Tipos de nuvens - Wind - Centro de Actividades de Montanha

Tipos de nuvens
Há muitos tipos diferentes de nuvens e cada tipo está associado a
um determinado tipo de tempo atmosférico. Os tipos básicos de
nuvens são os estratos, os cúmulos e os cirros.
Os estratos são nuvens de aspecto estratificado que cobrem largas
faixas horizontais do céu, como um tapete com uma cor cinzenta
mais ou menos uniforme. «Stratu» em latim significa «camada» ou
«estrato». Formam-se sobretudo na baixa troposfera, em ar
estável, e estão associadas a precipitação fraca ou moderada.
Desde que a temperatura ambiente não seja demasiado baixa, são
compostos
por
gotículas
de
água.
Os cúmulos são nuvens densas que se formam em ar instável e
sobretudo na baixa troposfera e que surgem em blocos ou glóbulos
isolados ou agrupados. Quando crescem verticalmente em pilha
(«cumulus», em latim) até grandes altitudes assinalam trovoadas e
tempestades.
Os cirros são nuvens que se formam na alta troposfera, compostas
por cristais de gelo, que devido à acção dos ventos de grande
altitude têm a aparência de novelos muito finos de cabelo branco
(«cirrus» em latim significa exactamente «cachos de cabelo»). Os
cirros estão associadas a tempo agradável.
Nuvens a diferentes altitudes
(baixas, médias, altas)
Nuvens com desenvolvimento vertical
Nuvens
Baixas
Nuvens
Médias
Nimbostratos
Altocúmulos
(Ns)
(Ac)
Estratocúmulos
Altostratos
(Sc)
(As)
Estratos (St)
Outros tipos de nuvens
Nuvens
Altas
Nuvens
com
desenvolvimento
vertical
Cirros
(Ci)
Cirrocúmulos Cúmulos
(Cu)
(Cc)
Cumulonimbos
Cirrostratos (Cb)
(Cs)
 Os rastos de vapor de água condensado são produzidos
pela injecção de vapor de água na atmosfera pelos fumos de
escape dos motores a jacto. A alta altitude, as temperaturas
são suficientemente baixas para fazerem com que as
gotículas de água gelem em poucos segundos em vez de se
evaporarem. O estado de saturação é atingido e formam-se
os cristais de gelo que produzem o rasto.
 As nuvens onduladas estão associadas a instabilidades
causadas por fluxos de ar.
 Os mammatus são nuvens em forma de sacos, associadas
a movimentos descendentes de ar, que se vêm por vezes
depois do pior de uma trovoada ter passado.
 As nuvens orográficas desenvolvem-se pelo elevamento
de ar forçado pela topografia da superfície (nas montanhas,
por exemplo). Os ventos que fluem contra as encostas das
montanhas dão origem a nuvens, em forma de lentilha,
conhecidas por nuvens lenticulares (nas pequenas
elevações, formam-se
estratocúmulos; nas elevações médias - até cerca de 2000m formam-se altocúmulos; e nas altas elevações, altocúmulos).
 Os pileus são nuvens de contorno suave que cobrem o
topo de uma montanha ou uma alta formação de
cumulonimbos.
Resumo de características
massa de ar estável
humidade baixa
cirros (chuviscos e virgas), cirrostratos,
estratos e nevoeiro
humidade média
altostratos (associados
quentes; chuva)
a
frentes
massa com alguma instabilidade
pouca humidade
cúmulos e cirrocúmulos
humidade moderada
altocúmulos, estratocúmulos
humidade de moderada a alta
nimbostratos (associados a frentes
quentes ou oclusas; muita chuva)
massa de ar com instabilidade, convecção e humidade crescentes
cúmulos congestus (associados a frentes frias ou elevação orográfica; cargas
de água)
cumulonimbos (associados a frentes frias ou elevação orográfica; muitas e
grandes cargas de água
As nuvens associadas a temperaturas baixas estão a azul e as associadas a
temperaturas altas a vermelho. Os cumulonimbos podem estar associados a
ambas.
As nuvens associadas a frentes
As massas de ar são grandes volumes de ar que apresentam
horizontalmente características físicas mais ou menos uniformes
(uma temperatura e humidade uniformes). Quando uma massa de
ar se desloca sobre uma superfície mais fria do que ela, é chamada
uma massa de ar quente. Se a superfície está mais quente do que
ela, é chamada uma massa de ar frio. Quando uma massa de ar
se desloca, a sua parte dianteira passa a ser conhecida por frente.
As massas de ar acabam por chocar umas com as outras,
normalmente nas latitudes médias, produzindo a maioria dos
fenómenos meteorológicos mais interessantes. As frentes são,
portanto, zonas de transição entre duas massas de ar com
temperaturas e densidades diferentes.
frentes frias
Uma frente fria é uma zona de transição onde uma massa de ar
frio polar, deslocando-se em direcção ao equador, está a substituir
uma massa de ar tropical, mais quente e húmido.
O ar frio eleva o ar quente à sua frente e este vai arrefecendo à
medida que é obrigado a subir. Desde que seja suficientemente
húmido, o ar quente condensa formando cúmulos e depois
cumulonimbos, que produzem
uma frente de trovoadas e cargas de água fortes com rajadas. Os
ventos altos soprando nos cristais de gelo no topo dos
cumulonimbus geram cirros e cirrostratos que anunciam a frente
que se aproxima. Depois de a frente passar, o céu acaba por
clarear aparecendo alguns cúmulos de bom tempo (cumulus
humilis).
Se o ar que se eleva é quente e estável, as nuvens predominantes
são estratos e nimbostratos, podendo-se formar nevoeiro na área
de chuva. Se o ar for seco e estável, a humidade subirá e
aparecerão somente nuvens esparsas, sem precipitação.
frentes quentes
Uma frente quente é uma zona de transição onde uma massa de
ar quente e húmido está a substituir uma massa de ar fria. As
frentes quentes deslocam-se do equador para os pólos. Como o ar
quente é menos denso que o ar frio, a massa de ar quente sobe por
cima da massa de ar mais frio apoiando-se na frente quente, que as
separa.
Muitas vezes, uma camada de nuvens finas (cirros) é observada a
mais de 1000 km à frente da superfície da frente quente (umas 48
horas antes dela chegar a esse local). Depois surgem cirrostratos e
altostratos. A uns 300 km antes da frente surgem então estratos e
nimbostratos e eventualmente começará a cair uma chuva leve.
Depois da frente passar, observam-se cúmulos de bom tempo.
A precipitação associada com uma frente quente antecede-a e
alguma da água da chuva que cai no ar mais frio pode evaporar-se
e saturar o ar, originando o aparecimento de estratos. Por vezes,
essas nuvens crescem rapidamente para baixo e podem originar
falta de visibilidade. Se a temperatura está mais fria, também
podem ocorrer nevoeiros antecedendo a chegada da frente quente
As nuvens mais pesadas (cúmulos e cumulonimbos), embora sejam
mais comuns nas frentes frias, podem também ocorrer com frentes
quentes. Ocasionalmente, quando o ar quente que se eleva é
instável e as temperaturas nos dois lados da
frente são contrastantes, os cirros podem ser seguidos de
cirrocúmulos e depois de cumulonimbos e trovoadas.
Os mapas meteorológicos de superfície e os ventos
A pressão atmosférica é «o peso da atmosfera» - é a força (o peso)
que o ar exerce (por unidade de área) sobre uma superfície.
Quando o número de moléculas de ar sobre uma superfície
aumenta, aumenta a pressão sobre ela. Nos mapas meteorológicos
de superfície estão desenhadas as linhas que unem áreas com
igual pressão à superfície - as linhas isobáricas - a partir das quais
se podem localizar as áreas de baixas e altas pressões que
correspondem a ciclones e anticiclones, respectivamente.
São as diferenças de pressão à superfície (o gradiente de pressão devido a diferenças de massa nas camadas de ar por cima dela)
que causam o movimento do ar (vento) das altas para as baixas
pressões, num esforço para conseguir um equilíbrio. Depois, para
um observador na Terra, no Hemisfério Norte, o vento parece
desviar-se para a direita do seu caminho (e, no Hemisfério Sul, para
a esquerda). Este efeito aumenta com a velocidade do vento e com
a latitude, sendo nulo no equador, e deve-se à rotação da Terra.
Para um observador na Terra, o vento parece ser desviado por uma
força - a «força de Coriolis».
A altitudes baixas (até uns 100 metros de altitude), os ventos locais
são extremamente influenciados pela superfície, sendo deflectidos
por obstáculos e zonas mais rugosas, e a sua direcção resulta da
soma dos efeitos globais e locais.
Os mapas meteorológicos de superfície e os ventos
A pressão atmosférica é «o peso da atmosfera» - é a força (o
peso) que o ar exerce (por unidade de área) sobre uma superfície.
Quando o número de moléculas de ar sobre uma superfície
aumenta, aumenta a pressão sobre ela. Por isso, a pressão diminui
geralmente com a altitude porque há menos moléculas de ar em
cima.
Nos mapas meteorológicos de superfície, os valores da pressão à
superfície são corrigidos para valores equivalentes de pressão ao
nível das águas do mar (para corrigir os efeitos de variação de
pressão com a elevação do terreno). Com base no desenho num
mapa das linhas que unem áreas com igual pressão à superfície: as
linhas isobáricas, podem-se localizar áreas de baixas e altas
pressões que correspondem a ciclones e anticiclones. Uma região
de baixas pressões é um local onde a pressão atmosférica é a mais
baixa da sua vizinhança. Uma região de altas pressões é um local
onde a pressão atmosférica é a mais alta da sua vizinhança. As
linhas isóbaras fechadas e circulares mostram os centros de alta
pressão (anticiclones), indicados num mapa por «A», em que as
isóbaras de valores maiores se situam no centro, e de baixa
pressão (depressões ou ciclones), indicados num mapa por «B»,
em que as isóbaras de valores menores se situam no centro.A
distribuição dos sistemas de altas e baixas pressões influencia os
padrões de ventos e precipitação. Uma grande diferença de
pressão faz com que o ar se mova mais rapidamente, resultando
em ventos fortes. Uma diferença menor causa ventos mais fracos.
Nos locais onde houver linhas isobáricas mais apertadas entre si os
gradientes de pressão serão mais elevados e existirão ventos
fortes. São diferenças no aquecimento e movimento da atmosfera
que criam diferenças na pressão atmosférica. Onde há massas de
ar frio descendente, geram-se regiões de altas pressões. Onde
massas de ar quente ascendem, há regiões de baixas pressões. A
água dos oceanos mantém uma temperatura mais consistente;
arrefece e aquece mais lentamente que a terra. No inverno, os
continentes arrefecem mais do que os oceanos e isso cria regiões
de altas pressões sobre eles. No verão, acontece o oposto; os
continentes aquecem mais e o ar quente ascendente sobre eles
gera regiões de baixas pressões sobre eles.
Ciclones e Anticiclones
Um ciclone (ou depressão ou centro de baixas pressões) é uma
região em que ar relativamente quente se eleva e favorece a
formação de nuvens e precipitação. Por isso tempo nublado, chuva
e vento forte estão normalmente associados a centros de baixas
pressões. A instabilidade do ar produz um grande desenvolvimento
vertical de nuvens cumuliformes associadas a cargas de água. São
indicados num mapa por «B» e são um locais onde a pressão
atmosférica é a mais baixa na sua vizinhança e em volta do qual
existe um padrão organizado de circulação de ar. À medida que o ar
flui dos centros de altas pressões para um centro de baixas
pressões, pela acção do diferencial de pressões, é deflectido pela
força de Corilolis de tal modo que os ventos circulam em espiral ao
longo das isóbaras, com um desvio no sentido da depressão, e na
direcção ciclónica, isto é, na direcção oposta ao dos ponteiros de
um relógio no Hemisfério Norte e no sentido inverso no Hemisfério
Sul. Os ciclones são fáceis de reconhecer num mapa de
observações à superfície pelos ventos que tendem a fluir com uma
rotação anti-horária (e - «em espiral» - na direcção dele) e nas
imagens de satélite pela configuração em forma de vírgula de
bandas de nuvens.
Um ciclone em desenvolvimento é tipicamente acompanhado (a
leste do centro de baixas pressões) por uma frente quente atrás da
qual ventos de sul transportam para norte o ar quente e húmido de
uma massa de ar quente, contribuindo para a desenvolvimento de
precipitação. Atrás do centro de baixas pressões (a Oeste dele),
ventos de norte transportam ar mais frio e seco para o sul, com uma
frente fria marcando o bordo da frente dessa massa de ar mais fria
e seca.
Um anticiclone (ou centro de altas pressões) é uma região em que
o ar se afunda vindo de cima (e aquece e fica muito estável) e
suprime os movimentos ascendentes necessários à formação de
nuvens e precipitação. Por isso bom tempo (seco e sem nuvens)
está normalmente associados aos anticiclones. São indicados num
mapa por «A» e são um locais onde a pressão atmosférica é a mais
alta na sua vizinhança. À medida que o ar flui a partir dos centros
de altas pressões é deflectido pela força de Corilolis de tal modo
que os ventos circulam em volta dele na direcção dos ponteiros de
um relógio no Hemisfério Norte (e no sentido inverso no Hemisfério
Sul) - a chamada direcção anticiclónica.
Num anticiclone o movimento do ar é descendente, em espiral,
expandindo-se à superfície, enquanto numa depressão o
movimento é ascendente, em espiral, concentrando-se à superfície.
O efeito da rotação da Terra nos ventos
(Força de Coriolis)
São as diferenças de pressão à superfície (o gradiente de pressão devido a diferenças de massa nas camadas de ar por cima dela)
que causam o movimento do ar (vento) das altas para as baixas
pressões, num esforço para conseguir um equilíbrio.
Depois, para um observador na Terra, no Hemisfério Norte, o vento
parece desviar-se para a direita do seu caminho (e, no Hemisfério
Sul, para a esquerda). Este efeito aumenta com a velocidade do
vento e com a latitude, sendo nulo no equador, e deve-se à rotação
da Terra. Para um observador na Terra, o vento parece ser
desviado por uma força - a força de Coriolis. A força de Coriolis
tem uma influência importante no sistema global de circulação
atmosférica.
O vento geostrófico
O fluxo de ar inicialmente move-se perpendicularmente às linhas
isóbaras, impulsionado pela força de gradiente de pressão
(diferença de pressão / distância). A força de Coriolis só começa a
agir uma vez que é iniciado o movimento, desviando o fluxo para a
direita (no Hemisfério Norte). Na ausência de outras forças (como o
atrito na superfície), à medida que o tempo passa e o vento ganha
mais velocidade, a inflexão vai aumentando até que cerca de um
dia depois de se ter iniciado o fluxo de ar, o fluxo já terá acelerado o
suficiente para que a força de Coriolis fique dirigida exactamente no
sentido oposto ao da força de gradiente de pressão, sendo de um
valor igual a ela. O fluxo de ar resultante é o chamado vento
geostrófico, que é paralelo às linhas isóbaras e tem sempre as
baixas pressões à sua esquerda (no Hemisfério Norte).
No Hemisfério Norte (Sul), quando um avião voa com vento de
cauda, as pressões mais baixas estarão sempre à sua esquerda
(direita); Se voa na direção das pressões mais baixas, o vento
estará sempre incidindo da esquerda (direita).
Na atmosfera real, esse equilíbrio geostrófico (entre a força de
gradiente de pressão e a força de Coriolis -no plano horizontal!) só
se dá quando o gradiente de pressão é uniforme (linhas isóbaras
rectas e paralelas). Quando as isóbaras são curvas ou
convergem/divergem, o vento real será mais rápido ou mais lento
do que o que corresponderia ao equilíbrio geostrófico.
O vento gradiente
Na vizinhança de um centro de pressões, as linhas isóbaras são
curvas e o gradiente de pressão não é uniforme. O fluxo de ar que
roda em torno do centro de pressões é designado por vento
gradiente. Há um movimento acelerado, mesmo se a velocidade for
constante, e existe uma força centrípeta dirigida para o centro de
rotação que representa a diferença entre a força de gradiente de
pressão e a força de Coriolis.
Numa depressão ciclónica (no Hemisfério Norte), a força de
gradiente de pressão está dirigida para o centro e a força de
Coriolis para o exterior. A velocidade do vento é menor do que a do
vento geostrópico e a força de Coriolis, que depende dela, será
mais fraca do que a da força de gradiente de pressão. Como
resultado disso, há uma força resultante que assegura a aceleração
centrípeta que mantém o ar numa trajectória circular (ou, dito de
outro modo, a força resultante da diferença entre a força de
gradiente de pressão e a força de Coriolis é exactamente igual e
oposta à força centrífuga a que o fluxo fica sujeito, por ser curvo).
Num anticiclone, a força de gradiente de pressão está dirigida para
fora e a força de Coriolis para o centro. A velocidade do vento é
maior do que a do vento geostrópico e a força de Coriolis será mais
forte do que a da força de gradiente de pressão.
O vento à superfície a convergência e divergência de ar à superfície
que origina movimentos ascendentes e descendentes de ar.
A efeito da fricção na superfície faz-se sentir apenas na camada
mais baixa da atmosfera, até cerca de 1 km de altitude - a chamada
camada de fricção. A fricção diminui a velocidade do vento e,
consequentemente, a força de Coriolis diminui também. ( Os ventos
geostróficos têm uma velocidade cerca de 50% maior que os ventos
de superfície, por estarem livres dos efeitos de fricção).O equilíbrio
geostrófico é substituído pelo equilíbrio de 3 forças vectoriais:a
força de Coriolis, a força de gradiente de pressão e a força de
fricção na superfície, que age no sentido directamente oposto ao do
vento (a fricão entre o ar e a superfície tendem a atrasar o fluxo e a
desviá-lo no sentido das baixas pressões). Devido ao efeito de
fricção, os ventos (chamados barostróficos) não soprarão por isso
paralelos às isóbaras mas sim ligeiramente inclinados, na direcção
das baixas pressões. A inclinação média devida ao efeito da fricção
é de cerca de 10º sobre o mar, 45º sobre a terra e 70º em
montanhas.
Numa depressão ciclónica (no Hemisfério Norte), os ventos
convergirão para o centro originando a ascensão de ar, a formação
de nuvens, precipitação, etc. Num anticiclone, os ventos divergirão
do centro. Para substituir esse ar, formar-se-á uma corrente
descendente de ar no centro anticiclónico, originando céu claro e
temperaturas mais quentes, à medida que o ar é adiabaticamente
comprimido.
Note que, embora a força de Coriolis faça com que um objecto em
movimento fique sujeito a uma força para a direita (esquerda) da
sua trajectória no hemisfério Norte (Sul), isso não quer dizer que
dela resulte necessariamente um movimento para a direita
(esquerda). Ambas as direcções de rotação estão presentes no
Hemisfério Norte, dependendo do fluxo se dar em torno de uma
zona de altas pressões (em que a força de gradiente de pressão
aponta radialmente para fora) ou em torno de uma zona de baixas
pressões (em que a força de gradiente de pressão aponta
radialmente para dentro). A rotação, se ocorrer, será o resultado da
soma das forças actuantes. E, num fluxo geofísico, como o
movimento na atmosfera e nos oceanos, há sempre outra força
presente que é a geradora do movimento em si (no caso da
atmosfera, nomeadamente, há por isso que considerar também a
força do gradiente de pressão). Em torno de uma zona de baixas
pressões, embora a força de Coriolis aponte para a direita, a força
de gradiente de pressão é ligeiramente superior e é isso que cria a
trajectória curva do fluido para a esquerda.
ventos locais
A altitudes baixas (até uns 100 metros de altitude) os ventos são
extremamente influenciados pela superfície, sendo deflectidos por
obstáculos e zonas mais rugosas, e a sua direcção resulta da soma
dos efeitos globais e locais. No começo do dia, o aquecimento do
sol faz com que o ar estagnado no fundo, mais denso e pesado,
começe a fluir ao longo das encostas sob a forma de ventos de
vales. Quando os ventos globais são fracos, os ventos locais podem
dominar. É o caso das brisas marítimas.
brisas
marítimas
Como as massas de terra são aquecidas pelo sol mais rapidamente
do que o oceano, o ar em cima delas ascende e cria uma baixa de
pressão no solo que atrai o ar mais fresco do mar: o que se chama
uma brisa marítima. Ao cair da noite, há muitas vezes um período
de calmia durante o qual a temperatura em terra e no mar são
iguais. De noite, como o oceano arrefece mais lentamente, a brisa
sopra de terra, na direcção oposta, mas é geralmente mais fraca
porque a diferença de temperaturas é menor.
As monções no sudeste asiático são brisas marítimas de grande
escala. Variam a sua direcção entre as estações porque as massas
de terra são aquecidas ou arrefecidas mais rapidamente que o mar.
(Monções de Verão - do mar para a terra aquecida; Monções de
Inverno - da terra mais fria para o mar.)
Os ventos
Os ventos fluem na atmosfera tendendo a manter um certo
equilíbrio de pressões. Os ventos são causados pela diferença de
densidade e de pressão, na horizontal, que fazem com que o
excesso de moléculas do volume mais denso ou de maior pressão
flua na direcção do volume menos denso ou de menor pressão,
tentando manter o equilíbrio entre as massas (Note que a
densidade do ar varia na razão inversa da temperatura.) A
velocidade dos ventos é medida em nós. Um nó = 1,852 km/h = 1
milha náutica (Nm) / h. Quando há variações de velocidade de pelo
menos 10 nós/20 segundos, consideram-se «ventos de rajada»
(que, à superfície, podem ocorrer à tarde, em dias muito quentes,
mas estão geralmente associados a trovoadas próximas). Quando
os ventos variam em direcção são ditos «variáveis».
As gotas de chuva
As gotas de chuva não se parecem nada com lágrimas.
As mais pequenas, com menos de 1mm de raio, são esféricas. As
que crescem mais, começam-se a deformar na parte de baixo,
porque a pressão do ar puxando para cima na queda começa a
conseguir contrariar a tensão superficial que a tenta manter
esférica. Quando o raio excede cerca de 4 mm, o buraco interior
cresce tanto que a gota, antes de se partir em gotas mais
pequenas, fica com uma forma que quase parece um pára-quedas:
a forma de um saco de paredes finas voltado para baixo, com um
anel mais grosso de água em roda da abertura inferior.
As gotas de chuva são muito maiores do que as gotículas das
nuvens que são geralmente menores que 15 mícron de tamanho e
podem ficar suspensas no ar por muito tempo. Como são muito
maiores e mais pesadas, as gotas de chuva não ficam suspensas
no ar e dão origem à precipitação.
Precipitação
As gotículas de água das nuvens são suficientemente pequenas
(com diâmetros que podem ir de 1 a 30 mícron) para se manterem
suspensas na atmosfera. As partículas de maior peso e dimensão
(com diâmetros entre 0,2 a 5 mm) que dão origem à precipitação
são geradas pelo efeito combinado do processo de crescimento dos
cristais de gelo e da colisão e fusão de gotículas.
Embora em menor número, os cristais de gelo crescem muito
rapidamente à custa das gotículas presentes. É um processo muito
eficiente porque há muitas gotículas para «alimentar» cada cristal. À
medida que crescem, os cristais vão ficando mais pesados e caiem
em direcção ao solo, sob a acção da gravidade, quando o seu peso
já não pode ser suportado pelos movimentos de ar ascendente.
O tipo de precipitação que chega ao solo (chuva, granizo, chuva
gelada, neve, etc.) depende do tipo de processos dentro da nuvem
mas também da temperatura do ar entre a base da nuvem e o solo.
Pequenas variações de temperatura (décimos de grau) podem
implicar a diferença entre chuva, chuva gelada, saraiva ou neve.
A maior parte da precipitação que chega ao solo começa como
neve alta na atmosfera. Os flocos de neve são compostos por
cristais de gelo parcialmente derretidos, por entrarem em contacto
com ar mais quente, e colados uns aos outros. Se a temperatura no
solo for mais baixa do que 0ºC, cairá neve no solo. Se a
temperatura no solo for superior a 0ºC, a neve derreterá na
atmosfera, à altitude a que ocorrer a temperatura de degelo, e
transformar-se-á em gotas de chuva que irão crescendo, por colisão
e fusão, até se precipitarem no solo.
Se, numa camada de ar perto da superfície, a temperatura estiver
abaixo de 0ºC, a gota congelará outra vez, formando chuva gelada,
na qual, desde que a camada de ar frio não seja demasiado fina,
estarão misturados alguns flocos de neve ou gotas de chuva
parcialmente congeladas que saltam ao baterem no solo ou noutros
objectos - a chamada saraiva.
No entanto, nem sempre a chuva tem origem em cristais de gelo; a
chuva pode desenvolver-se a partir de gotículas de nuvem que
crescem e se tornam demasiado pesadas para permanecerem na
nuvem e caiem.
PRECIPITAÇÃO
As gotículas de água que se formam por condensação crescem
porque há núcleos de condensação que são higroscópicos
(atraem água). (A simples saturação do ar não garantiria o seu
crescimento. Só se o ambiente estiver supersaturado (humidade
relativa maior do que 100%) - o que é raro acontecer - as gotículas
crescem. Mas, mesmo assim, só ao fim de 20 a 120 minutos os
processos de condensação e deposição podem gerar uma gotícula
de nuvem (de 1 a 30 mícron de diâmetro). E ter-se-ia de esperar
quase eternamente para que estes processos gerassem uma
partícula de precipitação suficientemente pesada para cair (de 0,2 a
5 mm de diâmetro). São o efeito combinado da colisão e fusão de
gotículas e do processo de crescimento de cristais de gelo que
asseguram o crescimento das partículas de precipitação a partir das
gotículas.
processo de crescimento de cristais de gelo
A maioria da precipitação tem origem em nuvens cumuliformes
onde a temperatura está abaixo de 0ºC. Mesmo a essas
temperaturas, existem pequenas gotículas de água (dita
superarrefecida). Isto deve-se ao facto de as moléculas de vapor
de água precisarem de superfícies sobre as quais condensar (ou
gelar) e haver poucos núcleos de congelação numa nuvem típica.
As gotículas de água superarrefecida andam «à procura» de algo
sobre que gelar. (Só se a temperatura descer até pelo menos uns 40º C se poderá dar a chamada nucleação expontânea e elas
gelarão sem a presença de núcleos de congelação.)
Os cristais de gelo numa nuvem fria vão crescendo muito
rapidamente à custa das gotículas superarrefecidas. É um processo
muito eficiente porque há muitas mais gotículas superarrefecidas do
que cristais numa nuvem típica e, por isso, há muitas gotículas para
«alimentar» cada cristal.
À medida que crescem, os cristais vão ficando mais pesados e,
quando o seu peso já não pode ser suportado pelo movimento da
coluna ascendente de ar, caiem em direcção ao solo. Se ao caírem
atravessarem zonas em que a temperatura do ar esteja acima de
0ºC, transformar-se-ão em gotas de chuva que irão crescendo, por
colisão e a fusão.
tipos de precipitação
O tipo de precipitação que chega ao solo (chuva, granizo, chuva
gelada, neve, etc.) depende do tipo de processos dentro da nuvem
mas também da temperatura do ar entre a base da nuvem e o solo.
Pequenas variações de temperatura (décimos de grau) podem
implicar a diferença entre chuva, chuva gelada, saraiva ou neve. Se,
no seu caminho para o solo, os cristais de gelo encontrarem sempre
temperaturas negativas até à superfície, a precipitação no solo será
geralmente sob a forma de neve. Os flocos de neve são
compostos por cristais de gelo parcialmente derretidos (ao entrarem
em contacto com ar mais quente) e colados uns aos outros
Se, no seu caminho para o solo, as temperaturas ficarem positivas,
os flocos de neve derretem e transformam-se em gotas de chuva.
Se as temperaturas continuarem positivas até à superfície e o ar
estiver suficientemente húmido, a precipitação no solo será chuva.
Se entre a base da nuvem e a superfície o ar estiver pouco húmido,
as gotas de chuva podem-se evaporar antes de chegar ao solo,
formando aquilo a que se chama uma virga, que é um véu de
chuva por baixo de uma nuvem que não chega ao solo. No entanto,
nem sempre a chuva tem origem em cristais de gelo; a chuva pode
desenvolver-se a partir de gotículas de nuvem que crescem e se
tornam demasiado pesadas para permanecerem na nuvem e caiem.
Se, numa camada de ar perto da superfície, a temperatura estiver
abaixo de 0ºC, a gota congelará outra vez, formando chuva gelada,
na qual, desde que a camada de ar frio não seja demasiado fina,
estarão misturados alguns flocos de neve ou gotas de chuva
parcialmente congeladas que saltam ao baterem no solo ou noutros
objectos - a chamada saraiva.
À medida que os cristais de gelo caiem através de uma nuvem
contendo gotículas de água superarrefecida, estas podem congelar
em cima deles por um processo de acumulação (acreção). As
partículas que resultam desse processo podem eventualmente
chegar ao solo se as temperaturas forem muito baixas (graupel)
mas, nas trovoadas mais intensas, acabam por ser transportadas
para o topo dos cumulonimbos pelas fortes correntes ascendentes,
caindo depois de novo, em direcção ao solo. Ao caírem, crescem de
novo por acumulação até chegarem à base da nuvem e algumas
voltam então a ser transportadas para o topo pelas correntes
ascendentes de ar. Este ciclo pode-se repetir várias vezes e os
grânulos resultantes vão crescendo camada a camada. Quanto
mais fortes forem as correntes ascendentes, mais vezes este ciclo
se repetirá para cada grânulo e mais ele crescerá. Quando um
grânulo se torna demasiado pesado, cai da nuvem e acelera sob a
acção da gravidade em direcção à superfície. Mesmo que a
temperatura do ar esteja relativamente elevada, os grânulos não se
chegam a derreter porque o tempo curto em que atravessam o ar
quente debaixo da trovoada não é suficiente para poderem derreter
antes de cair no solo. Por isso, o que acaba por cair na superfície
são grânulos de gelo, no estado amorfo, que se precipitam com
violência no solo - o chamado granizo.
Se as temperaturas de uma nuvem até ao solo forem todas
negativas (abaixo de 0ºC), cairá geralmente neve. No entanto, se as
temperaturas no interior das nuvens estiverem a cima de -10ºC (o
que se pode dever eventualmente ao crescimento da temperatura
por cima da nuvem por chegada de uma massa de ar quente), a
nuvem geralmente não terá cristais de gelo e cairá chuva gelada
resultante do processo de crescimento de gotas superarrefecidas
por colisão e fusão (coalescência) - o chamado processo de
superarrefecimento de chuva quente. (Quando existem cristais
de gelo, as partículas de precipitação crescem pelo processo de
crescimento de cristais de gelo, produzindo neve e não chuva
gelada).
Geada
A Geada é uma camada, fina e opaca, composta por cristais de
gelo formados por sublimação, quando o vapor d'água entra em
contacto com uma superfície muito fria.
NOTA:
Por vezes, ouve-se dizer que chove porque o ar arrefece e o ar frio
«não consegue carregar» tanto vapor de água como o ar quente.
O que é verdade é que "o ar quente contem mais vapor de água na
saturação do que o ar frio". Se ar húmido (ou seja, ar que contem
muito vapor de água) arrefecer e a sua temperatura descer abaixo
do chamado «ponto de orvalho» (que corresponde à situação em
que o vapor que já contém corresponde ao máximo que pode existir
a essa temperatura e pressão), a humidade (o vapor) tem que ser
removida por condensação ou sublimação e podem começar a
formar-se nuvens. Chove quando o peso das moléculas agregadas
por ligações químicas (na fase líquida ou sólida) é suficiente para
vencer a sua energia cinética e as faz precipitarem-se para o solo.
TROVOADAS
Para uma trovoada se formar é necessário que exista elevação de
ar húmido numa atmosfera instável. A atmosfera fica instável
quando as condições são tais que uma bolha de ar quente em
ascensão pode continuar a subir porque continua mais quente do
que o ar ambiente. (A elevação do ar quente é um mecanismo que
tenta restabelecer a estabilidade. Do mesmo modo, o ar mais frio
tende a descer e a afundar-se enquanto se mantiver mais frio do
que o ar na sua vizinhança.) Se elevação de ar é suficientemente
forte, o ar arrefece (adiabaticamente) até temperaturas abaixo do
ponto de orvalho e condensa, libertando calor latente que promove
a elevação do ar e «alimenta» a trovoada. Formam-se
cumulonimbos isolados com grande desenvolvimento vertical
(podendo ir até 10 ou 18 mil metros de altitude) alimentado pelas
correntes ascendentes de ar.
É geralmente associados a esses cumulonimbos que se dão os
intensos fenómenos em que consiste uma trovoada: relâmpagos,
trovões, rajadas de vento, inundações, granizo e, possivelmente,
tornados.
As trovoadas podem-se formar no interior das massas de ar (a partir
da elevação do ar por convecção - comum em terra nas tarde de
Verão - quando o aquecimento da superfície atinge o seu pico - e
sobre o mar nas madrugadas de inverno, quando as águas estão
relativamente quentes); por efeito orográfico - (a barlavento das
grandes montanhas) ou estar associadas a frentes - sendo mais
intensas no caso das frentes frias.
Na vida de uma trovoada ordinária (formada por convecção a partir
de uma massa de ar) estão usualmente presentes 3 fases (cada
uma durante tipicamente de 15 a 30 minutos):
1. Nascimento: as correntes ascendentes de ar levam à
formação de cumulonimbos. Surgem as primeiras cargas de
água mas ainda não ocorrem relâmpagos. No topo da nuvem
o processo de crescimento de cristais de gelo começa a
produzir grandes partículas de precipitação.
Maturidade: o crescimento vertical atinge o seu máximo e os topos
das nuvens ficam achatados com a forma característica de uma
bigorna. Usualmente isto dá-se quando o ar ascendente encontra
uma inversão
2. de temperatura estável (por exemplo, o ar mais quente da
tropopausa). Os ventos predominantes em altitude começam
a espalhar cirros a partir do topo das nuvens. As bases
dianteiras ficam mais baixas e os relâmpagos começam a
ocorrer em toda a extensão das nuvens. No interior das
nuvens a turbulência é intensa e irregular, com equilíbrio entre
correntes ascendentes e descendentes. O peso das partículas
de precipitação já é suficiente para contrariar as correntes
ascendentes e começam a cair, arrastando o ar em volta
consigo. À medida que as partículas de precipitação caiem
nas regiões mais quentes da nuvem, há ar seco do ambiente
que entra na nuvem e pode originar a evaporação dessas
partículas. A evaporação esfria o ar, tornando-o mais denso e
«pesado». É todo este ar frio que cai através da nuvem com a
precipitação que forma a corrente descendente de ar que,
quando bate na superfície se pode espalhar, formando uma
frente de rajada que vai deslocando e substituindo o ar mais
quente da superfície. Nesta fase a trovoada produz ventos
fortes, relâmpagos e precipitação forte.
3. Dissipação: as nuvens começam-se a espalhar para os
lados, em camadas. E as correntes frias descendentes
tornam-se predominantes. O ar frio substitui o ar mais quente
da superfície, «desligando» os movimentos ascendentes
dentro da trovoada. Nesta fase já só há correntes
descendentes fracas e fraca precipitação. Sobram apenas
muitos altostratos e cirrostratos que podem até contribuir, com
a sua sombra, para diminuir o aquecimento da superfície.
As trovoadas mais fortes são geradas quando ar quente e húmido
sobe rapidamente, com velocidades que podem chegar aos 160 km
por hora, até altitudes mais elevadas e mais frias. Em cada
momento há na ordem de 2000 trovoadas em progresso sobre a
superfície da Terra. Os relâmpagos surgem quando as partículas de
gelo ou neve de uma nuvem começam a cair de grande altitude em
direcção à superfície e correspondem à libertação de energia
devida à diferença de carga entre as partículas. Os trovões são o
ruído que os relâmpagos fazem quando viajam pelo ar.
o granizo das trovoadas
À medida que os cristais de gelo caiem através de uma nuvem
contendo gotículas de água superarrefecida, estas podem congelar
em cima deles por um processo de acumulação (acreção). As
partículas que resultam desse processo podem eventualmente
chegar ao solo se as temperaturas forem muito baixas mas, nas
trovoadas mais intensas, acabam por ser transportadas para o topo
dos cumulonimbos pelas fortes correntes de ar ascendente, caindo
depois de novo, em direcção ao solo. Ao caírem, crescem de novo
por acumulação até chegarem à base da nuvem e algumas voltam
então a ser transportadas para o topo pelas correntes ascendentes
de ar. Este ciclo pode-se repetir várias vezes e os grânulos
resultantes vão crescendo camada a camada. Quanto mais fortes
forem as correntes ascendentes, mais vezes este ciclo se repetirá
para cada grânulo e mais ele crescerá. Quando um grânulo se torna
demasiado pesado, cai da nuvem e acelera sob a acção da
gravidade em direcção à superfície. Mesmo que a temperatura do
ar esteja relativamente elevada, os grânulos não se chegam a
derreter porque o tempo curto em que atravessam o ar quente
debaixo da trovoada não é suficiente para poderem derreter antes
de cair no solo. Por isso, o que acaba por cair na superfície são
grânulos de gelo, no estado amorfo, que se precipitam com
violência no solo - o chamado granizo.
Raios e Relâmpagos
Os relâmpagos são descargas eléctricas que ocorrem dentro de
uma nuvem, entre duas nuvens, entre uma nuvem e a atmosfera,
ou entre uma nuvem e o solo (os chamados «raios», que
representam tipicamente 20% das descargas).
Os relâmpagos verticais normalmente predominam na parte da
frente de uma trovoada e os horizontais na parte de trás. Os
relâmpagos, que estão sempre presentes em qualquer trovoada,
aquecem localmente o ar até temperaturas muito elevadas (podem
chegar aos 30000°C). Esse aquecimento causa a expansão
explosiva do ar ao longo da descarga eléctrica, resultando numa
violenta onda de pressão, composta de compressão e rarefacção,
que os nossos ouvidos ouvem como um trovão. Uma trovoada
típica produz três ou quatro descargas por minuto. Quando a
atmosfera está estável, o seu campo eléctrico é caracterizado por
uma carga negativa na superfície e uma carga positiva na alta
atmosfera. Os raios ocorrem quando dentro de um cumulonimbo
surgem regiões separadas com cargas eléctricas opostas. As
partículas de carga positiva mais leves são elevadas para o topo
pelas correntes de ar ascendentes e as de carga negativa, que são
maiores, caiem para a base da nuvem.
As regiões com cargas eléctricas opostas aparecem, por exemplo,
quando partículas de gelo (como granizos) caiem sobre uma região
em que há gotas liquidas superarrefecidas e cristais de gelo. As
gotas congelam quando colidem com cristais de gelo e libertam
calor latente que faz com que a superfície das partículas de gelo se
mantenha mais quente do que os cristais de gelo à sua volta. Isso
faz com que se dê uma transferência de iões positivos das
partículas de gelo «quentes» para os cristais de gelo. As partículas
de gelo ficam com carga negativa e os cristais de gelo com carga
positiva. Os cristais de gelo, mais leves e com carga positiva, são
elevadas para o topo pelas correntes de ar ascendentes e as
partículas de gelo (como granizos), mais pesados e com carga
negativa, caiem para a base da nuvem.
Como cargas opostas se atraem, uma carga positiva é induzida no
solo (no cimo dos objectos altos observa-se, por vezes, o Fogo de
St. Elmo: um brilho devido à concentração de carga positiva). O
campo eléctrico resultante vai crescendo até que atinge um valor
crítico a partir do qual cai um raio (um relâmpago nuvem-solo). Uma
primeira vaga de electrões é lançada para a base da nuvem e
depois em direcção ao solo colidindo com moléculas de ar que
ionizam, formando um canal condutor que facilita o trajecto de
outros electrões. A vaga de electrões percorre 50 a 100 metros,
pára uns 50 microsegundos, voltando depois a percorrer novamente
uns outros 50 metros. A forma bifurcada do caminho da corrente de
electrões resulta do facto de haver pequenas variações na
resistência do ar. A vaga de electrões, no seu caminho para o solo,
vai escolhendo os caminhos de menor resistência do ar.
O canal condutor vai assim crescendo até que se aproxima do solo
e se começa a levantar deste uma corrente de carga positiva que
vem ao seu encontro. Quando se dá o encontro, um grande número
de electrões fluem para o solo e uma maior e já perfeitamente
visível descarga de retorno, brilhante e intensa, com muitos
centímetros de diâmetro, ascende para a nuvem (em cerca de 10
milisegundos) seguindo o mesmo trajecto ionizado. Frequentemente
as descargas repetem-se no mesmo canal ionizado em intervalos
de mais ou menos 1 milisegundo. Tipicamente, o flash de um raio
dura cerca de um segundo mas contem pelo menos três ou quatro
descargas descendentes seguidas de descargas de retorno de que
os nossos olhos só se podem vagamente aperceber. É isso que o
faz parece tremer.
PS: Não se conhece a causa de um outro tipo de relâmpagos - As
Bolas de Fogo - que são esferas luminosas (vermelhas, amarelas,
azuis, laranjas ou brancas) de 1 cm a 2 m de diâmetro que
normalmente ocorrem perto das trovoadas. Podem cair do céu e
entrar em casas pelas janelas ou tomadas eléctricas.
trovoadas severas
Consideram-se trovoadas severas as que produzem ventos de
rajada com mais de 50 nós (92 km/h) e (ou) granizo com mais de 2
cm de diâmetro (a velocidade do vento é medida em nós (=milhas
náuticas/ hora) e um nó são 1,852 km/h.) As correntes de ar
ascendentes, com mais de 65 km/h, são suficientemente fortes para
manter granizos suspenso na nuvem o tempo suficiente para os
mesmos crescerem e caírem depois na base da nuvem ou serem
lançados para o lado pela corrente de ar ascendente (durante o dia,
pode notar-se na nuvem uma coloração verde na área do granizo).
São trovoadas em que a fase de maturidade dura mais tempo do
que o habitual. Quanto tempo dura, depende da força das correntes
de ar ascendentes e descendentes, que dependem, por sua vez, da
humidade do ar à superfície, da instabilidade do ar e de como os
ventos de altitude interferem com a trovoada.
A evaporação da água das fortes chuvadas esfria o ar, tornando-o
mais denso e «pesado», o que resulta num aumento da pressão
atmosférica. O ar frio que cai forma a corrente descendente de ar
que se espalha lateralmente depois de atingir o solo. O ar frio age
como uma cunha e força o ar húmido e quente a subir, de um modo
semelhante a uma frente fria, realimentando a corrente de ar
ascendente e contribuindo assim para ir mantendo a trovoada
activa, por vezes, por muitas horas. A linha demarcadora que é
formada entre a corrente fria de ar descendente e o ar quente da
superfície, adiante das trovoadas, chama-se frente de rajada e
caracteriza-se por ventos fortes e tempestuosos com velocidades
que chegam a atingir mais de 100km/h (tornando perigosas as
operações de aterragem e descolagem de aviões). O abaixamento
de temperatura do ar à superfície pode perdurar por várias horas,
mesmo depois do final da trovoada.
A formação de trovoadas (sobretudo as severas) é favorecida pelo
encontro de uma massa de ar húmido e quente com uma massa de
ar mais fria e seca. As trovoadas severas são mais comuns na
Primavera e no Verão quando o aquecimento da superfície durante
o dia é mais forte. São pouco prováveis nos locais próximos de
oceanos mais frios porque o ar é menos húmido e há, por isso,
menos «combustível» para alimentar trovoadas.
Nas latitudes médias, a maioria das trovoadas severas ocorrem ao
longo ou antes de frentes frias, onde o ar quente se eleva e
condensa, libertando calor latente e tornando o ar instável. Isso
origina o crescimento vertical das nuvens (que pode alcançar mais
de 18 quilómetros acima da superfície) que leva ao
desenvolvimento de trovoadas severas, sobretudo quando há um
grande contraste de temperatura entre as duas massas de ar e
quando na alta troposfera o gradiente de pressão origina uma forte
corrente de jacto paralela à frente, cuja divergência favorece a
ascensão do ar.
As trovoadas mais severas ocorrem quando há um aumento da
velocidade dos ventos horizontais com a altitude («vertical shear»).
Nessas condições, as trovoadas têm tendência para ficar inclinadas
na direcção do ventos. A inclinação da corrente ascendente faz com
que a precipitação não caia na região de ar ascendente em que se
formou, deslocando para a frente da trovoada a corrente de ar
descendente e a frente de rajadas à superfície. Deste modo, a
corrente de ar frio descendente não «corta» a massa de ar quente
que alimenta a trovoada e a frente de rajadas pode gerar novas
células de trovada; é o que acontece nas trovoadas
multicelulares. As trovoadas que ocorrem com fracas mudanças
de ventos na vertical não duram tanto tempo porque a corrente de
ar descendente corta a corrente de ar ascendente pela parte de
baixo - são as chamadas trovoadas de impulso ou de pancada.
trovoadas multicelulares
Chama-se «célula» ao conjunto de duas correntes de ar - uma
ascendente e outra descendente - presentes dentro de uma
trovoada em maturação. Uma trovoada com uma única célula
geralmente não dura mais que uma meia hora e não produz tempo
muito severo. As trovoadas severas mais comuns são as trovoadas
multicelulares em que há várias células que se movem como uma
única, estando cada célula numa fase diferente de
desenvolvimento. Novas células nascem do lado da corrente de ar
ascendente enquanto as do lado da corrente de ar descendente se
vão dissipando. Cada uma das célula vai, por sua vez, sendo a
célula dominante.
As trovoadas multicelulares formam-se quando a corrente de ar frio
descendente de uma célula, ao atingir a superfície, força o ar
húmido e quente a elevar-se e a ir gradualmente formando uma
nova célula. As novas células tendem a formar-se à frente das
células maduras, ao mesmo tempo que há células que se vão
dissipando atrás delas. Podem produzir rajadas de ar muito fortes
perto do solo e são mais severas quando estão bem organizadas do
que quando são um simples conglomerado de células individuais.
Por vezes, como se vê nas fotografias seguintes, uma trovoada
multicelular evolui de tal modo que a corrente inclinada de ar
ascendente se torna mais forte e consegue assumir um caracter
mais vertical, podendo começar a cair algum granizo e acabar por
surgir uma única supercélula.
Depressões tropicais, tempestades tropicais e furacões
Em certas circunstâncias, um grupo de trovoadas organiza-se como
uma depressão tropical, ou seja, aparece uma circulação
organizada em sentido ciclónico (na direcção oposta aos ponteiros
de um relógio no Hemisfério Norte e no sentido inverso no
Hemisfério Sul) com ventos que vão de 36 a 62 km/h, em torno de
um centro de baixas pressões. Se os ventos se intensificam (de 63
a118 km/h), numa questão de um ou dois dias a circulação torna-se
mais nítida e circular e surge uma tempestade tropical que origina
chuvas fortes e à qual é dada o nome seguinte de uma lista
preestabelecida de nomes (nomes de homem e mulher
alternadamente, em ordem alfabética. Como exemplo, segue-se a
lista de nomes para as tempestades no Atlântico em 2001: Allison,
Barry, Chantal, Dean, Erin, Felix, Gabrielle, Humberto, Iris, Jerry,
Karen, Lorenzo, Michelle, Noel, Olga, Pablo, Rebekah, Sebastian,
Tanya, Van, Wendy.)
Se a pressão continua a baixar (podendo descer até 870 mb) e os
ventos excedem 118 km/h, desenvolve-se um olho no centro e uma
rotação cada vez mais nítida em torno dele e a tempestade torna-se
num furacão.
Os furacões
Os furacões são ciclones tropicais intensos com ventos máximos
constantes de 118 km/h ou mais (e velocidades máximas de rajadas
de ventos que raramente excedem 370 km/h) e com um diâmetro
que é em média de 600 km mas pode ir até aos 1500 km. Surgem
sobre as águas quentes dos trópicos (entre 5º e 15º de latitude) e
cobrem áreas muito vastas. São colunas de ar em rotação que
podem durar algumas semanas e cuja potência provém das águas
quentes dos oceanos. Libertam grandes quantidades de energia e
transportam grandes quantidades de ar húmido e quente (até 3500
milhões de toneladas por hora) das latitudes baixas para as
latitudes médias. Perdem rapidamente a sua força e intensidade ao
entrarem
em
terra
ou
em
águas
frias.
Para um furacão se formar e subsistir, a água dos oceanos tem que
estar a mais de 26,5ºC até uma profundidade de cerca de 50
metros (para fornecer a humidade necessária) e tem que existir
uma humidade relativa elevada na baixa e média troposfera (para
reduzir a evaporação nas nuvens e maximizar a quantidade de
precipitação e assim promover a concentração do calor latente, que
é crítica para alimentar o sistema)
Para além da águas quentes, tem que existir uma área de baixas
pressões na zona. Na animação que se segue vê-se um cavado de
pressão (a vermelho) gerado pelo encontro de dois sistemas de
ventos, no hemisfério sul. Em cima chegam os ventos da monção
de noroeste e em baixo chegam os ventos alísios vindos de
sudeste.
Desde que a velocidade ou direcção dos ventos não varie
demasiado com a altitude, a aceleração de Coriolis faz com que o
cavado de pressão se torne uma zona favorável para o
aparecimento de uma rotação ciclónica de grande escala que pode
levar ao nascimento de furacões.
Quando o vapor de água condensa, liberta calor latente para a
atmosfera e aquece-a na sua vizinhança. O ar quente é menos
denso que o ar frio e por isso ocupa mais espaço e expande-se. É
esta expansão, que força o afastamento do ar do centro da
trovoada, que provoca a diminuição da pressão atmosférica à
superfície (diminuição do peso do ar sobre a superfície). A
diminuição da pressão atmosférica faz com que mais ar convirja no
centro e mais ar húmido se eleve e condense formando nuvens,
libertando ainda mais calor latente. Desde que a velocidade ou
direcção dos ventos não varie demasiado com a altitude, este ciclo
que se repete vai intensificando cada vez mais a trovoada.
Uma rotação pronunciada desenvolve-se ao redor do centro (o
olho) do furacão, com zonas de nuvens convectivas em que caiem
cargas de água separadas por áreas de ar descendente (onde por
vezes não cai precipitação). Normalmente chove mais tempo e mais
intensamente à medida que se caminha da periferia do furacão em
direcção ao olho. Na parede do olho, o ar ascendente que
condensa forma um círculo de trovoadas intensas (que se pode
estender até perto de 15 km de altitude) que giram em torno do
centro do furacão e onde ocorrem os ventos e as chuvas mais
intensas (até 25 centímetros por hora).
Dentro das trovoadas da parede do olho, o ar aquece por causa da
grande quantidade de calor latente libertado e expande-se, criando,
por cima dele, uma zona local de mais alta pressão que faz com
que o ar se mova para as regiões com mais baixa pressão à sua
volta. Esta divergência de ar (que na alta atmosfera é também em
espiral mas no sentido anticiclónico) faz com que o ar por baixo seja
sugado para cima, fazendo descer a pressão à superfície, e desça
depois na zona do olho e nas áreas de ar descendente que
separam as nuvens. No olho, não há trovoadas por causa do efeito
de compressão do ar descendente. As temperaturas no olho podem
ser 8° a 10° C mais elevadas do que nas áreas em redor. A
pressão, que pode ser de uns 1010 mb na periferia, desce até uns
950 mb no olho. Os ventos crescem até à parede do olho e depois
desaparecem «de repente» dentro dele.
Enquanto a divergência do ar no topo é maior do que a
convergência na superfície, o furacão intensifica-se e a pressão na
superfície continua a cair. Quando os furacões entram em terra, a
fricção na superfície faz com que os ventos diminuam a sua força e
se comecem a dirigir directamente para o centro, causando a
elevação da pressão no centro. Quando a convergência na
superfície excede a divergência no alto, a pressão na superfície
começa a aumentar e a trovoada cessa.
O nome furacão é usado para os ciclones que se formam no
nordeste do Atlântico e no leste do Pacífico Norte. O nome tufão é
usado no Pacífico Norte e o de ciclone na Índia e Austrália. Numa
região estreita perto do equador (5ºN - 5ºS), embora a temperatura
dos oceanos seja suficientemente elevada e existam trovoadas, não
se formam ciclones tropicais porque a força de Coriolis não é
suficientemente grande. As nuvens, o aquecimento global e o
efeito de estufa
O efeito de estufa
O efeito de estufa é um processo que faz com que a temperatura da
Terra seja maior do que a que seria na ausência de atmosfera. O
efeito de estufa é uma coisa boa. Sem ele a vida, como a
conhecemos, não poderia existir. O que se pode tornar catastrófico
é um aumento do efeito de estufa que desestabilize o equilíbrio
energético no planeta e origine o aquecimento global do planeta.
Os gases «de estufa» (vapor de água, dióxido de carbono- CO2,
ozono, CFC´s) absorvem alguma da radiação infravermelha emitida
pela superfície da Terra e radiam por sua vez alguma da energia
absorvida de volta para a superfície. Como resultado, a superfície
recebe quase o dobro de energia da atmosfera do que a que recebe
do Sol e a superfície fica cerca de 30ºC mais quente do que estaria
sem a presença dos gases «de estufa».
O nome «efeito de estufa» é um nome infeliz porque a atmosfera
não se comporta como uma estufa (ou como um cobertor). Numa
estufa, o aquecimento dá-se essencialmente porque a convecção é
suprimida. Não há troca de ar entre o interior e o exterior. (Ouve-se
dizer que um carro ao sol com as janelas fechadas ou uma estufa
aquecem porque a radiação visível (a luz) consegue passar pelas
janelas e a radiação infravermelha não. De facto, esse facto tem
uma influência mínima no fenómeno.)
Ora acontece que a atmosfera facilita a convecção e não armazena
calor: em média, a temperatura da atmosfera é constante e a
energia absorvida transforma-se imediatamente na energia cinética
e potencial das moléculas que existem na atmosfera. A atmosfera
não reflecte a energia radiada pela Terra. Os seus gases,
principalmente o dióxido de carbono (CO2), absorvem-na. E se
radia, é apenas porque tem uma temperatura finita e não por ter
recebido radiação. A radiação que emite nada tem que ver com a
que foi absorvida. Tem um espectro completamente diferente.
O aquecimento global
Aquecimento global é o nome que se dá ao aumento da magnitude
do efeito de estufa que pode resultar num sobreaquecimento da
Terra. O aquecimento global que foi detectado traduz-se sobretudo
numa diminuição do arrefecimento nocturno. De 1950 a 1993, a
temperatura mínima nocturna aqueceu de 0,17 graus centígrados
por década, enquanto a temperatura máxima diurna aumentou
apenas 0,07 graus por década.
Sabe-se que, desde 1700, as actividades humanas aumentaram a
quantidade de dióxido de carbono (CO2) na atmosfera e conjecturase que esse aumento poderá estar na origem deste aquecimento
recente. Mas ainda se sabe muito pouco sobre os processos
naturais de alteração climática, que só se são estudados à cerca de
150 anos. Pode ser que este aquecimento se insira nos ciclos
naturais e não seja de facto devido às actividades humanas.
O aquecimento global levará a uma subida da temperatura das
camadas superiores dos oceanos. A simples expansão térmica da
água fará com que o nível das águas nos oceanos suba (poderá
subir só por esse efeito até uns 30 cm). O gelo nos continentes
(presente sobretudo nos glaciares) derreterá mais rapidamente e
ajudará à subida do nível das águas (um efeito que terá causado,
nos últimos 100 anos, uma subida de 5 cm). (O gelo flutuante não
altera o nível das águas quando derrete).
Por outro lado, um aumento de precipitação na Antártida e na
Gronelândia pode levar a um aumento da quantidade de água
armazenada nas suas camadas de gelo e contribuir para diminuir a
subida do nível das águas nos oceanos.
Tudo indica que, durante o século XX, o nível das águas nos
oceanos subiu entre 10 e 20 cm. E pensa-se que continuará a subir
durante o século XXI. Mas o actual conhecimento só nos permite
estimar que essa subida poderá ir de apenas 9 cm até uns 88 cm
entre 1990 e 2100.
Pensa-se que nas últimas décadas tem havido uma subida de 2
milímetros por ano. Mas o cálculo não foi simples de fazer. Na
Escandinávia, por exemplo, as medidas realizadas parecem indicar
que o nível das águas do mar está a descer cerca de 4 milímetros
por ano! Mas pensa-se que isso se deve ao facto da Escandinávia
estar ainda a subir, depois de ter sido presionada por glaciares de
grande massa durante a última era glaciar. Em Bangkok, por causa
do grande incremento na extracção de água para uso doméstico, o
solo está a afundar-se e os dados parecem indicar que o nível das
águas do mar subiu cerca de 1 metro nos últimos 30 anos! Foi
preciso ter em conta muitos factos para se chegar ao resultado de 2
milímetros por ano. Mas diferentes investigadores, usando métodos
diferentes, acabaram por confirmar todos esse número.
O aquecimento da superfície favorecerá um aumento da
evaporação nos oceanos o que fará com que haja na atmosfera
mais vapor de água (o gás de estufa mais importante, sobretudo
porque existe em grande quantidade na nossa atmosfera). Isso
poderá fazer com que aumente cada vez mais o efeito de estufa e
com que o aquecimento da superfície seja reforçado. Podemos,
nesse caso, esperar um aquecimento médio de 4 a 6ºC na
superfície. Mas mais humidade (vapor de água) no ar pode também
significar uma presença de mais nuvens na atmosfera o que se
pensa que, em média, poderá causar um efeito de arrefecimento.
O equilíbrio energético no planeta
Em média, da radiação solar incidente (sobre o sistema
terra/atmosfera):




19 % é perdida por absorção da radiação ultravioleta (de alta
energia) pelas moléculas de oxigénio e ozono na estratosfera
(onde a temperatura cresce com a altitude);
6% é perdida por difusão da luz solar de menor comprimento
de onda - azuis e violetas - (o que faz com que o céu seja
azul);
24% é perdida por reflexão - 20% nas nuvens e 4% na
superfície. (O albedo do planeta é de 30% (6% difusão+24%
reflexão).
51%
é
absorvida
pela
superfície.
Nota: Os valores apresentados são valores médios. Por
exemplo, nos pólos a reflexão da radiação solar incidente é
geralmente maior do que 24% e nos oceanos menor do que
24%.
A energia radiada pela superfície da Terra, na gama dos
infravermelhos, corresponde a cerca de 117% do total de radiação
solar incidente (sobre o sistema terra/atmosfera). Dessa energia,
apenas 6% é emitida directamente para o espaço (emissão
terrestre) e 111% é absorvida pelos gases de estufa da atmosfera,
que reemite depois, de volta para a superfície, uma energia
correspondendo a 96% da radiação solar incidente. Finalmente,
uma energia correspondendo a 64% da radiação solar incidente é
emitida pela atmosfera para o espaço (emissão atmosférica).
Note que estes números traduzem um equilíbrio no sistema
terra/atmosfera: a radiação emitida para o espaço é igual à radiação
solar incidente [24% (reflexão) + 6% (difusão) + 64% (emissão
atmosférica) + 6% (emissão terrestre) = 100%].
No entanto, em média, a superfície absorve mais radiação da que
emite e a atmosfera radia mais energia do que a que absorve. Em
ambos os casos, o excedente de energia é de cerca de 30% da
energia da radiação solar incidente no sistema terra/atmosfera:
superfície - energia absorvida: 147% (51% do Sol + 96% da
atmosfera);
energia
emitida:
117%
atmosfera - energia absorvida: 130% (19% ultravioletas. + 111%
emissão terrestre); emitida: 160% (64% para o espaço + 96% para
a superfície)
A partir desta constatação pareceria que a superfície deveria ir
aquecendo e a atmosfera arrefecendo. Isso não acontece porque
existem outros meios de transferência de energia da superfície para
a atmosfera que representam, no seu conjunto, uma transferência
líquida de 30% do total de radiação solar incidente que equilibra o
orçamento de energia no planeta.
O ar quente que se eleva na atmosfera a partir da superfície
transfere calor para a atmosfera. Essa transferência de calor (o
fluxo de calor sensível) corresponde a um valor de energia que é
7% do total de radiação solar incidente.
A evaporação da água na superfície do planeta corresponde a uma
extracção de calor que acaba por ser libertado durante o processo
de condensação na atmosfera (que dá origem à formação das
nuvens). Essa transferência de calor (o fluxo de calor latente)
corresponde a um valor de energia que é 23% do total de radiação
solar incidente.
As nuvens
As nuvens têm de facto um papel importante no equilíbrio
energético porque controlam a energia que entra e que sai do
sistema. Podem arrefecer a Terra, ao reflectirem a luz solar para o
espaço, e podem aquecê-la por absorção da radiação infravermelha
radiada pela superfície, de um modo análogo ao dos gases
associados ao «efeito de estufa». O efeito dominante depende de
muitos factores, nomeadamente da altitude e do tamanho das
nuvens e das suas gotículas.
Como vimos, existe um equilíbrio no orçamento de energia no
planeta. O sistema terra/atmosfera reage às instabilidades que
ocorrem no sentido voltar sempre a um estado de equilíbrio. Se um
aumento do número de nuvens existentes faz com que a reflexão
da energia solar aumente e o sistema receba menos energia, o
sistema tenderá a arrefecer até que a energia radiada seja igual à
absorvida. Se um aumento do número de nuvens existentes faz
com que se perca menos energia radiada pelo solo, o sistema
global começa a absorver mais energia do que a que radia e dar-seá um aquecimento até que a energia radiada seja igual à absorvida.
Mas não é claro o que é que aquece ou arrefece em cada caso: a
superfície, a baixa atmosfera, a alta atmosfera ou uma combinação
delas.
As nuvens provocam um aquecimento ou um arrefecimento?
As noites claras são normalmente mais frias que as nubladas
porque as nuvens absorvem parte da radiação infravermelha que o
solo emite para o espaço. O efeito é mais pronunciado se as
nuvens estiverem a uma altitude razoável. Nesse caso, estarão a
uma temperatura inferior à do solo e radiarão, por isso, menos
energia do que este. E parte dessa radiação será emitida para o
próprio solo. Se as nuvens forem baixas e estiverem, por isso, a
uma temperatura parecida com a do solo, emitirão elas próprias
uma radiação parecida com a do solo e o arrefecimento global será
maior.
Durante o dia, se o céu está bastante nublado, a temperatura no
solo é menor do que se o céu estivesse limpo porque as nuvens
reflectem melhor a luz solar do que a superfície. Absorvem a
radiação da superfície mas, como estão aproximadamente à
mesma temperatura do que ela, radiam depois a mesma energia. O
sistema começa a absorver menos energia e a arrefecer até se
atingir um estado de equilíbrio em que nuvem receba tanta energia
quanto a que perde.
Mas a presença de nuvens também pode contribuir para um
aquecimento se elas forem finas e estiverem a grande altitude.
Nesse caso, elas deixam passar a luz e a superfície fica tão quente
como se não existissem nuvens. E, como estão a grande altitude,
estão mais frias e radiam pouca energia. O sistema começará então
nesse caso a aquecer até que a radiação adicional da superfície e
atmosfera combinadas contrabalance a que a nuvem absorve, para
que haja tanta energia a sair como a que está a entrar e se atingir o
equilíbrio.
A formação das nuvens
As nuvens formam-se a partir da condensação do vapor de água
existente em ar húmido na atmosfera. A condensação inicia-se
quando mais moléculas de vapor de água são adicionadas a ar já
saturado ou quando a sua temperatura diminui. É o arrefecimento
de ar húmido que se eleva na atmosfera que dá origem à formação
de nuvens.
A elevação do ar é um processo chave na produção de nuvens que
pode ser produzido por convecção, por convergência de ar, por
elevação topográfica ou por levantamento frontal.
Quando uma porção de ar se eleva, expande-se. E essa expansão
é adiabática e resulta numa perda de energia que faz com que a
sua temperatura baixe de cerca de 9,8º C por cada quilómetro de
elevação. O arrefecimento do ar traduz o facto de que a velocidade
média das suas moléculas diminui, aumentando a probabilidade de
que as moléculas livres de vapor se liguem a moléculas vizinhas,
passando ao estado líquido por condensação. Isso leva à
diminuição do valor máximo de vapor que pode estar presente no
ar, ou seja, provoca um aumento da sua humidade relativa. Se a
temperatura desce até ao chamado «ponto de orvalho», a
densidade de vapor é a máxima, igual à de saturação. A partir
desse momento qualquer arrefecimento resultará em que o vapor
em excesso tenha que ser removido por condensação, formando-se
gotículas de água que podem formar nuvens.
A condensação do vapor começa a ocorrer na base da nuvem, a
que, por isso, se chama «o nível de condensação». Se a
temperatura de ponto de orvalho é negativa (nesse caso, chama-selhe também «o ponto de geada»), o vapor pode passar
directamente ao estado sólido sob a forma de cristais de gelo, por
sublimação. Quando uma molécula livre se liga às vizinhas, perde
energia cinética que é libertada para o ambiente sob a forma de
calor latente (cerca de 600 calorias por cada grama de vapor de
água condensada).
A água na atmosfera
A água é única na nossa atmosfera porque, para as pressões e
temperaturas normais, pode existir em todas a três fases - sólida,
líquida e gasosa. É a temperatura, correspondendo à velocidade
molecular, que determina a fase em que a água se encontra. As
moléculas de água no ar estão constantemente a mudar de fase (as
3 fases correspondem ao gelo, à água líquida e ao vapor de água).
Na fase sólida, a água é um mineral cristalino e as moléculas estão
fortemente unidas por ligações químicas; na fase líquida é um fluido
ainda com um volume definido mas que se pode expandir e contrair
porque as moléculas estão já ligadas de um modo mais fraco e
escorregam facilmente umas nas outras, numa espécie de dança
contínua; na fase gasosa (vapor de água) não há um volume
definido e as moléculas estão ainda mais fracamente interligadas.
Quando o ar tem um alto conteúdo de vapor de água diz-se que é
ar húmido. A fonte mais importante de vapor de água na atmosfera
é a evaporação nos oceanos - a origem de cerca de 85% do vapor
de água na atmosfera. A evaporação e a transpiração nos
continentes são a origem dos restantes 15%. Enquanto os oceanos
contêm 97,5% da água existente no nosso planeta, a quantidade
total de água na atmosfera, sob a forma de vapor, representa
menos de 0,001% - o que corresponde apenas a cerca de uma
semana de precipitação em todo o globo. O que quer dizer que a
água é circulada de um modo muito eficiente através da atmosfera.
A contínua reciclagem da água pela formação de nuvens seguida
de precipitação movimenta um volume de água 32 vezes superior à
capacidade total da atmosfera!
É sobretudo no estado de vapor que a água é transportada através
da atmosfera terrestre dos oceanos para os continentes onde é
condensada e precipitada como chuva. As moléculas de água
escapam-se dos oceanos (a água evapora-se) e entram na
atmosfera sob a forma de vapor. Mas, mesmo num bocado de céu
sem nuvens, existem sempre também gotículas submicroscópicas
de água. Só que não sobrevivem muito tempo porque normalmente
a evaporação excede a condensação.
as gotículas de água das nuvens
A quantidade de vapor de água (ou seja, a humidade) que pode
existir no ar é limitada. Existe um valor máximo de vapor que o ar
pode conter a uma dada temperatura e pressão. Quando o
conteúdo de vapor de água é o máximo, diz-se que o ar está
saturado. A partir dessa situação, se a temperatura baixar, passará
a haver mais condensação do que evaporação e formar-se-ão
gotículas de água em maior número. É o que se passa quando a
elevação de ar húmido na atmosfera o faz arrefecer e ficar
saturado. Se existirem partículas higroscópicas (que atraem água)
suspensas no ar - os chamados núcleos de condensação - as
gotículas de água vão crescendo e transformam-se em gotículas de
nuvem (com diâmetros que podem ir de 1 a 30 mícron).
As nuvens são compostas por milhões de gotículas de água
suficientemente pequenas para se manterem suspensas na
atmosfera. Essas gotículas são a parte visível das nuvens, que são,
no entanto, compostas sobretudo por ar em movimento (é usual que
as gotículas representem pouco mais do que 1% da composição de
uma nuvem) .
Mesmo quando as temperaturas são negativas as nuvens são
formadas essencialmente por gotículas de água (as chamadas
gotículas de água superarrefecida). Isto deve-se ao facto de as
moléculas de vapor de água precisarem de superfícies sobre as
quais gelar e haver poucos núcleos de congelação numa nuvem
típica. As gotículas de água superarrefecida andam «à procura» de
algo sobre que gelar. (Só se a temperatura descer até pelo menos
uns -40º C se poderá dar a chamada nucleação expontânea e elas
gelarão sem a presença de núcleos de congelação.) Mas, desde
que a temperatura seja suficientemente baixa, existirão também
cristais de gelo numa nuvem. Mas, de um modo geral, haverá
muitas mais gotículas de água superarrefecida do que cristais numa
nuvem fria típica.
O ar ascendente é um processo chave na produção de nuvens
e precipitação
O ar flui na atmosfera tendendo a manter um certo equilíbrio de
pressões. Os ventos são causados pelas diferenças de pressão e
densidade (que varia na razão inversa da temperatura do ar) que
fazem com que o excesso de moléculas do volume mais denso ou
de maior pressão flua na direcção do volume menos denso ou de
menor pressão.
Como a pressão atmosférica diminui com a altitude, existe uma
força que tende a deslocar as moléculas de gás das altas pressões
(no solo) para as baixas pressões (em altitude). Se o nosso planeta
tem uma atmosfera é porque a força da gravidade contrabalança
essa força e impede que as moléculas se escapem livremente para
o espaço. Na ausência de outros processos que favoreçam a
ascenção do ar, estas duas forças equilibram-se (é o chamado
equilíbrio hidrostático) e não há uma força resultante que faça o
ar subir ou descer. São os processos que rompem o equilíbrio
hidrostático e levam à ascenção de ar húmido que dão origem à
formação das núvens.
O que dá origem à elevação do ar que leva à formação das
núvens?
A ascenção de ar pode ser produzida por convecção, por
convergência de ar, por elevação topográfica ou por levantamento
frontal.
1. Convecção - bolhas de ar que se elevam
À medida que a Terra vai sendo aquecida pelo Sol, há bolhas de ar
quente (e menos denso) que se elevam como se fossem balões de
ar quente. Continuarão a subir enquanto existir uma instabilidade
(enquanto a sua temperatura for mais elevada do que o ar por cima
delas). À medida que vão arrefecendo e perdendo o seu poder de
elevação, vão-se diluindo-se no ar circundante. Mas há outras
bolhas que se formam a seguir e que seguem o mesmo caminho,
subindo geralmente sempre um pouco mais do que as anteriores
até que conseguem subir o suficiente para que o seu arrefecimento
corresponda à chamada temperatura «de orvalho», a que se atinge
a saturação do ar. A humidade dentro dela (o vapor de água)
começa então a condensar em gotículas que se tornam visíveis sob
a forma de uma nuvem convectiva (caracterizada pelo seu rápido
desenvolvimento vertical).
A convecção implica uma transferência de calor da superfície para a
atmosfera - o chamado fluxo de calor latente (baseado na
evaporação e condensação da água). Cada vez que a água muda
de estado há uma troca de energia - o chamado calor latente. A
evaporação ocorre quando uma molécula se liberta do conjunto
das suas vizinhas, por aumento da sua energia cinética à custa de
energia extraída ao ambiente (cerca de 600 calorias por cada
grama de água líquida evaporada). A condensação ocorre quando
uma molécula se torna suficientemente lenta para se poder ligar a
um conjunto das moléculas (líquidas) vizinhas e resulta na
libertação do calor latente para o ambiente.
Se a camada superior da atmosfera for pouco instável, o
crescimento vertical será restrito e formar-se-ão apenas cúmulos de
bom tempo ou estratocúmulos. Se a camada é mais instável, o
crescimento vertical poderá prosseguir, formando-se cúmulos
congestus ou cumulonimbos, que já poderão dar origem a chuva.
Quando a alimentação de novas bolhas cessar, a nuvem dissiparse-á.
2. Convergência - a elevação de camadas de ar
Quando há uma convergência de ar chegando na horizontal a uma
região, o ar é forçado a elevar-se porque não pode ir para baixo. É
o que acontece nas regiões com baixas pressões, para cujo centro
o ar converge a partir das regiões circundantes, com pressões
atmosféricas mais elevadas. Podem elevar-se camadas de ar numa
extensão de centenas de quilómetros. Este fenómeno tende a
resultar na formação de nuvens - as chamadas «nuvens
dinâmicas». O movimento ascendente de ar é mais fraco do que o
associado à convecção e por isso as nuvens que se formam são
geralmente menos desenvolvidas verticalmente que as que são
geradas por convecção (formando-se, por exemplo, cirrostratos).
Nota: Nos anticiclones (centros de altas pressões), o ar flui para o
exterior, afastando-se em espiral do centro. Isso acaba por resultar
num movimento descendente do ar que contraria qualquer elevação
do ar que pudesse levar à formação de nuvens. É por isso que os
anticiclones estão geralmente associados a céu limpo.
3. Topografia que produz nuvens orográficas
Quando os ventos horizontais são confrontados com uma
montanha, o ar é forçado a subir. Se o ar que se eleva arrefecer até
à temperatura de orvalho, o vapor de água condensa e pode-se
formar uma «nuvem orográfica». O tipo exacto de nuvem depende
da altura do obstáculo topográfico e da humidade e estabilidade do
ar. Nas pequenas elevações, podem formar-se estratocúmulos; nas
elevações médias - até cerca de 2000m - podem formar-se
altocúmulos; e nas altas elevações, altocúmulos.
Nota: no outro lado do obstáculo, o ar desce, fica comprimido e
aquece, o que não permite a formação de nuvens.
4. Levantamento Frontal
Numa frente, o encontro entre massas de ar a diferentes
temperaturas e humidades faz com que o ar mais quente ascenda
por cima do ar frio que, como é mais denso, tende a ficar perto do
solo. A ascensão do ar acaba por resultar na formação de núvens
que surgem logo à frente da superfície frontal no solo, no caso de
uma frente fria, e bastante à frente da superfície frontal no solo no
caso de uma frente quente (ver frentes).
Instabilidade na atmosfera
Diz-se que a atmosfera está estável quando a ascenção de ar é
improvável (uma bolha de ar em ascensão volta a descer porque
está mais fria do que o ar ambiente). Diz-se que a atmosfera está
instável quando a ascenção de ar é provável (uma bolha de ar em
ascensão pode continuar a subir porque continua mais quente do
que o ar ambiente).
Quando uma bolha de ar sobe, passa de uma altitude em que a
pressão atmosférica é maior para outra em que ela é menor. Como
a pressão exterior diminui, a bolha de ar expande-se, aumentando o
seu volume. Como o ar é um bom isolante térmico podemos
considerar que toda a energia dispendida para a expansão
(«empurrando o ar ambiente à sua volta») vem das moléculas
dentro da própria bolha de ar, ou seja, que a expansão é um
processo adiabático. Podemos ignorar as fugas para o exterior e
considerar que o ar se esfria apenas por descompressão: a
temperatura diminui se se reduz a pressão e vice versa. As
moléculas de ar perderão alguma energia cinética e o ar arrefecerá.
A taxa de arrefecimento é aproximadamente constante: cerca de
9,8º C/km para ar seco (não saturado). Quando o ar desce, é
comprimido e aquece também segundo a mesma taxa (9,8º C/km).
Suponhamos que uma bolha de ar com uma temperatura média de
a 9,8ºC está à superfície e a temperatura do ponto de orvalho é
0ºC. Se o ar ascende, ficará saturado à altitude de 1 km. Se
continuar a ascender, continuará a expandir-se e a arrefecer mas
agora agora o ar estará saturado. Haverá então condesação de
vapor de água que libertará calor latente, contrariando ligeiramente
o arrefecimento associado. Por isso, a taxa de arrefecimento
adiabático para ar húmido (saturado) é ligeiramente menor: cerca
de 6º C/km.
A atmosfera é dita absolutamente instável (uma situação não
muito comum) se a taxa de arrefecimento da temperatura do
ambiente com a altitude for maior do que 9,8ºC. Nessa situação,
uma bolha de ar em ascensão estará sempre mais quente que o
ambiente. Se essa taxa for menor do que 6ºC, a atmosfera é dita
absolutamente estável. Nessa situação, uma bolha de ar em
ascensão estará sempre mais fria do que o ambiente. Se a taxa de
arrefecimento da temperatura do ambiente com a altitude cair
algures entre 9,8 e 6ºC (uma situação muito comum), a atmosfera é
dita condicionalmente instável. Nessa situação, uma bolha de ar
em ascensão continuará a subir ou não, dependendo do ar ficar ou
não saturado algures no seu caminho ascendente.