CLI 01 - Michel

INSTITUTO FEDERAL DE CIÊNCIA E TECNOLOGIA DE SANTA
CATARINA
Departamento Acadêmico de Saúde e Serviços
Curso Técnico de Meteorologia
Módulo 1: Meteorologia Básica
Climatologia
CLI 01
Professor
Michel Muza
Semestre:
Sigla: CLI
INTRODUÇÃO
A radiação é de grande importância para a vida na Terra. Os diferentes fluxos de
radiação recebidos ou emitidos pela superfície terrestre intervêm diretamente no
armazenamento térmico do planeta como um todo, não importando o lugar da
superfície da Terra ou de sua atmosfera.
Todo corpo com temperatura maior do que zero absoluto (0,0 Kelvin) emite radiação na
forma de onda eletromagnética, devido à movimentação dos átomos, produzindocampos elétricos e magnéticos em conjunto.
Tipos de Ondas
As ondas são caracterizadas por sua amplitude (m), freqüência (f, em Hz) e
comprimento da onda (λ, em metros), e. A equação 1 mostra que a freqüência e o
comprimento da onda estão relacionados através da velocidade de propagação da
onda (c, em ms-1).
c = λ. f
(1)
A freqüência é o número de ondas que passa por um determinado ponto em uma
unidade de tempo (geralmente em segundos), sendo esse intervalo de tempo
denominado por período (T). Portanto o período é o inverso da freqüência, como
apresentado na equação 2.
T=
1
f
(2)
Se uma determinada onda é curta (isto é, possui menor comprimento de onda), uma
quantidade maior de ondas passa num mesmo ponto dentro de um mesmo período.
Ondas eletromagnéticas propagam-se com velocidade aproximada de 300.000 km/s,
podendo concluir da equação 1 que as ondas curtas são ondas de alta freqüência.
Analogamente, ondas longas (com maior comprimento de onda) são ondas de baixa
freqüência. A amplitude da onda (A, em metros) é a distância do meio da onda até a
crista ou do meio da onda até o cavado, enquando que a distância cavado-crista e
chamada de altura da onda .
Figura 1 – Comprimento de onda
1
Processos de contabilização
Radiação solar
Pode-se subdividir em várias categorias a medida dos fluxos de radiação solar que
chegam até as camadas inferiores da atmosfera como é mostrado na Figura 2:
Irradiância solar direta: medida sob uma incidência normal. Não interage com a
atmosfera. Depende exclusivamente da latitude, época do ano e horário do dia.
Fotoperíodo é período de tempo em que existe radiação solar direta em um dia (do
nascer ao ocaso). Depende da latitude e época do ano (Figura 3).
Figura 2 – Componente da radiação
solar que penetram na atmosfera
terrestre.
Figura 3 – Medidas de fotoperíodo em várias latitudes.
O instrumento de medição da radiação solar direta é o pireliômetro (Figura 4). Neste
instrumento, o sensor e protegido da radiação difusa, sendo posicionado, em geral, na
extremidade inferior de um tubo. Existem recursos técnicos que garantem não somente
2
um direcionamento preciso, mas também o deslocamento do aparelho em sincronia
com o deslocamento aparente do Sol.
Irradiância solar difusa. Também conhecida por radiação do céu. É a radiação que
sofreu uma difusão ou uma reflexão ao atravessar a atmosfera. Proveniente do céu das
seguintes formas:
•
•
•
Espalhamento. Radiação é apenas refletida (mantém o mesmo comprimento de
onda e frequência) para várias direções, sendo espalhada;
Reflexão. A radiação é simplesmente refletida predominantemente na direção
contrária à qual se propagava;
Absorção e emissão. O objeto absorve a radiação e irá emitir a radiação à sua
temperatura, seguindo a Lei de Planck, podendo ser em outros comprimentos de
onda.
Uma característica da radiação difusa é que ela penetra mais eficientemente nos
vegetais do que as outras formas de radiação.
Para medir a radiação difusa, basta sombrear o piranômetro com um anel (Figura 8b),
ajustado de tal forma que a radiação direta não incida sobre o sensor, o que pode ser
obtido mediante o ajuste diário do sistema. Ao invés do anel, pode-se também utilizar
um disco situado a uma distancia tal que sua sombra proteja o sensor contra a
radiação direta. Em ambos os casos é feita, posteriormente, a correção de abóbada,
que significa corrigir os dados em conseqüência da obstrução parcial da abóbada
celeste pelos elementos sombreadores. Assim, mediante o uso de um piranômetro
sombreado e outro livremente exposto, obter-se-ão a irradiância difusa e a global,
respectivamente. A diferença entre a irradiância global (total) e a difusa é a irradiância
solar direta. Com isso, substitui-se o pireliômetro mediante o uso combinado de dois
piranômetros. Obviamente, dispondo-se de um pireliômetro e de um piranômetro,
obter-se-á igualmente a irradiância solar difusa.
Irradiância solar global é a radiação total que atinge a superfície da terra, recebida
sobre uma superfície horizontal. Este tipo de radiação compreende a radiação que
provêm diretamente do disco solar e a radiação que sofreu espalhamento e múltiplas
reflexões ao atravessar a atmosfera (radiação direta mais a radiação difusa).
Para medir a irradiância solar global sobre uma superfície plana horizontal, a
diversificação de instrumentos é ainda maior. Os mais comuns são os
PIRANÔMETROS e os ACTINÓGRAFOS, como mostrado nas figuras 4c e 4d. Os
sensores, por sua vez, variam entre anéis metálicos concêntricos, alternando "cores"
branca e preta; seqüência de placas de cobre, pintadas alternadamente de branco e
preto; destilação líquida em conseqüência da absorção da energia incidente;
termopilhas diferenciais com junções quentes e frias, acopladas a absorvedores preto e
branco, que se orientam na forma estelar. Um piranômetro de ampla utilização é o
PIRANÔMETRO EPPLEY, cujo sensor e constituído de termopilhas diferenciais, ou
seja, uma seqüência de termopares dispostos em serie, em que a metade das junções
se mantém a uma dada temperatura, enquanto a outra é aquecida. Obtêm-se, dessa
forma, correntes relativamente intensas, que podem ser medidas em
microamperímetros, para leituras instantâneas ou registros contínuos.
3
(b)
(a)
(d)
(c)
Figura 4 – Instrumentos de medida de radiação direta: pireliômetro (a); difusa:
piranômetro com anel (b) e global para estação convencional: Actinógrafo
(c) e automática: piranômetro (d).
A relação entre radiação difusa e a radiação global varia de forma muito sensível
e é igual a uma unidade quando o céu está muito coberto, e diminui abaixo de 0,1
quando o céu está extremamente claro.
Após a absorção pelo oxigênio e pelo ozônio nas camadas superiores da
atmosfera, o limite inferior da radiação solar de curtos comprimentos de onda recebido
pela superfície terrestre é de aproximadamente de 290 milimicrons. Para a radiação de
grandes comprimentos de onda, o limite inferior, definido de maneira a excluir menos
de 1% da radiação solar, é 4 µ aproximadamente.
As figuras 5 e 6 mostram exemplos da variação diária da radiação global e difusa
para diferentes condições atmosféricas.
1200
1000
800
600
400
200
0
6
8
10
12
14
TEMPO(h)
16
18
1200
DENSIDADE DE FLUXO (W/m2)
DENSIDADE DE FLUXO (W/m2)
DENSIDADE DE FLUXO (W/m2)
1200
1000
800
600
400
200
0
6
8
10
12
14
TEMPO(h)
16
18
1000
800
600
400
200
0
6
8
10
12
14
16
18
TEMPO(h)
(a)
(b)
(c)
Figura 5 – Variação diária da irradiância solar global para dias de céu claro (a),
parcialmente nublado (b) e nublado (c).
4
600
500
400
300
200
100
0
6
8
10
12
14
16
18
TEMPO(h)
DENSIDADE DE FLUXO EXT.(W/m2)
DENSIDADE DE FLUXO EXT. (W/m2)
DENSIDADE DE FLUXO EXT. (W/m2)
700
700
700
600
500
400
300
200
100
0
6
8
10
12
14
TEMPO(h)
16
18
600
500
400
300
200
100
0
6
8
10
12
14
16
18
TEMPO(h)
(a)
(c)
(b)
Figura 6 – Variação diária da irradiância solar difusa para dias de céu claro (a),
parcialmente nublado (b) e nublado (c).
Brilho solar
A duração do brilho solar diário pode ser obtida mediante o uso do HELIÓGRAFO, que
e um aparelho de fácil manuseio e largamente utilizado em observações
meteorológicas de rotina.
Radiação terrestre
Por radiação terrestre, entende-se a radiação térmica emitida pela terra e pela
atmosfera. Do nível do solo até a altitude de 80 km ou mais, a temperatura varia
geralmente entre –80 °C e +40 °C, e o domínio espec tral desta radiação (escolhido
definido de maneira a excluir menos de 1% da radiação de um corpo negro em cada
extremidade) é definido pelos limites extremos de 4 µ e 100 µ aproximadamente.
Nenhum dos três gases atmosféricos (nitrogênio, oxigênio e argônio) absorve radiação
nesta banda do espectro eletromagnético, mas o vapor d’água, o dióxido de carbono e
o ozônio apresentam bandas de absorção importantes.
O solo e as nuvens, que apresentam comportamento mais ou menos de corpo
negro, emitem radiação nesta banda de comprimentos de onda. A radiação terrestre é
um fluxo difuso e é habitualmente medida como a energia que atravessa uma
superfície horizontal de área unitária por unidade de tempo.
Radiação total
Por radiação total, devemos entender a soma das radiações solar e terrestre. O
fluxo de duas componentes de radiação passando por um plano horizontal é
denominado de balanço de radiação.
Terminologia e unidades
A simbologia utilizada neste texto é baseada na terminologia das grandezas e
instrumentos de radiação, adotada pela Comissão de Instrumentos e Métodos de
Observação (CIMO) da Organização Meteorológica Mundial em colaboração com a
Comissão de radiação da Associação Internacional de Meteorologia e de Física da
Atmosfera.
Para expressar o fluxo energético por unidade de superfície no Sistema
Internacional (SI), é conveniente utilizar preferencialmente o watt por metro quadrado
(W m-2) e para a quantidade de energia radiante por unidade de superfície, o joule por
metro quadrado (J m-2) ou o watt-hora por metro quadrado (W-h m-2).
5
Em utilização em alguns certos países, uma caloria por centímetro quadrado é
chamada de Langley, de tal modo que a unidade correspondente de fluxo energético é
o Langley por minuto (ly min-1).
SALDO OU BALANÇO DE RADIAÇÃO À SUPERFÍCIE DO SOLO
É a contabilização líquida entre toda a energia radiante recebida e perdida pela
superfície. A figura 7 representa a superfície do solo. À esquerda está representada o
saldo de radiação de ondas curtas e a direita o de ondas longas.
Figura 7 – Saldo de radiação de ondas curta (esquerda) e longas à superfície.
Ondas Curtas
Diferença entre a radiação global incidente (Rg) e a radiação refletiva (Rref) pela
superfície. Indica, por exemplo, a utilização de energia por determinadas culturas ou
outras aplicações em meteorologia. Expressa pela equação 5:
SRoc = Rg – Rref
(5)
onde Rref pode ser expressa pela equação 6:
Rref= αRg
(6)
SRoc = Rg(1-α)
(7)
Substituindo (6) em (5), temos:
sendo α o albedo da superfície, o qual é a fração da radiação de ondas curtas que é
refletida pela superfície.
Conhecendo-se o albedo da superfície, o termo SRoc pode ser determinado a
partir de estimativas (ou medições) da irradiância solar global à superfície do solo. O
albedo do solo varia com inúmeros fatores: coloração do solo, teor de umidade, tipo de
cobertura vegetal, entre outros. O albedo do solo sem vegetação é dependente do tipo
de solo. Além disso, o solo seco pode apresentar uma variação de albedo entre 8% e
40% e o solo úmido, entre 4% e 20%. Esta diminuição com o teor de umidade pode ser
explicada devido ao fato de que o albedo da água é significantemente menor do que o
albedo do solo seco. Superfícies vegetadas exibem albedos diferentes, de acordo com
6
o desenvolvimento da cultura. A variação diária do albedo é afetada pela rugosidade da
superfície, ângulo de elevação solar, razão entre radiação difusa e global, bem como
pelas mudanças espectrais da radiação incidente. A tabela 1 mostra exemplos do valor
do albedo para determinados tipos de solo.
TABELA 1 – EXEMPLOS DE ALBEDO DE ALGUMAS SUPERFÍCIES
Cobertura
Albedo
neve fresca
0,80 a 0,95
neve velha
0,42 a 0,70
solos arenosos secos
0,25 a 0,45
solos argilosos secos
0,20 a 0,35
solos turfosos
0,05 a 0,15
florestas coníferas
0,10 a 0,15
Ondas Longas
Consiste na diferença entre a radiação infravermelha emitida pela Terra (Rol↑) e a
que volta (Rol↓) da atmosfera (absorvida ou refletida por nuvens e vapor). Expressa
pela equação 8:
SRol = Rol↑ - Rol↓
(8)
Ressalta-se que este saldo de radiação varia bastante com as condições da
atmosfera.
Total
O saldo de radiação total é o somatório entre o saldo de radiação de ondas curtas
(SRoc) e o saldo de radiação de ondas longas (SRol). Expresso pela equação 9:
SRt = SRoc + SRol
(9)
O balanço de energia também pode ser obtido por meio de medições. Um dos
equipamentos mais utilizados é o saldo-radiômetro. (“Net Exchane Radiometer” ). Sua
resposta corresponde à diferença entre a irradiância total (ondas curtas mais longas)
incidente na face superior do instrumento e a irradiância total incidente na face voltada
para o solo.
BALANÇO DE ENERGIA NO SISTEMA TERRA-ATMOSFERA
Nem toda a energia solar interceptada pelo nosso Planeta é absorvida, sendo
grande parte refletida de volta para o espaço. Essa fração refletida, que é cerca de
30% da radiação solar incidente, caracteriza o ALBEDO PLANETARIO. O sistema
Terra-atmosfera, portanto, absorve cerca de 70% da energia solar interceptada. O
sistema, por sua vez, re-irradia esta mesma quantidade de energia para o espaço, na
forma de radiação de ondas longas, garantindo, assim, o equilíbrio térmico do Planeta.
A Figura 8 mostra o balanço global médio de energia para todo o sistema Terraatmosfera. Nesta figura considerou-se a quantidade de energia solar incidente no
sistema como 100%. Note-se que 19% são absorvidas na atmosfera, das quais 3% são
absorvidas pelas nuvens. O albedo planetário, igual a 30%, compreende a reflexão
pelas nuvens (20%), a reflexão pela superfície da Terra (4%) e o espalhamento pelas
moléculas da atmosfera (6%). Observe-se que o solo absorve 51%, dessas 27%
correspondem à radiação direta, e 24% correspondem à radiação difusa (radiação
espalhada pelas nuvens e, principalmente, pelas moléculas da atmosfera).
7
Figura 8 – Balanço de energia no sistema Terra-Atmosfera (Iribarne e Chou, 1980).
As 51% de energia (radiação de ondas curtas) absorvidas a superfície da Terra
são compensadas pela emissão de radiação de ondas longas, bem como por
processos não-radiantes de troca de energia, como os fluxos de calor sensível e
latente. Observe-se na Figura 8, que a superfície da Terra emite 21% de energia, das
quais 15% são absorvidas pela atmosfera e os 6% restantes se perdem para o espaço,
através da janela atmosférica. A atmosfera, por sua vez, absorve um total de 34% de
(onda curta e longa), sendo que 64% de radiação de onda longa se perdem para o
espaço (26% emitida por nuvens e 38% emitida por vapor d’agua, gás carbônico e
outros gases) e 34% retornam para a superfície e são absorvidos pelo solo (contraradiação). Até aí, considerando o balanço de ondas curtas e ondas longas, a atmosfera
tem um saldo negativo de 94% (emite mais do que recebe), e o solo um saldo positive
de 64%. O equilíbrio solo-atmosfera é então estabelecido pelos fluxos de calor sensível
(7%) e calor latente (23%).
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
OMETTO, J.C. Estudo das relações entre: radiação solar global, radiação líquida, insolação.
Piracicaba: ESALQ-USP, 1968. 64p. Dissertação (Doutorado em Agronomia). ESALQUSP, 1968. nnn
VIANELLO, R.L., Alves, A.R. Meteorolognia Básica e Aplicações. Viçosa, UFV, Impr. Univ.,
1991.
WEBCIENCIA. Disponível em: http://www.webciencia.com/04_sol.htm. Acesso em: 07 de
setembro de 2004.
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CENTRO FEDERAL DE EDUCAÇÃO TECNOLÓGICA DE SANTA CATARINA
Departamento Acadêmico de Saúde e Serviços
Curso Técnico de Meteorologia
Módulo 1: Meteorologia Básica
Unidade Curricular: Climatologia
Sigla: CLI
CLI 02
Professor
Michel Muza
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CIRCULAÇÃO GERAL DA ATMOSFERA
A Circulação Geral da Atmosfera representa o “escoamento médio do ar” ao redor do
globo. Ela é criada pelo aquecimento desigual da superfície da terra. Uma vez que, em
escala global, a terra está em equilíbrio radiativo, toda a energia que “entra” é igual a
energia que “sai”. Portanto, a circulação geral é função do transporte de calor em
direção aos pólos.
Diferenças no balanço global de radiação geram diferenças de pressão atmosférica que mantém a
atmosfera em contínuo movimento. Este movimento tende a eliminar as diferenças de pressão,
removendo energia térmica das regiões de maior ganho, transportando-a e liberando-a em
regiões de menor ganho. Nos seus deslocamentos, as massas de ar interagem entre si e com a
superfície da terra, gerando alterações nas condições meteorológicas (no tempo). A maior ou
menor freqüência de condições meteorológicas específicas determina o clima local.
George Hadley em 1735 propôs um modelo clássico idealizado para entender melhor a
circulação geral da atmosfera. Nesse modelo ele supôs que (a) a Terra é
uniformemente coberta por água; (b) o Sol é dirigido sobre o Equador e (c) a Terra não
possui movimento de rotação.
MODELO DE CIRCULAÇÃO GERAL IDEALIZADO
Nosso conhecimento dos ventos globais provém dos regimes observados de pressão e
vento e de estudos teóricos de movimento dos fluídos. Hadley estava ciente de que a
energia solar impulsiona os ventos. Ele propôs que o grande contraste de temperatura
entre os pólos e o equador cria uma circulação térmica semelhante àquela da brisa
marítima. O aquecimento desigual da Terra faria o ar se mover para equilibrar as
desigualdades.
Hadley sugeriu que sobre a Terra sem rotação o movimento do ar teria a forma de uma
grande célula de convecção em cada hemisfério, conforme a figura 2.1.
Fig. 2.1 - Circulação global numa Terra sem rotação (Hadley)
O ar equatorial mais aquecido subiria e se deslocaria para os pólos. Eventualmente
esta corrente em alto nível atingiria os pólos, onde ela desceria, se espalharia na
superfície e retornaria ao equador. Quando o ar polar se aproximasse do equador, se
aqueceria e subiria novamente. Portanto, a circulação proposta por Hadley para uma
10
Terra sem rotação tem ar superior indo para os pólos e ar na superfície indo para o
equador.
No entanto, esse padrão de célula única não é observado. Considerando apenas o efeito da
rotação da Terra, surge uma força defletora chamada de força de Coriolis.
DISTRIBUIÇÕES OBSERVADAS DE VENTO E PRESSÃO NA SUPERFÍCIE
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; resfria e aquece mais
lentamente que a terra. No inverno, os continentes se resfriam mais rapidamente do
que os oceanos e, isso cria regiões de altas pressões sobre eles. No verão, acontece o
oposto; os continentes aquecem mais rapidamente e o ar quente ascendente sobre
eles gera regiões de baixas pressões.
O MODELO DE 3 CÉLULAS
Na década de 1920 foi proposto um sistema mais realístico de três células de
circulação em cada hemisfério.
A figura 2.2 ilustra o modelo de três células e os ventos resultantes na superfície. Note
que estes ventos têm componente zonal maior que o componente meridional. Neste
modelo os ventos de superfície nesta nova Terra idealizada serão:
• de nordeste entre cerca de 30º N e o equador, e de sudeste entre 30º S (esses
“ventos” existem e são chamados de "ventos alísios");
• de sudoeste entre 30º N e 60º N, e de noroeste entre 30º S e 60º S (esses “ventos”
existem e são chamados de "ventos de oeste”);
• de nordeste entre 60º N e 90º N, e de sudeste entre 60º S e 90º S (esses “ventos”
existem e são chamados de "ventos polares”).
Analisando essa atmosfera num corte vertical (figura 2.2), observamos
estabelecimento de três pares de Células de Circulação, na escala global:
o
• chamada Célula de Hadley (entre 0 e 30º);
• Célula de Ferrel (entre 30º e 60º) e;
• Célula Polar (entre 60º e 90º);
11
Na zona entre o equador e aproximadamente 30° de la titude a circulação se dirige para
o equador na superfície e para os pólos em nível superior, formando a chamada célula
de Hadley. Acredita-se que o ar quente ascendente no equador, que libera calor
latente na formação de nuvens cumulus profundas (com grande desenvolvimento
vertical), forneça a energia para alimentar esta célula. Estas nuvens também fornecem
a precipitação que mantém as florestas tropicais. Quando a circulação em alto nível se
dirige para os pólos, ela começa a subsidir (descer) numa zona entre 20° e 35° de
latitude. Dois fatores são considerados na explicação dessa subsidência.
Primeiro, quando a corrente de ar se afasta da região equatorial, onde a liberação de
calor latente de condensação mantém o ar quente e em flutuação, o resfriamento
radiativo produziria um aumento da densidade em alto nível. Segundo, como a força de
Coriolis se torna mais forte para latitude crescente, os ventos são desviados para uma
direção quase zonal quando atingem 25° de latitude. Isto causa uma convergência de
ar em altitude, e consequentemente subsidência. O ar subsidente é relativamente seco,
pois perdeu sua umidade próximo ao equador. Além disso, o aquecimento adiabático
durante a descida reduz ainda mais a umidade relativa do ar. Conseqüentemente, esta
zona de subsidência é a zona em que se situam os desertos tropicais. Os ventos são
geralmente fracos e variáveis próximos das zonas de subsidência, que configuram
zonas de alta pressão subtropicais, no Hemisfério Norte e no Hemisfério Sul. Do
centro dessas zonas de alta pressão, a corrente na superfície se divide num ramo que
segue em direção aos pólos e num ramo que segue para o equador.
O vento para o equador é desviado pela força de Coriolis, adquirindo uma componente
de leste, resultando na direção de sudeste, formando os ventos alísios. No HN, os
alísios vêm de nordeste e no HS de sudeste. Eles se encontram próximo ao equador,
numa região de fraco gradiente de pressão, que constitui a zona de baixa pressão
equatorial, mais conhecida por zona de convergência intertropical (ZCIT).
Fig. 2.2 - Circulação global idealizada no modelo de circulação de três células.
No modelo de três células, a circulação entre 30° e 60° de latitude é chamada de
Célula de Ferrel. Neste céluala, a corrente na superfície é para os pólos e, devido à
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força de Coriolis, os ventos tem um forte componente de oeste, formando os ventos de
oeste típicos das latitudes médias, que são mais variáveis que os ventos alísios.
Examinando o modelo de três células na figura 2.2, podemos ver que a circulação em
altitude em latitudes médias é dirigida para o equador, e portanto, a força de Coriolis
produziria um vento de leste. Contudo, desde a 2ª Guerra Mundial, numerosas
observações indicaram que há vento de oeste em altitude, assim como na superfície,
em latitudes médias. Portanto, a célula central nesse modelo não se ajusta
completamente às observações. Devido a esta complicação e à importância da
circulação em latitudes médias em manter o balanço de calor na Terra, os ventos de
oeste serão considerados com mais detalhe em uma seção posterior.
A circulação em altas latitudes é denominada Célula Polar. Ela é pouco conhecida e
acredita-se que a subsidência nas proximidades dos pólos produz uma corrente
superficial em direção ao equador, que é desviada, formando os ventos polares de
leste, em ambos os hemisférios. Quando estes frios ventos polares se movem para o
equador, eles eventualmente encontram a corrente de oeste de latitudes médias, que é
mais quente. A região na qual estas duas correntes se encontram é uma região de
descontinuidade, chamada frente polar.
PADRÕES DA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA
A circulação planetária é acompanhada por uma distribuição compatível de pressão na
superfície. Vamos agora considerar a relação entre os ventos médios na superfície e
essa distribuição de pressão. Para simplificar a discussão, inicialmente examinaremos
a distribuição idealizada de pressão que seria esperada se a superfície da Terra fosse
uniforme. Teríamos então faixas zonais de alta e baixa pressão (Fig. 2.3a). Próximo ao
equador, o ar convergente de ambos os hemisférios é associado com a baixa
equatorial. A região de maior precipitação encontra-se aí, devido ao encontro dos
alísios, e é denominada zona de convergência intertropical (ZCIT). Nas faixas em torno
de 20° a 35° de latitude (norte e sul), onde se ori ginam os alísios e os ventos de oeste,
estão localizadas as zonas de alta pressão subtropical. São regiões de subsidência
e vento divergente. Na região em torno de 50° a 60° de latitude, na zona da frente
polar, os ventos polares de leste e os ventos de oeste de latitudes médias se
encontram para formar uma zona de convergência conhecida como baixa subpolar.
Finalmente, junto dos pólos, estão as altas polares das quais se originam os ventos
polares de leste.
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Fig. 2.3 - Distribuição idealizada zonal de pressão (a) e "Quebra" desta distribuição
zonal causada pela distribuição dos continentes (b).
Contudo, a única distribuição zonal de pressão (isto é, que varia apenas com os
meridianos, sempre na mesma latitude) que existe, na realidade está na baixa subpolar
no Hemisfério Sul, onde o oceano é contínuo. Numa extensão menor, a baixa
equatorial também é maior ou menos zonal. Em outras latitudes, particularmente no
HN, onde há uma proporção maior de terra, esta distribuição zonal é substituída por
células semipermanentes de alta e baixa pressão (Fig. 2.3b). Esta distribuição é ainda
complicada por grandes variações sazonais de temperatura, que servem para
fortalecer ou enfraquecer estas células de pressão. Como conseqüência, as
configurações de pressão na Terra variam consideravelmente durante o curso de um
ano. Uma aproximação melhor da distribuição global de pressão e ventos resultantes é
mostrada na figura 2.4.
Note que as configurações de pressão são cirulares ao invés de zonais (isto é, não são
em faixas, como mostradas na figura 2.3a). As configurações mais relevantes são as
altas subtropicais. Estes sistemas estão centrados entre 20° e 35° de latitude, sobre
todos os maiores oceanos. Se compararmos as figuras 2.4a e 2.4b, vemos que
algumas células de pressão são configurações praticamente permanentes, como as
altas subtropicais, e podem ser vistas em janeiro e julho. Outras, contudo, são
sazonais, como a baixa no sudoeste dos Estados Unidos em julho ou a baixa no Brasil
Central em janeiro. A variação sazonal é mais evidente no HN.
Relativamente pouca variação de pressão ocorre do inverno para o verão no HS, o que
pode ser atribuído à dominância da água. As variações mais notáveis são os
deslocamentos sazonais de 5° a 10° em latitude das altas subtropicais, que
acompanham a incidência dos raios solares. As maiores variações observadas devemse às flutuações sazonais de temperatura sobre os continentes, especialmente aqueles
em latitudes médias ou maiores.
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Fig. 2.4 - Pressão e circulação na superfície em janeiro (a) e julho (b).
No HN em janeiro (inverno) há uma forte alta sobre a Eurásia e uma alta mais fraca
sobre a América do Norte. As altas subtropicais nos oceanos se enfraquecem, embora
mantenham sua identidade. Aparecem duas células ciclônicas: as baixas das Aleutas e
da Groelândia. Altas temperaturas na superfície dos continentes no verão geram baixas
que substituem as altas do inverno. Uma delas se desenvolve no norte da Índia e outra
no sudoeste dos Estados Unidos. Além disso, pode-se notar que durante o verão as
altas subtropicais no HN são mais intensas que durante o inverno.
No HS, no verão, ocorrem três centros de alta pressão subtropical localizados sobre o
Atlântico, Pacífico e Índico. Estes centros quase se tocam, caracterizando quase uma
faixa subtropical de altas pressões. Na região de baixas pressões do equador ocorrem
três centros de baixa: na América do Sul, África do Sul e Indonésia. No inverno, a faixa
subtropical de altas pressões apresenta o centro sobre o Atlântico, Pacífico e Índico
mais intensos e um quarto centro sobre a Austrália.
A zona de convergência intertropical - ZCIT
A ZCIT é uma zona de convergência de ventos em baixos níveis (e divergência em altos níveis)
na região de fronteira entre os hemisférios Norte e Sul.
Assemelha-se a um cinturão com atividades convectivas, de 3 a 5 graus de largura,
onde espalham-se nuvens Cumulusnimbus (Cb). Estas nuvens agrupam-se, também
15
em formações denominadas "aglomerados" que caracterizam-se pelo transporte de
calor, massa e momento (energia de movimento) da superfície para a alta troposfera e,
daí exportados para as latitudes médias.
Um aspecto importante a ressaltar é a migração sazonal da ZCIT, que acompanha as
estações do ano. Estes movimentos são maiores sobre os continentes que sobre os
oceanos, devido à maior capacidade térmica dos oceanos. A Figura 2.5 mostra um
monitoramento da posição média da ZCIT sobre o oceano Atlântico com médias de sua
posição a cada cinco dias. Esse monitoramento é importante para acompanhar as
chuvas no norte da Região NE do Brasil.
Fig. 2.5 – Monitoramento pentadal da posição da ZCIT.
A ZCIT tem o deslocamento para o Norte durante os meses de junho a setembro
(verão no HN) e mais para o sul, aproximando-se da linha equatorial, nos meses de
dezembro a fevereiro (verão no HS), sempre acompanhando o hemisfério que .
VENTOS ALÍSIOS
Os vento alísios são ventos persistentes de leste nas baixas latitudes que sopram
desde os centros de alta pressão subtropical em direção ao equatorial, onde
convergem e formam a zona de convergência intertropical (ZCIT). São ventos em
baixos níveis de altitude, caracterizados por sua grande consistência em sua direção.
No Hemisfério Sul os ventos alísios sopram de sudeste e no Hemisfério Norte sopram
de nordeste (Fig. 2.5).
16
Fig. 2.6 – Localização e orientação dos ventos alísios e de oeste sobre a Terra.
OS VENTOS DE OESTE
Termo associado aos padrões de ventos persistentes em latitudes médias (entre,
aproximadamente, 30º e 60º de latitude em ambos os hemisférios), com componente
predominante de oeste (Fig. 2.6). Próximo à superfície da Terra, os ventos do oeste se
estendem de aproximadamente 35 até 65 graus de latitude enquanto que em altos
níveis, abrangem área ainda mais extensa. As observações na alta atmosfera indicam
que na maior parte das latitudes, exceto próximo ao equador - onde a força de Coriolis
é mais fraca - os ventos na troposfera média e superior são de oeste, até mesmo no
ramo superior da célula de Ferrel, devido à diferença térmica Equador-Polo (Fig. 2.7).
Fig. 2.7 – Corte meridional mostrando as três células de circulação do Pólo Sul
(extrema esquerda do gráfico) ao Pólo Norte (extrema direita do gráfico).
CORRENTES DE JATO
Conforme subimos na atmosfera, a superfície da Terra tende a influenciar cada vez
menos a circulação atmosférica com seus efeitos de atrito. Com isso, ventos mais
rápidos podem ser observados em ar superior. No inverno, os contrastes de
temperatura aumentam em latitudes médias, intensificando assim o gradiente
(diferença) de pressão e intensificando ainda mais os ventos de oeste em altitudes
elevadas. Acima de grandes contrastes de temperatura em superfície existem
correntes muito fortes denominadas correntes de jato.
17
Grandes contrastes de temperatura ocorrem ao longo das frentes. Nas latitudes médias
e altas, encontra-se um jato associado à frente polar, que está entre os ventos polares
de leste e os ventos de oeste das latitudes médias, relativamente mais quentes, sendo
esse jato conhecido como jato polar (Fig. 2.8).
O jato polar tem um papel muito importante no tempo em latitudes médias, pois fornece
energia às tempestades típicas dessa faixa latitudinal e também interfere em nas
trajetórias destas tempestades. Consequentemente, o seu monitoramento é muito
importante para a previsão de tempo.
Fig. 2.8 – Carta sinótica gerada pelo CPTEC/INPE mostrando os jatos polar e subtropical e um
anticiclone (sistema de alta pressão) sobre o oceano. Repare nos valores de latitude em laranja
no lado esquerdo da figura, indicando o posicionamento dos sistemas meteorológicos.
O jato polar apresenta velocidade média de 125 km h-1 no inverno e,
aproximadamente, a metade desta velocidade no verão. Porém, sua velocidade
pode chegar a 350 km h-1. A diferença sazonal é devida ao gradiente de
temperatura mais intenso que ocorre nas latitudes médias durante o inverno.
Durante o inverno, o jato polar pode desviar-se em direção ao equador e
chegar até 30° de latitude. No verão, este jato fic a posicionado em torno de 50°
de latitude. Como a frente polar, o jato polar não é uniformemente bem
definido ao redor do globo. Onde a frente polar é bem definida, com gradientes
de temperatura mais intensos, os ventos do jato polar são acelerados. O jato
não tem uma trajetória retilínea leste-oeste, mas apresenta ondulações,
podendo apresentar uma componente norte-sul em sua trajetória.
18
Outro jato observado além do jato polar é o jato subtropical, o qual ocorre próximo da
tropopausa (limite da troposfera), em torno de 25° de latitude, no extremo da célula de
Hadley e de Ferrel (Fig. 2.2). Ele está localizado a aproximadamente 13 km de altitude
e é mais forte e menos variável em latitude que o jato polar.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Goler, R. Morning Glories and North Australian Squall Lines. Disponível em
http://www.meteo.physik.uni-muenchen.de/~robert/Thesis/introduction.html. Acesso
em 01 de abril de 2004.
IAG-USP.
Squall
Lines.
Disponível
em
http://www.master.iag.usp.br/historico/labsquall.html. Acesso em 01 de abril de
2004.
Markham,
A.
Linhas
de
Instabilidade.
Disponível
em
http://www.brasgreco.com/weather/trovoadas/t_squall.html. Acesso em 01 de abril
de 2004.
Newton, C.W. Meteorology of the Souther Hemisphere. Boston: American
Meteorological Society, 1972, 263p.
Pettersen, S. Introducción a la meteorología. Madri: Espasa-Calpe, 1968, 429p.
Vianello, R.,L.; Alves, R.A. Meteorologia Básica e Aplicações. Universidade Federal
de Viçosa, Impr. Univ. 1991 449p.
Djuric, D. 1994. Weather Analysis - Chapter I, Prentice-Hall Inc.
IAG-USP.
Circulação
Geral
da
Atmosfera.
Disponível
www.iag.usp.br/meteo/labmicro/Circ_geral_2.PDF. Acesso em: 15/10/03.
IAG-USP.
Aula
de
Meteorologia
Sinótica.
Disponível
http://www.master.iag.usp.br/ensino/sinotica/aula001/AULA001.htm
IAG-USP.
Aula
de
Meteorologia
Sinótica.
Disponível
http://www.master.iag.usp.br/ensino/sinotica/aula11/AULA11.htm
em
em
em
19
CENTRO FEDERAL DE EDUCAÇÃO TECNOLÓGICA DE SANTA CATARINA
Departamento Acadêmico de Saúde e Serviços
Curso Técnico de Meteorologia
Módulo 1: Meteorologia Básica
Unidade Curricular: Climatologia
Sigla: CLI
MASSAS DE AR
Professor:
Michel Muza
20
MASSAS DE AR
Embora as temperaturas do ar próximo ao solo sejam mais elevadas nas regiões
equatoriais e mais baixas nas regiões polares, a temperatura do ar não diminui
constantemente se nos deslocarmos do equador ao pólo. Ao invés disso, observa-se a
existência de um amplo volume de ar quente ocupando as latitudes tropicais, no interior
do qual as variações de temperatura são muito reduzidas. Analogamente, sobre as
regiões polares encontram-se extensas porções de ar frio com gradientes térmicos
também reduzidos. Essas grandes porções de ar com propriedades bastante uniformes
são denominadas massas de ar.
As massas de ar adquirem suas propriedades por permanecerem sobre determinada
região da superfície da Terra por um período de tempo suficientemente longo para que
as propriedades termodinâmicas — temperatura e umidade — alcancem praticamente
um estado de equilíbrio, constituindo-se, assim, num volume praticamente homogêneo,
com poucas variações dessas propriedades.
Uma massa de ar pode ser definida como sendo uma grande porção de ar que
apresenta homogeneidade horizontal de temperatura e umidade. Apresenta
propriedades físicas quase uniformes a um mesmo nível de altitude, principalmente no
que se refere à temperatura e umidade. As massas de ar se formam sobre grandes
áreas uniformes de terra ou de água, sobre as quais a circulação do vento é fraca. Sob
tais condições, o ar próximo à superfície vai, de modo gradual, adquirindo
características uniformes que se aproximam daquelas da superfície, enquanto que o ar
superior vai se ajustando às condições de temperatura e umidade da camada logo
abaixo. Os principais processos que permitem esse ajustamento são a radiação, a
convecção vertical, a turbulência e o movimento horizontal do ar (advecção).
As massas de ar são, eventualmente, carregadas pela circulação geral da atmosfera
para longe de suas regiões de origem. Dessa forma, o ar tropical, quente e úmido
equatorial é na direção dos pólos, enquanto que ar polar, frio e seco, se desloca para o
equador terrestre. À medida que as massas de ar se deslocam, tendem a reter usas
propriedades, principalmente em altitude. As camadas da superfície modificam-se, em
função das superfícies sobre as quais se deslocam. As propriedades da região-fonte,
sobre a qual a massa se originou, irão refletir as suas características e, por
conseguinte, a própria denominação que identificará a massa de ar. Assim, o sistema
de classificação das massas de ar mais comumente usado baseia-se nas
propriedades térmicas da superfície sobre a qual as massas se originam: massa
equatorial (E), tropical (T), polar (P) Pode também ocorrer a formação de massas de ar
em consequência do afundamento do ar troposférico superior, que acumula-se à
superfície. Este fenômeno é denominado subsidência (S) e associa-se, em geral, à
presença de uma alta pressão à superfície. Ao descer, o ar é comprimido
adiabaticamente (isto é, sem realizar trocas de calor com o ambiente ao redor),
resultando em uma massa de ar quente e seca. As características de umidade são
representadas pêlos termos "continental" (c) e "marítima" (m), correspondendo ao ar
seco e úmido, respectivamente. É comum também a utilização dos termos “Atlântico”
(a) ou “Pacífico” (p), especificando o oceano de origem da massa de ar marítima.
De acordo com esses critérios, uma massa de ar que se forma na região tropical, sobre
o Oceano Atlântico, é identificada por Ta; originando-se na região polar continental,
será representada por Pc. Enquanto a massa tropical do Pacífico, Tp, é quente e
úmida, a continental polar, Pc. é seca e fria.
Quando uma massa de ar se desloca de sua região de origem, ela vai
progressivamente perdendo as características originais em conseqüência das trocas
21
diabáticas com a superfície sobre a qual escoa e também em virtude dos movimentos
verticais que vão ocorrendo. Ao se deslocar, caso a massa de ar seja mais "quente" do
que a superfície, passa a ser identificada acrescentando-se-lhe a letra w. Caso
contrário, acrescenta-se-lhe a letra k.
Por exemplo, uma massa Ta, ao deslocar-se sobre o continente mais "frio", é
identificada como Taw. Analogamente, uma massa Pc, ao deslocar-se sobre um
oceano "quente", passa a Pck. Considerando os critérios de estabilidade e instabilidade
da atmosfera, é fácil concluir que a massa Pck tende a ser instável, pois o ar frio polar,
ao escoar sobre uma superfície quente, irá apresentar um decréscimo da temperatura
com a altitude (isto é, um gradiente vertical de temperatura negativo) e convecção. Por
outro lado, uma massa do tipo Tcw tende a ser estável, uma vez que a camada de ar
junto ao solo, estando mais fria em relação às camadas mais baixas, criará uma
situação em que o ar mais frio e denso se encontra abaixo de um ar mais quente e
menos denso, inibindo os movimentos verticais. Nestas circunstâncias, partículas
poluentes em suspensão serão impedidas de subir, concentrando-se próximo à
superfície e prejudicando a visibilidade.
Sobre a América do Sul, as massas de ar predominantes são as seguintes:
a) Massa Equatorial Continental, Ec: forma-se basicamente sobre a Região
Amazônica, área dominada por baixas pressões. Nela predominam os movimentos
convectivos, intensificados pela convergência dos ventos alísios de nordeste e de
sudeste. Sua atuação estende-se bastante ao sul no verão, retraindo-se ao máximo no
inverno.
b) Massa Equatorial Marítima, Em: ocorre sobre os oceanos Atlântico e Pacífico,
resultante da convergência dos alísios (ZCIT — zona de convergência intertropical).
Como tal, desloca-se latitudinalmente ao longo do ano, atingindo latitudes de até 8°S
no verão; no inverno retorna ao Hemisfério Norte, aluando, inclusive, sobre o extremo
norte do continente sul-americano.
c) Massa Tropical Continental, Tc: está associada à baixa pressão predominante
sobre a Região do Chaco, em consequência do grande aquecimento da superfície,
especialmente no verão. Este superaquecimento continental dá origem a uma massa
quente e seca, instável, apresentando intensa atividade convectiva, que se estende até
3.000 m. Apesar disso, as precipitações associadas são fracas, predominando céu
pouco nublado, o que favorece ainda mais o aquecimento diurno e o resfriamento
noturno.
d) Massa Tropical Marítima, Tm: forma-se sobre os oceanos Atlântico e Pacífico,
associada aos Anticiclones do Atlântico Sul e do Pacífico Sul. Os anticiclones, à
superfície, induzem a subsidência do ar superior, como descrito anteriormente. Este ar
subsidente, quente e seco, sobrepondo-se ao ar úmido e menos aquecido que repousa
sobre a superfície oceânica, dá origem a uma camada de inversão situada entre 500 e
1.500 m de altitude. Assim, a Tm é formada por duas camadas: uma inferior, fria e
úmida, e outra superior, quente e seca. A umidade que se acumula na parte inferior da
Tm dá origem à formação de nuvens do tipo cumulus de pequena extensão vertical;
por isso provocam poucas chuvas, geralmente no litoral ou associadas à orografia,
quando a massa desloca-se sobre o continente. No inverno, com o deslocamento do
Anticiclone do Atlântico Sul para o continente, a Tm passa a ser uma massa puramente
subsidente continental, Sc, incapaz de provocar sequer a formação de nuvens,
predominando céu claro e ausência de chuvas, o que irá caracterizar a estação seca. A
Tm do Pacífico exerce importante papel no tempo e no clima do Brasil, na estação do
verão, por meio de um mecanismo que a associa com a Tc. Nessa estação a Tm do
Pacífico transborda sobre a Cordilheira dos Andes, indo alimentar a depressão do
22
Chaco sob a forma de brisa de montanha. Excetuando esse fenômeno, a Cordilheira
dos Andes atua como um divisor entre as massas continentais a leste e as massas
marítimas a oeste.
e) Massa Polar Marítima, Pm: acha-se associada aos anticiclones migratórios que se
localizam na região subantártica. Em virtude dos mecanismos de subsidência
associados, a Pm é originalmente muito estável, mas, à medida que se desloca para o
norte ou para o nordeste, a inversão desaparece e a massa passa a ser instável.
Embora existam em todas as estações, são mais imensas no inverno e por isso
desempenham maior destaque sobre o continente nessa estação, quando suas
incursões atingem as baixas latitudes.
f) Massa Antártica Continental, Ac: origina-se na mesma região durante todo o ano,
isto é, sobre o Continente Antártico e áreas adjacentes permanentemente cobertas de
gelo. Uma visão global das regiões-fonte, das configurações das massas de ar e do
escoamento geral predominante sobre o Hemisfério Sul, ao verão e no inverno, é
mostrada nas Figuras 8.1 (a) e 8.1 (b). Sobre o Brasil, a atuação das massas de ar é
bastante variável ao longo do ano. A Figura 8.2 mostra o domínio geográfico médio das
diversas massas nas quatro estações do ano. Em tal figura, "Ec" é o mesmo que "Ec";
"Em" o mesmo que "Em" etc. Por outro lado, CIT significa o mesmo que ZCIT (zona de
convergência intertropical), sendo, portanto, a região de encontro entre os ventos
alísios de norte e sul; a sigla ZD, ao contrário, significa a zona de divergência dos
alísios do Hemisfério Sul, causada pela atuação do Anticiclone do Atlântico Sul, que
promove os ventos dominantes de norte e nordeste, em especial quando aquele
anticiclone aproxima-se ou situa-se sobre o continente brasileiro.
(a)
(b)
Fig. 8.1 – Região de cofigurações gerais do escoamento médio das massas de ar no HS, no
inverno (a) e verão (b). Fonte: NEWTON, C.W., 1972 – Modificado.
23
Fig. 8.2 – Domínio médio das massas de ar nas quatro estções do ano no Brasil (TUBELIS,
A., NASCIMENTO, F.J.L., 1980.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Goler, R. Morning Glories and North Australian Squall Lines. Disponível em
http://www.meteo.physik.uni-muenchen.de/~robert/Thesis/introduction.html. Acesso
em 01 de abril de 2004.
IAG-USP.
Squall
Lines.
Disponível
em
http://www.master.iag.usp.br/historico/labsquall.html. Acesso em 01 de abril de
2004.
Markham,
A.
Linhas
de
Instabilidade.
Disponível
em
http://www.brasgreco.com/weather/trovoadas/t_squall.html. Acesso em 01 de abril
de 2004.
Newton, C.W. Meteorology of the Souther Hemisphere. Boston: American
Meteorological Society, 1972, 263p.
Pettersen, S. Introducción a la meteorología. Madri: Espasa-Calpe, 1968, 429p.
Vianello, R.,L.; Alves, R.A. Meteorologia Básica e Aplicações. Universidade Federal
de Viçosa, Impr. Univ. 1991 449p.
Djuric, D. 1994. Weather Analysis - Chapter I, Prentice-Hall Inc.
IAG-USP.
Circulação
Geral
da
Atmosfera.
Disponível
www.iag.usp.br/meteo/labmicro/Circ_geral_2.PDF. Acesso em: 15/10/03.
IAG-USP.
Aula
de
Meteorologia
Sinótica.
Disponível
http://www.master.iag.usp.br/ensino/sinotica/aula001/AULA001.htm
IAG-USP.
Aula
de
Meteorologia
Sinótica.
Disponível
http://www.master.iag.usp.br/ensino/sinotica/aula11/AULA11.htm
em
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em
24
CENTRO FEDERAL DE EDUCAÇÃO TECNOLÓGICA DE SANTA CATARINA
Gerencia Educacional de Formação Geral e Serviços Curso Técnico de
Meteorologia
Módulo 1: Meteorologia Básica
Sigla: CLI
Unidade Curricular: Climatologia
CLI 04, 05 e 06
Professor: Michel Muza
25
CLI 04 - Correntes Oceânicas
Os oceanos e a atmosfera são ambos fluídos e estão em mútuo contato físico. Assim,
além de terem comportamentos semelhantes, ocorre grande interação entre eles.
Os raios solares aquecem o solo e os oceanos uma e meia a duas vezes mais por
unidade de área nas regiões equatoriais do que nas polares (Fig. 1). Embora isso
ocorra, o equador não se aquece cada vez mais e nem os pólos se resfriem. Há um
balanço energético que transfere o calor (ou a energia) recebido pelo equador para os
pólos, através da atmosfera e dos oceanos. Este equilíbrio térmico é fator muito
importante na geração dos principais cinturões de vento e das grandes correntes
oceânicas no planeta.
Figura 1: Calor recebido do Sol r reirradiado pela Terra em função da latitude. Note que as regiões
equatoriais e tropicais recebem mais calor do que reirradiam e nos pólos ocorre o inverso (Weyl, 1970.
Oceanography. An Introduction to the Marine Evironment. John Wiley & Sons, Inc., New York. 535p.).
A atmosfera é a principal via para o transporte de energia das zonas equatoriais para
as polares. Nas regiões de baixas latitudes, a evaporação da água dos oceanos é o
mecanismo principal para a remoção do calor na superfície terrestre. Esse transporte
de calor tão eficiente ocorre graças à propriedade denominada calor latente de
vaporização. A água ao evaporar, retira do ambiente grande quantidade de energia,
que acaba sendo transportada junto com o vapor de água para regiões mais frias do
planeta. Nestas regiões mais frias, se condensa, liberando a energia que consumiu de
regiões mais quentes. Através das correntes marinhas, os oceanos também levam
energia do equador para os pólos, contribuindo com 10% a 20% da distribuição de
calor no planeta como um todo.
26
DISTRIBUIÇÃO DE PROPRIEDADES NOS OCEANOS
Salinidade é a medida da quantidade de sais existentes em massas de água naturais um oceano, um lago, um estuário ou um aquífero. Sua medição é feita através da
condutividade de uma amostra de água, em comparação com uma medida padrão,
considera-se que a salinidade não tem unidades. A condutividade da água do mar
depende do número de íons dissolvidos por unidade de volume (i.e., salinidade) e da
mobilidade dos íons (i.e., temperatura e pressão). A condutividade aumenta igualmente
pela adição de salinidade a 0.01, um aumento de temperatura de 0.01°C, e um
aumento de profundidade (i.e., pressão). Para as maiorias das aplicações práticas em
oceanografia, as mudanças de condutividade são dominadas por mudanças de
temperatura.
A água dos oceanos da Terra tem alta salinidade. A água que apresenta menor
salinidade nas regiões costeiras ou rios com saída par ao mar denomina-se água
salobra. A "água doce" tem uma salinidade muito baixa e seus compostos químicos
são muito diferentes da água do mar. A salinidade, além de ter um papel importante
nos movimentos e na mistura das massas de água, devido ao seu efeito na densidade,
os sais dissolvidos condicionam a fisiologia dos organismos que vivem nesse
ambiente, devido ao efeito da osmose que determina que quando duas soluções
separadas por uma membrana têm concentrações diferentes de compostos químicos, o
solvente - a água - tende a passar do meio menos concentrado para o mais
concentrado (“osmorregulação”). A importância da salinidade é relacionado com o
termo halino, uma vez que a maior parte do sal (na água do mar) é o cloreto de sódio,
portanto, um sal derivado de um halogênio. Assim, surgiram estudos sobre halófitas
(plantas que vivem em água salgada) e "estrutura termohalina" (relativa à distribuição
da temperatura e salinidade numa determinada região do oceano). Além do cloreto de
sódio, outros contribuintes para a salinidade da água são os íons de sódio, potássio,
cálcio, magnésio, cloro, sulfato e bicarbonato. A salinidade pode ser medida ou
estimada com salinômetro indutivo, eletrôdos e refratômetros. A proporção entre os
íons na água do mar apresenta uma razão constante, independente da salinidade. Com
isto, a salinidade pode ser avaliada também por métodos químicos, através dos
cloretos, que são os íons de maior concentração.
Temperatura e a salinidade apresentam variações relativamente uniformes na maior
parte das águas oceânicas (Fig. 2).
Quando a temperatura é bem baixa, o afundamento das massas de água provocada
pelo resfriamento pode alcançar profundidades maiores, e isso é o que ocorre nas
regiões polares. Aqui, as águas resfriadas na superfície descendem até o fundo do
oceano. As regiões com essas características so são o Mar de Weddell e o Mar de
Ross localizados no oceano Antártico, e também no ártico no Mar da Groenlândia e no
Mar do Labrador.
A temperatura média da camada oceânica é 3,8°C; até no equador a temperatura
médias é baixa com cerca de 4,9°C. A subcamada onde a temperatura muda
27
drasticamente com a profundidade é conhecida como termoclina. Essa fica localizada
entre 150-400 metros nos trópicos e entre 400-1000 metros nas regiões subtropicais. O
monitoramento da termoclina no Oceano Pacifico equatorial auxilia no prognóstico de
eventos El Nino ou La Nina (Fig. 2d). Nos oceanos, o efeito da diminuição da
temperatura é muito mais forte do que o aumento da salinidade, embora a variação de
ambos determine a densidade (Fig. 2). Em grandes profundidades, a salinidade
aumenta porque a água próximo ao fundo se origina em regiões polares onde ela
descende durante o inverno o congelamento durante esse processo aumenta a sua
salinidade. A temperatura é medida por meio de termômetros digitais, de
mercúrio, eletrôdos.
28
Figura 2: Típicas variações de (a) temperaturas, (b) salinidade e (c) densidade dos oceanos. Diminuição
da temperatura e aumento na salinidade contribui para intensificar a densidade. (d) Perfil vertical da
temperatura média mensal na região do Oceano Pacifico equatorial.
Oxigênio nos oceanos é afetado por reações químicas ou processos biológicos e são
não conservativas, diferentemente da temperatura e da salinidade, que somente
podem ser alteradas por mistura ou advecção.
A maior ou menor concentração de oxigênio varia de acordo com a renovação da água
profunda e circulação do oceano. Em bacias, a evaporação aumenta a salinidade nas
águas de superfície, aumentando sua densidade e produzindo afundamento. A
renovação da água profunda como um processo quase contínuo, faz as águas de
bacias serem bem ventiladas, ou seja, têm concentração de oxigênio relativamente alta
em todas as profundidades. Se as bacias são grandes e se a troca de água com o
oceano aberto é restrita, os níveis de oxigênio podem chegar a zero, não permitindo a
existência de formas de vida marinha maiores. Esses condições são ocasionalmente
observadas no Mar Báltico. O Mar Negro, que tem mais de 1500 m de profundidade, é
desprovido de oxigênio abaixo dos 150 m. No oceano aberto, há um leve decréscimo
da concentração de oxigênio com a profundidade. Na superfície, a concentração de
oxigênio é maior nas regiões polares do que nos trópicos. A retirada de oxigênio pela
vida marinha tem importância muito pequena.
Circulação oceânica
Uma corrente oceânica é caracterizada por um fluxo de água no oceano. A
importância de uma corrente é avaliada pelo seu transporte (tanto de volume como
de calor) e pela variabilidade dos mesmos. As correntes oceânicas tem uma
contribuição extremamente relevante no transporte de calor para os pólos
(principalmente em latitudes médias). O estudo da circulação oceânica pode ocorrer
através de observações in situ (navios, bóias, instrumentos fundeados, satélites,
derivadores), modelos analíticos e modelos numéricos.
As correntes oceânicas são geradas por dois mecanismos:
Circulação gerada pela vento (0-1000 m):
-
associada ao padrões de distribuição de ventos globais que formam os giros
oceânicos em escalas de bacias
processos desde variação sazonal até escalas climáticas
escala de bacias
Circulação termo-halina (todo o oceano):
-
processos relacionados as trocas de calor (aquecimento, resfriamento) e/ou
água doce (evaporação, precipitação)
processos em escalas climáticas
escala global
29
Circulação gerada por ventos
O sistema de ventos dominantes é a maior força motriz para as correntes oceânicas.
Os ventos sobre mar aberto os ventos são aproximadamente zonais (quer dizer,
sopram na direção leste-oeste). Os Ventos Alíseos são ventos de leste nas regiões
tropicais (entre 15°N e 15°S). Essas são regiões em que as condições de ventos são
extremamente uniformes, e onde o vento sopra de uma mesma direção com
intensidade moderada durante quase todo o ano. No inverno, a intensidade aumenta
um pouco. Entre 30° e 65° estão os predominantes de oeste (Westerlies). Eles são
mais fortes no inverno que no verão e são regiões onde tempestades ocorrem
freqüentemente. Próximo aos continentes ocorrem desvios dessa direção zonal dos
ventos. Isso é particularmente notado nas costas lestes dos oceanos nos trópicos e
regiões subtropicais, aonde o vento sopra paralelo à costa em direção ao equador. A
configuração atual da distribuição entre terra e água determina a resposta dos oceanos
aos ventos. Ela define as principais subdivisões do oceano global, os oceanos Pacífico,
Indico e Atlântico.
A figura 3 mostra um mapa das correntes superficiais. A ação combinada dos ventos
alíseos e dos ventos de oeste produzem grandes giros, que circulam em sentido
horário no hemisfério norte, e sentido anti-horário no hemisfério sul, que são
conhecidos como altas subtropicais. Além disso, no hemisfério norte há uma circulação
ciclônica, que corresponde as correntes de Oyashio, do Pacífico Norte e do Alasca.
Uma indicação de um giro subpolar é também observado no oceano Atlântico Norte
(uma rotação em sentido anti-horário que consiste nas Correntes do Atlântico Norte, do
Leste da Groenlândia e do Labrador). Nas latitudes altas do hemisfério sul, domina a
corrente circumpolar Antártica.
30
Figura 3: Sistema de corrente oceânica global. Linhas sólidas (tracejadas) são correntes quentes (frias).
Mapa referente a condições médias para meses de verão austral. As maiores diferenças para o inverno
austral são em regiões afetadas por circulação de monções.
Circulação termo-halina
Além das correntes superficiais, existem correntes marinhas profundas causadas por
diferenças de densidade da água do mar. Estas correntes, chamadas de termohalinas
(Figura 4), referem-se aos movimentos de água produzidos quanto a densidade se
altera por variações de temperatura ou salinidade em alguma região oceânica
superficial. O aumento de densidade pode ocorrer devido ao resfriamento da água, ao
excesso de evaporação sobre a precipitação pluvial ou ainda à formação de gelo e
assim aumento de salinidade das águas circunvizinhas.
O aumento da densidade na superfície faz com que estas águas afundem e desloquem
águas profundas; assim, a origem da circulação termoalina é um fluxo vertical de água
superficial, mergulhando a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo,
dependendo da densidade dessa água. O prosseguimento é um fluxo horizontal, com
as águas recém-afundadas deslocando as antigas residentes no local. Como o
processo de formação de águas densas está principalmente ligado à redução de
temperatura ou aumento de salinidade devido à formação de gelo, geralmente as
correntes termohalinas originam-se em altas latitudes. Estas águas frias e densas
afundam e lentamente fluem em direção ao equador.
A circulação termohalina é, desse modo, importantíssima no estabelecimento das
características dos oceanos profundos. O conteúdo relativamente alto de oxigênio das
águas profundas com relação às águas mais rasas reflete sua origem polar. Sem a
fonte superficial desse gás, as águas profundas dos oceanos poderiam se esgotar do
oxigênio pela oxidação do material orgânico que contêm.
A velocidade das correntes termohalinas é muito lenta. Usando-se o conceito de tempo
de residência, que é o tempo médio que dada uma substância (água profunda, no
caso) permanece no oceano antes de ser reciclada, cerca de 500 a 1000 anos podem
ser necessários para repor toda a água profunda do Oceano Atlântico.
31
Figura 4: A circulação termohalina dos oceanos.
O aquecimento global pode provocar um derretimento assustador dos gelos do Ártico,
levando a que uma maior quantidade de água doce se junte à água do mar. A
diminuição da salinidade no Mar do Norte pode ter um efeito devastador, na medida em
que uma menor salinidade significa menor afundamento da massa de ar vinda do
Atlântico tropical. O aquecimento global pode provocar um derretimento assustador dos
gelos do Ártico, levando a que uma maior quantidade de água doce se junte à água do
mar. A diminuição da salinidade no Mar do Norte pode ter um efeito devastador, na
medida em que uma menor salinidade significa menor densidade. A Corrente do Golfo
deixa de afundar tão a norte e passará a fazê-lo em latitudes mais meridionais,
tornando-a instável e eventualmente levando-a a parar por completo. Isto traria
consequências drásticas: em poucos anos, até talvez em menos de uma década, a
temperatura média da Europa Ocidental desceria 5ºC, o que significaria a chegada
abrupta de uma brutal glaciação. Poderíamos encontrar o clima de Oslo em Lisboa.
Parece paradoxal que o aquecimento global possa acelerar um fenômeno local que é,
aliás, inevitável a nível global. A sequência de Idades do Gelo de 90000 anos de
duração, seguidas de épocas inter-glaciais de 10000 anos é conhecida e catalogada.
Como qualquer corrente oceânica, a Corrente do Golfo é gerada por padrões de vento
à superfície, e diferenças na densidade da água. O fato da corrente do Golfo ser dita
impulsionar a circulação termohalina pode estar relacionado a maior salinidade na
32
região da alta subtropical do Atlântico Norte (Fig. 5). A água superficial, quente e
menos salgada, por isso menos densa, parte do golfo do México em direção a
nordeste, e à medida que a latitude vai aumentando a libertação de calor para a
atmosfera faz com que diminua de temperatura. No ártico, os ventos frios e o contato
com o gelo arrefece-a (estria-se) ainda mais, aumentando a densidade até que a
própria corrente afunda. A água, agora mais fria, inverte o seu sentido de
deslocamento, e acaba por se dirigir para sudoeste, a grandes profundidades, indo
repôr a massa de água quente em deslocamento para nordeste. Imaginemos este
mecanismo como uma enorme corrente de transmissão, movendo-se a uma velocidade
de cerca de 4 km por hora e deslocando 74 milhões de metros cúbicos de água por
segundo. A Corrente do Golfo faz com que, por exemplo, a Grã-Bretanha tenha uma
temperatura média superior em cerca de 9 graus em relação à outras regiões na
mesma latitude. A Noruega sem corrente do golfo seria tão inóspita quanto a
Groelândia.
Os oceanos desempenham um papel vital no clima de milhares de anos. Afinal, a
atmosfera está realmente em contato com a água, e não com a terra, em mais de 72%.
A circulação da atmosfera é empurrada pelo calor, mas a quantidade de energia
térmica armazenada numa coluna de ar que se estende desde a superfície até o seu
topo é apenas equivalente à quantidade de energia térmica numa coluna semelhante
de água que se estende da superfície do mar até uma profundidade de poucos metros.
É o oceano, muito mais que a terra, o armazém inicial da energia solar, libertada
posteriormente para a base da atmosfera. Os climas temperados são moderados pela
influência do mar a oeste, e o clima de toda a Terra é protegido pela ação moderadora
do fornecimento de calor oceânico. O sistema de circulação de grandes correntes é
fundamental para o estabelecimento do padrão climático existente, pois a
movimentação de águas quentes à superfície atua diretamente sobre a temperatura
atmosférica. Uma dessas grandes correntes é a chamada Corrente do Golfo, que
transporta água quente para norte, desde o golfo do México até à Escandinávia.
33
a sob a sua influência.
Figura 5: Salinidade média anual na superfície.
Ressurgência
O Cabo Frio - RJ é um exemplo de baixas temperaturas das águas do mar neste ponto
do litoral. Essas águas frias são resultado de um fenômeno natural conhecido como
RESSURGÊNCIA, que ocorre em raros pontos dos oceanos da terra. Em Arraial do
Cabo, a ressurgência ocorre como resultado da ação dos ventos do quadrante
leste/nordeste aliado ao movimento de rotação da terra, que Provoca o afastamento
das águas quentes da Corrente do Brasil que descem pela costa do nordeste em
direção ao sul. Quando essas águas afastam-se da costa, há uma subida das águas
frias da Corrente das Malvinas que correm em sentido contrário as águas do corrente
do Brasil, ou seja, se deslocam do sul em direção ao nordeste.
Este fenômeno arrasta os nutrientes que repousam no fundo até as camadas
iluminadas do mar. No fundo, na ausência de luz, esses nutrientes são inertes. No
entanto, quando atingem as camadas iluminadas, são utilizados pelas algas
microscópicas, através da fotossíntese, e provocam uma " explosão " das microalgas (
o fitoplancton ) que são o início da cadeia alimentar marinha. Essas microalgas
abundantes se constituem em alimento dos pequenos animais marinhos ( zooplancton )
que crescem mais rapidamente servindo de alimento para peixes pequenos que vão
alimentar os peixes maiores e assim sucessivamente, até os peixes grandes, de valor
comercias. Por este motivo Arraial do Cabo é rico em pescado. A ressurgência
portanto, fertiliza o mar.
As condições que indicam a presença do Fenômeno El Niño são o enfraquecimento
dos ventos alísios e o aumento da Temperatura da Superfície do Mar (TSM) no Oceano
Pacífico Equatorial Leste. Como conseqüência, ocorre uma diminuição das águas mais
frias que afloram próximo à costa oeste da América do Sul. Em condições neutras,
observam-se águas superficiais relativamente mais frias no Pacífico Equatorial Leste,
junto à costa oeste da América do Sul, e relativamente mais aquecidas no Pacífico
Equatorial Oeste, próximo à costa australiana e região da Indonésia. Os ventos alísios
sopram de leste para oeste favorecendo a ressurgência próximo à costa oeste da
América do Sul. As condições que indicam a presença do Fenômeno La Niña estão
associadas à intensificação dos ventos alísios e ao declínio da Temperatura da
Superfície do Mar (TSM) no Pacífico Equatorial Leste. As águas adjacentes à costa
oeste da América do Sul tornam-se ainda mais frias devido à intensificação do
movimento
de
ressurgência.
34
CLI 05 – Balanço Hídrico
IMPORTÂNCIA DA ÁGUA
A água na Terra é, a um só tempo, vulgar e vital, rara e ubíqua, útil e destrutiva. Suas
propriedades químicas e físicas conferem-lhe características importantes como:
material básico para as células vivas, agente de limpeza e de nutrição, solvente
universal, mobilidade excepcional, meio de transporte, reguladora das trocas de
energia na biosfera, moderadora do clima, e agente erosivo e destruidor.
A história do desenvolvimento da civilização poderia ser escrita em termos da
reocupação épica do homem para com a água. Os problemas relativos à água sempre
mereceram a atenção e imaginação criativa do homem para a sua solução, como
atestam várias obras de engenharia, projetos de recursos hídricos, poços, aquedutos e
35
barragens construídas no passado (Lima, 2007 e referências citadas). A mais antiga
represa do mundo foi construída no Egito, há mais de 5.000 anos. O poço de Jacó
(Velho Testamento) foi escavado atravessando uma camada de rocha de cerca de 30
metros, e se encontra em uso até hoje. Também os costumes e as formas de
organização social do homem foram influenciados mais pela associação com a água do
que com a terra de onde conseguiram o sustento, associação esta refletida em
costumes, crenças, regulamentos e leis e na religião: “Uma boa terra, terra com ribeiros
de água, com nascentes que emanam de vales e montanha . . .” (Deuteronômio, 8:7).
Da mesma forma como o ar, a água intimamente associada à evolução do homem em
inúmeras maneiras. Uma das condições básicas para a xistência de vida na terra é a
presença de água na forma líquida. Cada processo orgânico só pode ocorrer em meio
aquoso. A água é o constituinte fundamental do protoplasma e o seu papel no
metabolismo, no processo regulatório da temperatura do corpo e na nutrição dos
tecidos é vital.
A água, além disto, é o lar dos organismos vivos. Cerca de 90% de todos os
organismos da Terra estão imersos em água, e o restante, que permanece num
“oceano” de vapor d’água, utiliza a água líquida.
O consumo médio anual para uma pessoa adulta é de 5 a 10 vezes o peso do corpo, o
que dá uma média de cerca de 450 litros/ano (300 - 600 l/ano). Em clima temperado,
uma pessoa normal consegue sobreviver com 2,5 litros de água por dia em condições
de atividade física moderada. Cerca de 1 litro deste total é ingerido na forma de
alimentos e também pela produção no próprio organismo, através da combustão de
açúcares e gorduras. O restante é ingerido na forma líquida. Ao todo, são necessários
de 2,5 a 2,8 litros de água para reposição daquela perdida por transpiração e excreção.
O consumo de água em quantidades inferiores conduz a estado patológico
caracterizado por perda de apetite e, eventualmente, a uma subnutrição. Uma pessoa
pode agüentar sem água durante poucos dias no deserto, se permanecer em repouso.
Com alguma atividade, talvez não consiga sobreviver nem 1 dia, pois as perdas podem
chegar até 5 litros por
hora.
A civilização moderna é caracterizada por alta demanda de água. A quantidade de
água necessária para o sustento da vida, apenas, é relativamente pouca. Mas mesmo
nas sociedades mais simples as pessoas precisam de uma quantidade adicional de
água para se lavar, preparar alimentos, etc. Nos tempos passados, o consumo “per
capita” diário, considerando todos os usos, inclusive a água de beber, era de cerca de
12 - 20 litros. Atualmente, o consumo doméstico “per capita” é de aproximadamente
300 litros por dia. Computados todos os fatores de produção (uso doméstico, irrigação,
industrial, na agricultura, etc.) o consumo gira ao redor de 15.000 litros por pessoa por
dia. A demanda de água aumenta com o aumento de população e com a melhoria do
padrão de vida.
Na cidade de São Paulo o consumo “per capita” no final do século passado era de
aproximadamente 60 litros. Atualmente o consumo médio gira ao redor de 330 litros por
pessoa, o que considerando a população atual, representa uma demanda média de
cerca de 1,374 x 109 m3 de água por ano (DAEE, 1972). Isto implica em esforços
gigantescos para manter o suprimento adequado de água. Los Angeles, por exemplo,
capta água não apenas das proximidades (Serra Madre), como também de fontes
situadas a 389, 560 e 720 km de distância. Uma floresta, por outro lado, consome
cerca de 200 a 1.000 kg/ano por m2 de superfície, para a produção de cerca de 1 a 2
kg de matéria seca/ano.m2.
Portanto, a relação transpiração/biomassa seca varia de 100 a 1.000, dependendo
do clima, do tipo florestal e da disponibilidade de água.
36
Em virtude de seu calor latente e seu calor específico, a água funciona como regulador
térmico para as trocas de energia da Terra, armazenando excesso e aliviando as
deficiências térmicas. As flutuações de temperatura são maiores sobre a superfície de
terra (continentes) do que sobre água, e os climas marítimos são moderados.
Além disto, por sua constante movimentação, a água funciona como moderadora de
temperatura na biosfera. As correntes oceânicas transferem energia dos trópicos para
os pólos, enquanto que a circulação da atmosfera é sempre na direção de áreas de alta
evaporação para áreas de baixa evaporação, o que resulta em efeitos mais acentuados
nos climas continentais.
As mesmas propriedades que fazem da água um elemento vital e conveniente para a
vida na Terra freqüentemente manifestam-se como inconvenientes e destruidoras,
demonstrando a ambivalência e imparcialidade dos fenômenos naturais, bem como a
insuficiência da condição humana para fazer frente à ocorrência destes fenômenos
naturais.
Elementos do balanço hídrico:
Os conceitos de balanço hídrico foram introduzidos por Thornthwaite (1948) e
contribuíram para estudos de classificação climática de uma região, assim como da
interação biosfera-atmosfera (solo-planta-atmosfera). Mais tarde, Thornthwaite e
Mather (1955) fizeram novos progressos, bem como outros pesquisadores (p. ex.,
Penman (1956).
Evapotranspiração (ET) - combinação da transpiração (T) e evaporação (E); ET = T +
E. Exemplo de instrumento de medida é o Lisímetro. Lisímetro é um recipiente
representativo do meio ambiente e utilizado para fins de monitoramento em estudos
sobre as interações planta-água-solo
-Evapotranspiração Potencial (ETr) é a quantidade de água evapotranspirada na
unidade de tempo por uma cultura, não submetida a quaisquer restrições de água (ou
recursos minerais) e em plenas condições de desenvolvimento (isto é, sem ataque de
doenças, pragas).
Evapotranspiração real (ETc) - é a evapotranspiração de qualquer cultura em qualquer
estádio fenológico, podendo estar sofrendo ou não limitação hídrica ou outro fator que
impeça a sua taxa potencial. Diz-se que a ETc é máxima ou potencial quando a cultura
não sofre limitações tanto hídrica quanto de outros fatores (ataque de doenças, pragas,
restrição mineral etc.).
Ponto de murcha permanente (PMP) – ocorre quando o conteúdo de água retido no
solo (~tensão de água no solo) é tão baixo, tal que a maioria das plantas não consegue
extrair água do solo e entra em murcha permanente.
Capacidade de campo (CC) - é a quantidade de água retida pelo solo após a drenagem
ter ocorrido ou cessado em um solo previamente saturado por chuva ou irrigação;
é a quantidade de água retida pelo solo quando a condutividade hidráulica não
saturada se torna tão pequena que o fluxo de água pode ser considerado como sendo
zero.
37
Água total disponível (ATD) - é a água compreendida entre a capacidade de campo
(CC - limite superior) e o ponto de murcha permanente (PMP - limite inferior) do solo
(ATD = CC - PMP).
Potencial da água no solo (Y) - representa o estado de energia da água no solo e
governa todos os processos de transporte de água no sistema solo - planta atmosfera;
Esse potencial é o somatório dos potenciais de pressão, de soluto ou osmótico, tensão
e gravitacional.
Para efeito de irrigação, a tensão torna-se o componente mais importante, que
expressa a parte do potencial de água devido à interação com a matriz do solo.
Curva de retenção - é uma propriedade ou característica físico-hídrica do solo que
relaciona o conteúdo volumétrico de água (q) e o componente tensão potencial de água
no solo (Y)
Figura 1: Balanço hídrico de acordo com Thornthwaite e Mather (1955). Linha sólida
corresponde a precipitação e tracejada a evaporação potencial e real sobre um (a) solo com
profundidade de 50 cm e (b) com 150 cm.
38
O CICLO HIDROLÓGICO
O ciclo, obviamente, não tem começo nem fim. A água é evaporada dos oceanos e da
superfície continental e se torna parte da atmosfera. A umidade atmosférica precipitase tanto nos oceanos como nos continentes. Nestes a água precipitada pode ser
interceptada pela vegetação, pode escoar pela superfície dos
terrenos, ou pode infiltrar-se no solo, de onde pode ser transpirada pelas plantas.
Assim, o ciclo da água envolve vários e complicados processos hidrológicos:
evaporação, precipitação, interceptação, transpiração, infiltração, percolação,
escoamento superficial, etc.
O total de água existente no planeta, presa ao ciclo hidrológico, é estimado em 1,4 x
1018 m3 . Este total, na fase líquida, seria suficiente para cobrir a superfície da esfera
terrestre com uma camada de 2,7 km de água. Deste total, 97 % encontra-se nos
oceanos. Ainda, 98 % constitui água na forma líquida, dos quais cerca de 2,6 % é água
doce, 15 % da qual encontra-se na
bacia amazônica. A água doce corresponde, portanto, a um volume de 3,6 x 1016 m3 .
Deste volume, 77,2 % encontra-se na forma sólida, nas calotas polares, 22,4 %
constitui a água subterrânea, e cerca de 0,4 % compreende a água dos rios, lagos e o
vapor atmosférico (Figura 1).
Figura 1. Balanço hídrico global. Armazenamentos relativos são mostrados proporcionalmente nas
figuras geométricas, assim como as setas representam proporcionalmente os fluxos anuais.
BALANÇO HIDROLÍGICO GLOBAL
39
A Hidrologia pode ser entendida como o estudo científico do ciclo hidrológico. O ciclo
hidrológico, mais do que uma simples seqüência de processos, constitui-se de um
conjunto de fases, as quais representam os diferentes caminhos através dos quais a
água circula na natureza. Esta circulação ocorre em três partes do sistema terra: a
atmosfera, a hidrosfera e a litosfera, numa profundidade aproximada de 1 km na
litosfera, até cerca de 15 km na atmosfera. A água da atmosfera (vapor) constitui a
água precipitável. Se o total de vapor atmosférico se precipitasse, a chuva
correspondente seria de cerca de 25,5 mm uniformemente distribuída sobre toda a
superfície da esfera terrestre. Este reservatório (vapor atmosférico) é reposto
continuamente pela evaporação e é descarregado pela precipitação, sendo esta a
única fonte renovável de água doce para a superfície.
A precipitação média no planeta é de aproximadamente 940 mm por ano. Cerca de 70
% da precipitação retorna à atmosfera pela evaporação. Numa dada área, a quantidade
de água envolvida em cada fase do ciclo hidrológico pode ser avaliada através da
chamada equação do balanço hídrico, que é a própria lei da conservação da massa:
I - O = DS
onde:
I = fluxos positivos (entrada de água)
O = fluxos negativos (saída de água)
DS = variação no armazenamento
A água no ciclo hidrológico movimenta-se continuamente: nuvens, chuva,
cursos d.água, ondas e correntes oceânicas, etc.
Em escala global, esta movimentação representa as trocas que ocorrem
entre a terra, o oceano e a atmosfera. Quantitativamente, estas trocas equivalem aos
seguintes valores médios anuais (Tabela 1):
Tabela 1: Balanço hídrico médio anual para a Terra (Baumgartner & Reichel, 1975, citados por LEE, 1980).
Considerando arbitrariamente P com sinal positivo, E com sinal negativo e Q positivo
para o oceano e negativo para o continente, pode-se escrever a equação do balanço
hídrico para condições estáticas (isto é, considerando o armazenamento constante) de
acordo com o seguinte:
P-E±Q=0
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Examinando a tabela 1 pode-se verificar que tanto a precipitação (P), quanto a
evaporação (E) giram ao redor de 5 x 103 km3 , o que equivale a uma cobertura
uniforme da superfície da esfera terrestre de 973 mm.
Considerando apenas o processo de destilação atmosférica, isto equivale a dizer que
seriam necessários 28 séculos para a ciclagem completa de todo o volume de água
existente no ciclo.
Verifica-se, ainda, que a precipitação média nos oceanos é cerca de 3,5 vezes à dos
continentes, e que a evaporação dos oceanos é cerca de 6 vezes a média dos
continentes. Latitudinalmente essa relação é mostrada na Figura 2. Sobre os
continentes P excede E em cerca de 4 x 104 km3/ano, equivalente à descarga anual
dos rios, que por sua vez deve ser equivalente ao fluxo anual de vapor dos oceanos
para os continentes.
Figura 2: Variação latitudinal da precipitação subtraída da evaporação.
Balanço Hidrológico nos Continentes
Em escala menor, a Tabela 2 permite verificar o balanço hídrico médio anual para os
vários continentes. A América do Sul, conforme mostra a tabela 2, é o continente mais
rico em recursos hídricos, em termos de disponibilidade de água superficial (deflúvio).
A Austrália, por outro lado, é o continente mais pobre nesse sentido. Para o Brasil,
considerando dados de 289 postos meteorológicos, cada um com uma média de
aproximadamente 20 anos de observações, conforme publicado em C.W.
THORNTHWAITE ASSOCIATES (1965), os números da equação do balanço hídrico
são conforme o esquema mostrado na Figura 3.
41
Tabela2. Balanço hídrico médio dos continentes (TODD, 1970).
Figura 3. Balanço hídrico médio anual para o Brasil.
Balanço Hidrológico na superfície (ou em Bacias Hidrográficas)
Em escala menor, o balanço hídrico se completa na bacia hidrográfica (unidade
geomorfológica). Qualquer ponto da superfície faz parte de uma bacia hidrográfica.
Desde os menores vales até a grande bacia amazônica, sempre existe uma discreta
área de terreno que capta a água da chuva, perde água por evaporação, e produz o
restante como deflúvio ou escoamento superficial. Esquematicamente, os processos
42
envolvidos no balanço hídrico de uma bacia hidrográfica podem ser observados na
Figura 4.
Figura 4. Representação esquemática dos processos hidrológicos envolvidos no balanço hídrico de uma
bacia hidrográfica.
A modelagem dos vários processos envolvidos no balanço hidrológico de uma bacia,
de acordo com a figura 4.
onde: P = precipitação
T = transpiração
Ic = interceptação pelas copas
Ip = interceptação pelo piso
Eo = evaporação do solo e de superfícies líquidas
Et = evapotranspiração (total de perdas por evaporação)
Q = deflúvio
Ds = variação do armazenamento da água do solo
L = vazamento freático
Pp = percolação profunda (vazamento por falhas na rocha)
Rs = escoamento superficial (em canais ou para superfície)
43
Rss = escoamento sub-superficial
Rb = escoamento básico (água subterrânea)
f = infiltração
Pc = precipitação direta nos canais
U = vazamento (água que flui por fora do leito)
Desta forma, para um dado período de tempo a equação do balanço hidrológico será:
P = (T + Ic + Ip + Eo) + Q + Ds ± L + U
Considerando uma bacia hidrográfica ideal, isto é, onde todos os fluxos positivos e
negativos possam estar sob controle experimental, e onde não ocorram vazamentos (L
ou U), e nem perdas por percolação profunda (PP), para um dado período a equação
completa acima pode ser simplificada de acordo com o seguinte modelo:
D S = P – Et – Q
Estas condições ideais são essenciais para que se possa utilizar uma bacia qualquer
como área experimental para estudos de hidrologia florestal.
Balanço hidrológico na Atmosfera
D V = E + DP – P + CM
sendo:
D V = variação da quantidade de vapor armazenado;
E = quantidade de água que entra proveniente da evaporação
P = quantidade de água que sai por precipitação
CM = quantidade de água que entra por convergência de massa (advecção)
Água Precipitável (precipitação potencial)
É a expressão que define a quantidade total de vapor d.água existente na atmosfera,
ou seja, é a quantidade de chuva, que resultaria se todo o vapor de água presente
numa coluna atmosférica fosse precipitado:
onde: DP (lado esquerdo da eq.) = água precipitável (mm), UE = umidade específica,
P1 e P = pressão atmosférica (mb). De acordo com a equação anterior, água
precipitável, portanto, define a quantidade de chuva que existe em potencial numa
coluna de ar entre as pressões atmosféricas p1 e p (DP (lado direito da eq. é igual a p p1). Acima de 8 km de altura a água precipitável é desprezível (LINSLEY et al, 1975).
44
CLI 06 – Climatologia Sinótica dos principais sistemas que atuam na
América do Sul
A zona de convergência intertropical - ZCIT é um dos mais importantes sistemas
meteorológicos atuando nos trópicos. Sua influência sobre a precipitação na América
do Sul é decisiva para a chuva no norte do nordeste brasileiro. A ZCIT está inserida
numa região onde ocorre a interação de características marcantes atmosféricas e
oceânicas: i) zona de confluência dos Alíseos; ii) zona do cavado equatorial; iii) zona de
máxima temperatura da superfície do mar; iv) zona de máxima convergência de massa;
e v) zona da banda de máxima cobertura de nuvens convectivas, todas interagindo
próximas à faixa equatorial. Apesar dessa interação as características não se
apresentam, necessariamente, ao mesmo tempo, sobre a mesma latitude. Durante os
meses de verão no Hemisfério Norte (JJA), a zona de confluência dos alíseos aparece
sobre o cavado equatorial e as regiões de máxima cobertura de nuvens, precipitação e
convergência de massa são quase coincidentes, localizando-se, aproximadamente, a
três graus ao sul da zona de confluência dos Alíseos. Nos meses de DJF, a zona de
máxima cobertura de nuvens, precipitação e convergência de massa localiza-se ao
norte da zona de confluência dos Alíseos. O conjunto de características associadas à
ZCIT possui um deslocamento norte-sul ao longo do ano. A marcha anual da ZCIT tem,
aproximadamente, o período de um ano, alcançando sua posição mais ao norte (8 N)
durante o verão do Hemisfério Norte, e a sua posição mais ao sul (1 N) durante o mês
de abril. Além dessa oscilação anual, a ZCIT apresenta oscilações com maiores
freqüências, com o período variando de semanas a dias. A zona do cavado equatorial
aproxima-se mais do litoral nordestino brasileiro nos meses de fevereiro a março.
Diferentes estudos já apontaram a importância da ZCIT no regime de chuvas das
regiões norte e nordeste do Brasil. Além da influência da ZCIT no tempo e no clima das
áreas tropicais, ela também está envolvida na manutenção do balanço térmico global.
Na escala planetária, a ZCIT está localizada no ramo ascendente da célula de Hadley,
atuando no sentido de transferir calor e umidade dos niveis inferiores da atmosfera das
regiões tropicais para os níveis superiores da troposfera e para as médias e altas
latitudes.
As Alta Subtropicais nos Oceanos Pacifico Sul e Atlântico Sul são sistemas de
pressão quentes, intensos e são observados de baixos até altos níveis (FEDOROVA,
2001). Nesse último, muitas vezes através de cristas. Nestes anticiclones observa-se
divergência do vento, a qual é caracterizada por calmaria e céu claro. São encontrados
durante todo o ano em cada oceano. Os anticiclones são observados,
aproximadamente por uma semana e depois é observada nova incursão do ar polar e a
45
regeneração do anticiclone. Durante o deslocamento de um anticiclone transitório, este
se aquece, intensifica-se e transforma-se quase estacionário. Estes alimentam e
reforçam as altas subtropicais. Esse processo ocorre depois da incursão de um ar polar
na retaguarda de uma frente fria. Durante o verão (inverno) austral as altas subtropicais
estão mais próximas do pólo (equador). Além disso, no período sazonal seco das
Regiões brasileiras Sudeste e Centro-oeste e Sul da Amazônia, a retaguarda da alta
subtropical se coloca sobre o continente.
Corrente de Jato Subtropical e Polar
Em altos níveis da atmosfera, próximo à tropopausa, existe uma região onde a
componente do vento zonal, de oeste, atinge valores máximos. Esta componente
aumenta com a altura devido à existência de gradientes meridionais de temperatura. O
escoamento caracterizado por valores máximos é denominado de Corrente de Jato ou
simplesmente Jato. Existem duas Correntes de Jato distintas: ato Subtropical, está
associada à circulação da Célula de Hadley e geralmente fica localizada no limite polar
dessa célula, entre as latitudes de 20S a 35S; a outra é a Corrente de Jato Polar a qual
não é muito regular e está associada ao forte gradiente horizontal de temperatura que
ocorre nas estreitas zonas frontais, localizando-se no lado equatorial destas e
encontra-se geralmente entre as latitudes de 35S a 70S. A corrente de jato subtropical
tem sua posição média próximo ao equador no período de inverno e em próxima ao
pólo sul no verão. A importância da Corrente de Jato é associa a casos de extremos de
precipitação. Por exemplo, o papel do Jato Subtropical nas intensas precipitações
sobre a Região Sul durante episódios El Nino.
Jato de Baixos Níveis
O jato de baixos níveis a leste da Cordilheira dos Andes é um forte fluxo da
componente meridional do vento variando seu eixo para a Região Sudeste ou Sul do
Brasil. Intensos jatos de baixos níveis estão relacionados a eventos de chuva intensa
no Sul do Brasil em conjunto com o desenvolvimento de Complexos Convectivos de
Mesoescala. Sua importância é devido ao transporte de ar quente e umidade,
provenientes da Região Amazônica, para a região do Paraguai e norte da Argentina.
Sistemas Frontais atuam durante o ano todo sobre o Brasil com freqüências maiores
nas latitudes mais altas e menores nas latitudes mais baixas e, são um dos maiores
causadores de distúrbios meteorológicos sobre o país. A interação entre a convecção
tropical e sistemas frontais ocorre mais freqüentemente quando os sistemas frontais se
encontram entre 20oS e 35oS. O deslocamento desses sistemas está associado ao
escoamento ondulatório de grande escala. A intensificação ou dissipação dos mesmos
está relacionada com as características atmosféricas sobre o continente. Algumas
regiões do Brasil, tais como as Regiões Sul e áreas adjacentes são regiões
frontogéneticas, ou seja, as frentes podem se intensificar ou podem se formar.
Complexos convectivos de mesoescala - CCM referia-se aos aglomerados
convectivos com forma aproximadamente circular, que se formam sobre as
proximidades do Paraguai e com tempo de vida relativamente mais curto em torno de 6
horas. CCM estão frequentemente associados a eventos de precipitações intensas,
fortes rajadas de vento e até tornados, motivando seu estudo com base nas aplicações
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em previsão do tempo. O ciclo de vida do CCM é tal que o horário de máxima extensão
ocorre de madrugada, na grande maioria dos casos observados. O hábito noturno é
uma das características mais marcantes do CCM. As primeiras células convectivas que
ainda precedem a definição do início do CCM podem ocorrer tanto no início da tarde
como no início da noite. Essas características são semelhantes as observadas nos
sistemas convectivos da zona equatorial.
Bloqueios na atmosfera caracterizam-se por um persistente sistema de alta pressão
em superfície que impede a propagação de sistemas transientes. Nos altos níveis, são
caracterizados por um centro de alta pressão conjugado a um centro de baixa pressão
na região onde os ventos são de oeste. Na região do bloqueio, o céu é sem
nebulosidade e as temperaturas são muito altas. Bifurcação do jato subtropical é
indicação da presença de bloqueio. Este sistema faz com que haja um desvio das
perturbações, de modo que exista uma espécie de "zona de sombra". No outono há um
máximo de dias com atuação de bloqueio, enquanto que no inverno e na primavera
ocorre um mínimo. A posição do sistema de bloqueio é fundamental: se estiver muito
próximo à América do Sul a região Sul passa por um período mais seco e a região
Sudeste sofre grande precipitação; se estiver mais para oeste, o inverso acontece.
Figura 1. Representação esquemática de um bloqueio.
A Temperatura da Superfície do Mar (TSM), mais precisamente do Atlântico Tropical,
está relacionada a precipitação no Nordeste brasileiros. Águas mais quentes (frias) no
Atlântico Sul Tropical e mais frias (quentes) no Atlântico Norte Tropical estão
associadas com anos chuvosos (secos). Esta influencia do padrão de Dipolo da TSM
no Atlântico Tropical também é valida muitas vezes para a Amazônia. Entretanto, a
Amazônia e o Nordeste são mais fortemente afetados pelo padrão de anomalias
oceânicas e atmosféricas sobre o Pacifico equatorial devido aos episódios El
Nino/Oscilação Sul. Assim, como a precipitação no Sul do Brasil. A influencia da TSM
subtropical, por exemplo, próxima a costa da Região Sul é questionável.
A monção é um regime das correntes de ar de grande escala com predominância do
vento durante um período sazonal com mudança na direção entre verão e inverno. A
palavra monção é designada para ventos periódicos. Na América do Sul, não há
mudança no vento observado, isto é, os alísios, o que por muito tempo deixo
questionável o regime de monções na América do Sul. Entretanto, nos últimos anos
vários estudos mostraram a reversão não do vento, mas das anomalias do vento,
quando se remove a media anual. A monção existe devido a dois principais fatores:
migração da ZCIT durante o ano e a variação sazonal da diferença de temperatura
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entre mares e continentes. As monções na América do Sul estão relacionada à
presença de vários sistemas característicos no período de verão austral.
A Alta da Bolívia é um anticiclone intenso e quase-estacionário se estendendo sobre
grande parte da América do Sul tropical na alta troposfera, durante o verão. O
mecanismo fundamental de estabelecimento e manutenção da Alta é a liberação de
calor sobre o continente. Além disso, há também calor sensível sobre o Altiplano
Boliviano. Um fluxo para leste em torno de 10°S e u m forte fluxo cruzando o equador
para norte-nordeste entre 055° e 080°W também estão associados á presença da Alta
da Bolívia.
Figura 2. Representação esquemática da Alta da Bolívia
O padrão de circulação de verão indica que, corrente abaixo da Alta da Bolívia, formase uma circulação ciclônica em altitude (Fig. 2), que também varia de posição e
intensidade ao longo do verão, e cujo efeito mais marcante é a subsidência induzida
em baixos níveis sobre a região Nordeste brasileiro (Vórtice ciclônico de Altos Níveis
– VCAN).
Zona de Convergência do Atlântico Sul - ZCAS é uma persistente faixa de
nebulosidade orientada no sentido noroeste-sudeste associada a uma zona de
convergência na baixa troposfera durante o verão austral e estende-se desde o sul da
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Amazônia até o Atlântico Sul-Central. Essa zona de convergência é relacionada ao
fluxo de umidade vindo da região amazônica. Períodos de enchentes na região sudeste
e ausência de chuvas região sul estão associados a ZCAS. Esta associada a liberação
de calor latente na América do Sul e assim com a Alta da Bolívia. O aquecimento
localizado sobre o continente apresenta papel fundamental para a existência dessas
zonas de convergência. A formação de um cavado estacionário na baixa troposfera
com orientação NW-SE e de um anticiclone em ar superior, está associada à resposta
estacionária da atmosfera a uma forçante localizada de calor. Além disso, há o efeito
remoto de intensificação ou enfraquecimento devido à propagação de oscilações
atmosféricas. Outras zonas com características semelhantes ocorrem no Indico Sul e
Pacifico Sul. Esta última tem relação com a ZCAS via as oscilações atmosféricas. Até
mesmo a presença da Cordilheira do Andes tem o seu papel no posicionamento da
ZCAS. Além de ser decisiva no confinamento do campo de baixa pressão na superfície
em resposta à liberação de calor latente no Brasil central e assim, formação da Baixa
do Chaco na região do Paraguai.
Vórtices Ciclônicos são sistemas que se desenvolvem no Sul e Sudeste do Brasil, em
geral provocando chuvas, associado a padrões em altos níveis que chegam pela costa
oeste da América do Sul vindos do Pacífico, penetrando no continente e provocando
instabilidade no seu setor leste e nordeste. Seu mecanismo de formação se baseia na
amplificação de uma crista no escoamento em altos níveis. Quando se desloca para
leste, atinge o Sul e Sudeste do Brasil, em geral provocando chuvas. Possuem
características físicas semelhantes aos vórtices do Nordeste, mas com algumas
diferenças, principalmente no deslocamento, já que o VCAN é praticamente
estacionário. Formam-se o ano inteiro (mas são mais numerosas durante o verão)
primeiramente nos altos níveis e depois se propagam para altitudes menores, às vezes
estando associado a um ciclone de superfície ou mesmo propiciando ou mesmo
provocando formação de ciclones (ciclogênese). A convergência de vapor e a liberação
de calor sensível são os efeitos mais ativos na formação destes vórtices.
TEMPESTADES LOCAIS SEVERAS referem-se a chuvaradas locais de
grande intensidade, acompanhadas, em geral, de trovões, descargas
elétricas, granizos, ventos fortes, súbitas variações de temperaturas e,
ocasionalmente, tomados. A nuvem característica é o cumulonimbus, uma
nuvem em forma de torre, que se expande lateralmente no topo,
assumindo a configuração de uma bigorna. A base de um cumulonimbus
pode situar-se entre 300 e 3.000 m, dependendo da umidade relativa do ar
próximo ao solo. O topo usualmente atinge de 9.000 a 18.000m; os mais
altos localizam-se nos trópicos, ou então nas latitudes médias durante o
verão. Ao evoluírem, podem fazê-lo localmente, ou deslocando-se a
velocidades que chegam a superar 100 km/h. O grande desenvolvimento
dos cumulonimbus e, conseqüentemente, das tempestades locais, acha-se
associado à presença de ar quente, úmido e instável. Com tais
características, podem localizar-se no interior de uma massa de ar, ao
longo de uma frente ou em uma linha de instabilidade. Em regiões
montanhosas, formações isoladas não são raras, especialmente no verão.
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O desenvolvimento local está sempre condicionado a um forte gradiente
térmico vertical instável, como resultado de um aquecimento diurno
intenso, que atinge maiores proporções à tarde. Quando associadas às
formações frontais, as tempestades não possuem horários preferenciais e,
embora sejam locais, seguem o sentido do deslocamento das frentes. Para
o desenvolvimento de uma nuvem cumulonimbus, como já mencionado, o
decréscimo vertical da temperatura deve ser suficientemente grande para
que o perfil de temperatura do ar seja condicionalmente instável, com ar
úmido nos baixos níveis. Em tal camada atmosférica, uma parcela de ar
em ascensão torna-se saturada e resfria-se menos rapidamente que o
faria se não se saturasse, porque a liberação de calor latente de
condensação compensa parcialmente o resfriamento por expansão
"adiabática". Então, a parcela atinge níveis em relação aos quais está mais
aquecida e, por conseguinte, mais leve que o meio que a circunda. Assim,
as forças de flutuação aceleram a parcela cada vez mais para cima. Este
mecanismo de convecção pode ser iniciado pelo aquecimento superficial,
pelo desvio do escoamento ao incidi r sobre uma irregularidade do terreno,
ou ainda ao longo de uma frente, em que o ar frio penetra por baixo e força
o ar quente a iniciar a subida. Ao nível superior da atmosfera, onde o
gradiente térmico toma-se estável, o movimento vertical da parcela é
desacelerado. A vida de uma nuvem tempestuosa é curtíssima, posto que
o ciclo completo pode durar entre uma e duas horas. Na etapa de
desenvolvimento, a nuvem está mais quente que o ar em seu redor.
Correntes ascendentes são observadas no interior da nuvem, com
velocidades máximas no topo central. Com o crescimento vertical da
nuvem, o topo alcança níveis em que a temperatura acha-se abaixo da
temperatura de congelamento; apesar disso, ainda coexistem gotículas
d'água e cristais de gelo. A quantidade d'água pode acumular-se tanto que
gotículas e cristais de gelo mais pesados deixam de ser suportados pelas
correntes ascendentes e começam a cair no interior da nuvem. Inicia-se
uma nova fase da evolução da nuvem: o aparecimento das correntes
descendentes, e com elas a nuvem atinge a maturidade. Associados com
as precipitações ocorrem ventos fortes e rajadas. O total precipitado pode
atingir 500 mm em apenas uma hora. Nos centros urbanos, esses totais
pluviométricos podem causar inundações catastróficas. Por isso, essas
inundações são erroneamente denominadas de trombas d’água. Estes
últimos, embora se relcionem com Cbs, têm características distintas e
ocorrem associados a superfícies líquidas à superfície.
LINHAS DE INSTABILIDADE são conjunto de células convectivas com
forte atividade, possuindo mais de 100 km ao longo de seu eixo principal.
Em superfície é caracterizada pela presença de nuvens em forma cilíndrica
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acompanhadas por ventos com velocidades médias de 12 a 25 m/s, onde
pode frequentemente ocorrer chuvas de 30mm em meia hora. Muitos
estudos apontam que a forçante de um sistema convectivo de mesoescala
é a convergência associada a ZCIT, nota-se comumente convergência de
larga escala muitas horas antes da formação das Linhas de Instabilidade.
Esta convergência de larga escala causa intensificação ou organização da
umidade em níveis médios, a qual permite a convecção subsistir a
influência da secagem provocada pelo entranhamento. É bom
observarmos que a convergência de larga escala não se limita a ZCIT nos
trópicos. Ainda nos trópicos podemos citar as ondas de Leste como um
importante mecanismo de forçante de um sistema convectivo de
mesoescala, porém com uma menor importância do que a convergência
de larga escala. As ondas de Leste funcionam como um mecanismo de
acionamento para estes sistemas, nesta região. Formadas por Cbs de
diversos tamanhos que se agrupam em linhas ou curvas, que se
desenvolvem associados à circulação de mesoescala como: circulação
vale-montanha, circulação pré-frontal (ao longo de uma frente fria devido
ao intenso contraste térmico que ocorre nesta região) e circulação de
brisa. Essas formações podem persistir por vários dias e se propagarem
por milhares de quilômetros. Podemos dividir as linhas de instabilidade em
duas categorias distintas: Linhas de Instabilidade Tropicais e Linhas de
Instabilidade de Latitudes Médias.
(a)
(b)
Fig. 3 – Foto aérea de uma linha de instabilidade (LI) (a) e um diagrama de formação da LI (b).
FAMÍLIA DE CICLONES verifica-se na atmosfera que raras vezes um ciclone
extratropical aparece isolado. Quase sempre observa-se uma série de três ou quatro,
ligados entre si, formando uma família de ciclones, como se visualiza na Figura 4. O
primeiro ciclone — o membro condutor da família — seria um ciclone ocluído; o
seguinte estaria parcialmente ocluído, e os demais membros sucessivos seriam
ciclones incipientes (Figura 4d). Enquanto os mais velhos se encontram Já em
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frontólise, os mais jovens ainda se formam (frontogênese). Em geral, nem todos os
membros possuem a mesma vitalidade. O último da família é, via de regra, o mais
ativo, atingindo distâncias maiores em relação a sua origem.
Fig. 4 – Estilo das ondas frontais no HS: a) Estilo borboleta; b) Estilo de frentes sucessivas; c)
Famílias de ciclones associados a frentes polares e frentes antárticas; d) em uma frente polar.
Fonte: Newton, C.W., 1972.
ONDAS NA ATMOSFERA SUPERIOR
A presença de famílias de ciclones na baixa troposfera associa-se fortemente a
distribuição da pressão na média e alta troposfera. Conclui-se que a sucessão de
ciclones em baixos níveis está diretamente relacionada com o escoamento ondulatório
nas camadas superiores. Em sucessão as altas e baixas pressões à superfície, temos
cavados e cristas em altos níveis. A figura 8.5 mostra quatro ondas longas na
atmosfera superior, associadas com quatro famílias de ciclones à superfície.
Os ondas longas na atmosfera superior são conhecidas como Ondas de Rosby,
pesquisador que investigou suas propriedades. A velocidade de propagação dessas
ondas pode ser determinada pelo comprimento da onda e a velocidade do escoamento
(de oeste para leste).
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Fig. 8.5 – Mapa esquemático mostrando quatro famílias de ciclones ao nível do mar, associado
com quatro ondas longas na atmosfera superior. Fonte: Pettersen, S., 1968.
ONDAS DE LESTE
São ondas que se formam no campo da pressão atmosférica, ao longo dos alísios, na
faixa tropical do globo, deslocando-se de leste para oeste. Essas ondas, embora de
difícil localização em cartas sinóticas, são capazes de produzir precipitações
acentuadas ao longo de suas trajetórias. Na América do Sul, as ondas de leste ocorrem
na faixa tropical do Atlântico e deslocam-se para oeste até atingir o litoral e a Zona da
Mata do Nordeste, principalmente no inverno. Como essa região é dominada pela
massa tropical marítima e pelo Anticiclone do Atlântico Sul, que provoca subsidência e
a consequente inversão dos alísios, essas ondas se desenvolvem e se deslocam sob
tais condições. Entretanto, à proporção que a baixa avança, promove-se a subida da
inversão dos alísios. O ar tímido é injetado pela circulação anticiclônica e a zona de
convergência, associada ao cavado, provoca a ascensão desse ar, favorecendo a
formação de nuvens de grande extensão vertical. Imediatamente após a passagem da
onda, o nível de inversão dos alísios volta a abaixar. As regiões de ocorrências das
ondas de leste, mais frequentes, são mostradas na Figura 6.
Fig. 6 – Regiões em que os ondas de leste são mais freqüentes Fonte: Pettersen, 1968.
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REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
BROOKS, F.A., 1959. An Introduction to Physical Microclimatology. 264 p.
Climanalise http://www.cptec.inpe.br/products/climanalise/cliesp10a/index1.shtml
Acesso em 02 de março de 2007.
C.W.THORNTHWAITE ASSOCIATES, 1965. Average climatic éater balance of the
continents. Publications in Climatology, XVIII (2): 433 p.
D.N.A.E.E.,1970. Normas e Recomendações Hidrológicas - Fluviometria.
Ministério de Minas e Energia. 94 p.
Fedorova, N.: Meteorologia Sinótica. Vol. 2, UFPEL, 2001
GEIGER,R. 1966. The Climate Near the Ground. Harvard University Press. 611 p.
HEWLETT, J.D. & W.L. NUTTER, 1969. An Outline of Forest Hydrology. University
of Georgia Press. 137 p.
http://cursos.unisanta.br/oceanografia/correntes_marinhas.htm Acesso em 02 de março
de 2007.
Goler, R. Morning Glories and North Australian Squall Lines. Disponível em
http://www.meteo.physik.uni-muenchen.de/~robert/Thesis/introduction.html. Acesso
em 01 de abril de 2004.
LEE, R., 1980. Forest Hydrology. Columbia University Press. 349 p.
LINSLEY,R.K.; M.A.KOHLER; J.L.H.PAULHUS, 1975. Hydrology for Engineers.
McGraw-Hill. New York. 482 p.
Lima, W. P. Manejo de Bacias Hidrográficas. Capitulo de Livro disponível em
www.esalq.usp.br/departamentos/lcf/lab/lhf/arquivos/CAPITULO%203.pdf. Acesso em 02 de março de
2007.
Markham,
A.
Linhas
de
Instabilidade.
Disponível
em
http://www.brasgreco.com/weather/trovoadas/t_squall.html. Acesso em 01 de abril
de 2004.
Meteorologia Sinótica. http://www.master.iag.usp.br Acesso em 02 de março de 2007.
MCKAY, G.A., 1970. Precipitation. In: Handbook of the Principles of Hydrology.
Water Information Center. New York. p.2-1 a 2-111.
MONTEITH, J.L., 1962. Atenuation of solar radiation: a climatological study.
Newton, C.W. Meteorology of the
Meteorological Society, 1972, 263p.
Souther
Hemisphere.
Boston:
American
Pettersen, S. Introducción a la meteorología. Madri: Espasa-Calpe, 1968, 429p.
Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 88 (378): 508-521.
REICHARDT.K., 1975. Processos de Transferência no Sistema Solo-Planta54
Atmosfera. Fundação Cargil. 286 p.
SATTERLUND, D.R., 1972. Wildland Watershed Management. The Ronald Press,
New York. 370 p.TODD,D.K., 1970. The Water Encyclopedia. Water Information
Center. New York. 559 p.
Vianello, R.,L.; Alves, R.A. Meteorologia Básica e Aplicações. Universidade Federal de
Viçosa, Impr. Univ. 1991 449p.
WALTON,W.C., 1970. The World of Water. Taplinger Publishing Co., New York.
318 p.
WOODWELL, G.M., 1970. The energy cycle of the biosphere. In: The Biosphere.
W.H. Freeman, San Francisco. p.26-36.
55