemisférios, porém mais rapidamente no hemisfério Sul, onde osvaloresTE de -10°C e menores ocorrem na direçífodos p610s,a partirda latitude de 60°. No hemisfério Norte, os valores TE estão em todaparte acima de zero. Os valores menores de 50°C ocorrem na direçãodosp610s,a partir da latitude de 70°.

Desta forma, a distribuição espacial e os valores TE sã'obastantesimilaresaos da temperatura do ar. Estas similaridades algumasvezesSão consideravelmente modificadas pela influência da umidade ondeas temperaturas elevadas do ar estão associadas à umidade relativa

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Figura4.6 (a) - Padrão global do índice de temperatura efetiva, em janeiro(conforme Gregorczuke Cena, 1967).

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Figura 4.7 (b) - Temperatura efetiva na África, em julho (conforme Terjung,1967).

Figura4.7 (a) - Temperatura efetiva na África, em janeiro (conforme Terjung,1967).

devidoao efeito da corrente fria de Benguela. Sobre o continente comoum todo, o tempo atmosférico é relativamente fresco, sendo que oaquecimento fisiológico, conforme percebido pela pessoa média, émenosgeneralizado do que em julho.. Julho representa a condição de verão no hemisfério Norte e deIIlvernono hemisfério Sul. Os valores TE são mais elevados no Norteda Áfricado que em outras áreas africanas.

Valores de TE relativamente baixos ocorrem no sul da Áfricae em áreas montanhosas do leste africano. Os valores mais elevados

baixa. Portanto, as maiores diferenças entre a temperatura do ar e atemperatura efetiva (TE) ocorrem nas áreas de deserto.

Os padrões mais detalhados da distribuição dos valores TE sobreo continente africano s[o retratados na Pig.4.7. Em janeiro, duranteo inverno no hemisfério Norte, os valores de TE variam desde menosde 45°P (7,2°C) no norte até mais de 8SoP (29,4°C) em algumasáreas do sul da África. Ao longo da costa do sul e sudoeste da África,os valores de TE são muito mais baixos do que as médias latitudinais,

..., ~

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de TE, de 85 a 900P (29,4 a 32,2°C), ocorrem ao longo da costa doMar Vermelho na República da Somália. Estas mesmas áreas têmvalores TE relativamente altos em janeiro e devem se classificarentreas áreas mais quentes e opressivasda África.

Em áreas extratropicais com uma estação fria bem defmida, oíndice que proporciona a avaliação mais útil do desconforto do frioé o índice de resfriamento pelo vento (wind-chill), de Siple e PasseI(1945). Este índice é uma medida da quantidade de calor que a atmos.fera pode absorver dentro de uma hora, a partir de uma superfícieexposta e que mede um metro quadrado. O índice foi desenvolvidoa partir de trabalho experimental executado na Antártica e foi baseadona taxa de congelamento da água encerrada em pequenos cilindrosplásticos, sob condições conhecidas de temperatura e de vento.

Com a utilização de evidência empírica, o índice de resfriamentopelo vento foi expresso da seguintemaneira:

H = (10,45+ 10v'V - V)(33-1)

ilj

Illill

'!11

111:11

onde H é a perda de calor em Kcal m-2 h-I, V é a velocidade do ventoem metros por segundo e T é a temperatura do ar em oCoDeve-senotarque o índice de resfriamento pelo vento na realidade mede o poder deresfriamento do vento e da temperatura na sombra ou obscuridadecompleta, sem que se leve em conta que a evaporação e a taxa deresfriamento estão baseadas em uma temperatura neutra da pele de33°C. Numerosas combinações de diferentes velocidades do vento ede temperatura podem fornecer o mesmo valor do poder de resfria-mento. O índice de resfriamento pelo vento também tem sido criticado,tomando-se por base que o índice representa apenas o poder de resfria-mento convectivo da atmosfera. Contudo, o índice foi consideradocomo muito útil em estudos da incidência de depressão causada pelofrio (frost-bite). Os valores da espessura do vestuário requerido paramanter o corpo em equillDrio térmico também estão estreitamenterelacionados aos valores do índice de resfriamento pelo vento. Terjung(1966) preparou uma escala útil de sensação, em termos de valoresdo índice de resfriamento pelo vento, da maneira que se segue.

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SensaçãoValores de resfriamento pelo vento (wind-ehill)

em cal m -2 s-1

Corpo exposto congelado

Frio constante

Muito frio

Frio

Muito moderadamente frio

Moderadamente frio

AgradávelModeradamente quente

>400325 - 400275 - 325225- 275160- 22580 - 16050 - 80

< 50

Referências bibliográficas

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