Apostila_meteorologia_oceanografia

Curso Bsico de Meteorologia e Oceanografia

Agosto, 2006

Universidade Federal do Rio de Janeiro Departamento de Meteorologia

Laboratrio de Modelagem de Processos Marinhos e Atmosfricos

EDITORIAL

Este material foi desenvolvido por integrantes do Laboratrio de Modelagem de Processos Marinhos e Atmosfricos (LAMMA) e alunos do Departamento de Meteorologia da Universidade Federal do Rio de Janeiro.

O enfoque bsico foi criar material de consulta para apoiar o curso e atividades acadmicas que o LAMMA vem realizando junto ao Instituto Rumo Nutico, ligado ao Projeto Grael.

O Projeto Grael uma iniciativa beneficente que visa, basicamente, dar educao complementar, com nfase na nutica, a crianas de primeiro e segundo graus matriculados na rede pblica.

O conhecimento da meteorologia e da oceanografia de grande valia neste setor, j que o contato direto com o mar e sua interao com a atmosfera faz com que os alunos estejam expostos aos fenmenos naturais que ocorrem neste ambiente, gerando uma necessidade de compreend-los.

Gostaramos de agradecer aos alunos e professores do Departamento de Meteorologia da UFRJ que participaram no desenvolvimento desse material, a PETROBRAS, nas pessoas do Sr. Jairo dos Santos Jnior, Gerente de SMS da UN-RIO e Sr. Rubinei Rodrigues, Coordenador do Controle de Emergncia da UM-RIO/SMS, por apoiar essa iniciativa e ao pessoal do Instituto Rumo Nutico/Projeto Grael, por nos permitirem participar desse belo esforo social. Por fim, gostaramos de agradecer tambm aos alunos que participam do projeto e fizeram parte da primeira turma do curso de oceanografia e meteorologia.

Caroline R. Mazzoli da Rocha, Mariana Palagano R. Silva e Maria Francisca Velloso Agosto, 2006

Laboratrio de Modelagem de Processos Marinhos e Atmosfricos METEOROLOGIA e OCEANOGRAFIA

SUMRIO 1 Meteorologia.........................................................................................................1

2 - Atmosfera Terrestre ..............................................................................................1 2.1 - COMPOSIO DA ATMOSFERA .............................................................................2

3- Presso Atmosfrica e Densidade do Ar................................................................4

4 - Estrutura Vertical da Atmosfera.............................................................................6

5 - O Aquecimento da Terra e da Atmosfera ..............................................................7 5.1 - TEMPERATURA E TRANSFERNCIA DE CALOR.......................................................7 5.2 - PORQUE A TERRA TEM ESTAES ......................................................................9

5.2.1 - Estaes do Ano no Hemisfrio Sul .........................................................9 6 - A Temperatura do ar ...........................................................................................10

6.1 - AQUECIMENTO DIURNO .....................................................................................10 6.2 - RESFRIAMENTO NOTURNO.................................................................................11 6.3 - FATORES QUE INFLUENCIAM O REGIME TRMICO .................................................11

7 Umidade e Condensao ...................................................................................12 7.1 UMIDADE........................................................................................................12 7.2 - TEMPERATURA DO PONTO DE ORVALHO ............................................................12 7.3 - ORVALHO E GEADA..........................................................................................13 7.4 - NEVOEIRO.......................................................................................................13

8 - Presso Atmosfrica e Ventos ............................................................................14 8.1 - FORAS QUE INFLUENCIAM O VENTO .................................................................16 8.2 - VENTOS EM TORNO DOS CENTROS DE ALTAS E BAIXAS PRESSES ......................17 8.3 - VENTOS E O MOVIMENTO VERTICAL ..................................................................18

9 - Circulao Geral da Atmosfera ...........................................................................18 9.1 - ESCALAS DO MOVIMENTO ATMOSFRICO...........................................................18 9.2 - SISTEMAS DE VENTOS LOCAIS ..........................................................................19 9.3 - VENTOS GLOBAIS ............................................................................................21 9.4 - A CIRCULAO GERAL DA ATMOSFERA .............................................................21

10 - Desenvolvimento das Nuvens e Precipitao ...................................................23 10.1 CLASSIFICAO DAS NUVENS .........................................................................23 10.2 FORMAO DAS NUVENS ...............................................................................26 10.3 - PROCESSOS DE PRECIPITAO.......................................................................27 10.4 - TIPOS DE PRECIPITAO ................................................................................28 10.5 MASSAS DE AR E FRENTES NO HEMISFRIO SUL ..............................................29

10.5.1 - Massas de ar........................................................................................29 10.5.2 - Frentes Frias ........................................................................................30

10.6 TEMPESTADES..............................................................................................30


11 Previso Do Tempo ..........................................................................................34 11.1 - SINAIS DO TEMPO E REGRAS PARA A PREVISO DO TEMPO .................................35

12 - Oceanografia.....................................................................................................37

13 Dimenses E Formas Dos Oceanos ................................................................38 13.1 - COSTA ..........................................................................................................39 13.2 - PLATAFORMA CONTINENTAL ...........................................................................40 13.3 - TALUDE CONTINENTAL ...................................................................................40 13.4 - ASSOALHO OCENICO PROFUNDO ..................................................................40

14 As Propriedades Fsicas Da gua Do Mar .......................................................41 14.1 - EFEITOS DA TEMPERATURA, DA SALINIDADE E DA PRESSO SOBRE A DENSIDADE .42 14.2 - DISTRIBUIO ESPACIAL DAS PROPRIEDADES NOS OCEANOS ............................43

14.2.1 - Distribuio horizontal de temperatura.................................................43 14.2.2 - Distribuio vertical de Temperatura....................................................44 14.2.3 - Distribuio horizontal de Salinidade ...................................................46 14.2.4 - Distribuio vertical de Salinidade........................................................47

15 Circulao Ocenica.........................................................................................49 15.1 - CORRENTES GERADAS PELO VENTO ................................................................50 15.2 RESSURGNCIA............................................................................................52

15.2.1 - Vrtices e Meandros ............................................................................53 15.3 - OS GRANDES GIROS SUBTROPICAIS OCENICOS ...............................................54

15.3.1 - O Atlntico............................................................................................56 15.3.2 - O PACFICO.............................................................................................59 15.4 - CIRCULAO TERMOHALINA ...........................................................................63

15.4.1 - O diagrama T-S....................................................................................67 16 - Ondas................................................................................................................67

16.1 - FORMAO DAS ONDAS ..................................................................................68 16.2 - QUEBRA DAS ONDAS ......................................................................................69 16.3 - INTERPRETAO DE PREVISES DE ONDA .......................................................70

17 - Mars ................................................................................................................74 17.1 - TIPOS DE MARS............................................................................................75 17.2 - MECANISMOS GERADORES DA MAR................................................................77

18 - Referncias Bibliogrficas .................................................................................79

19 - Colaborao ......................................................................................................81


1

1 METEOROLOGIA

Meteorologia a cincia que estuda a atmosfera e todos os fenmenos ligados a ela, como a chuva, os ventos, as nuvens, o tempo e o clima. Alm de eventos de maior intensidade como os furaces e os tornados.

Veremos neste curso que existem diferentes tipos de ventos, de nuvens, de tempestades, e que de alguma maneira todos esses fenmenos esto ligados entre si.

O termo Meteorologia surgiu quando o filsofo grego Aristteles, em torno de 340 a.C. escreveu um livro chamado Meteorolgica onde ele tentava explicar alguns fenmenos meteorolgicos de maneira mais filosfica e descritiva. A meteorologia de fato, como cincia, aconteceu a partir da inveno de alguns instrumentos, como por exemplo, os termmetros, que permitiram a disponibilidade de medidas para serem usadas de uma maneira mais concreta nos estudos cientficos. A partir da, com o avano da tecnologia a cincia se desenvolveu e hoje conta com instrumentos como satlites e radares, possibilitando assim, estudos cada vez mais aprofundados sobre a nossa atmosfera.

2 - ATMOSFERA TERRESTRE

A atmosfera da Terra um fino invlucro gasoso composto principalmente de nitrognio (N2) e oxignio (O2), com pequenas quantidades de outros gases, como vapor d'gua (H2O) e dixido de carbono (CO2).

Embora nossa atmosfera se estenda na vertical por centenas de quilmetros, cerca de 99% fica compreendido na camada inferior, com cerca de 30 km da superfcie da Terra. Este fino manto de ar protege a superfcie e seus habitantes da radiao ultravioleta do Sol, assim como do material proveniente do espao interplanetrio, agindo como um filtro. No existe limite superior definido para a atmosfera; ela se torna cada vez mais tnue, eventualmente se misturando com o espao vazio, at no ser mais percebida. Na Figura 1 podemos observar uma foto da atmosfera da Terra vista do espao, onde a fina camada azul no horizonte o ar.


2

Figura 1: Atmosfera terrestre vista do espao.

2.1 - Composio da atmosfera

A Tabela I mostra os vrios gases presentes em um volume de ar perto da superfcie da Terra. Note que o nitrognio ocupa 78% e o oxignio cerca de 21% de volume total.

Tabela I: Principais constituintes do ar - Fonte: Ahrens, 1993.

Constituintes Permanentes do ar Constituintes variveis do ar

Constituinte Contedo

(% por volume) Constituinte

Contedo

(% por volume)

Nitrognio 78 Vapor dgua 0 a 4

Oxignio 21 Dixido de carbono 0,035

Outros Menos que 1 Oznio 0,002

A concentrao do vapor d'gua, entretanto, varia de um lugar para o outro e de instante para instante. Perto da superfcie em regies tropicais, o vapor d'gua pode chegar a 4% dos gases da atmosfera, enquanto que em reas polares, sua concentrao pode se reduzir a uma frao de 1% (ver Tabela I). As molculas de vapor d'gua so, naturalmente, invisveis. Elas se tornam visveis somente quando se transformam em grandes partculas lquidas ou slidas, tais como gotas de nuvens e cristais de gelo. A mudana do vapor d'gua para gua lquida chamada de condensao, enquanto que o processo de transformao de lquido para vapor


3

chamado de evaporao. O dixido de carbono (CO2), um componente natural da atmosfera, ocupa

uma porcentagem pequena (mas importante) do volume do ar, cerca de 0,035%. O CO2 entra na atmosfera principalmente a partir do decaimento da vegetao, assim como das erupes vulcnicas, da exalao da vida animal, da queima de combustveis fsseis (tais como carvo, leo e gs natural) e do desflorestamento. A remoo do CO2 da atmosfera ocorre durante a fotossntese, quando as plantas consomem CO2 para produzir matria verde.

Na superfcie, o oznio (O3) prejudicial sade e a vegetao. No entanto, a maioria do oznio na atmosfera (cerca de 97%) encontrado na atmosfera superior, onde formado naturalmente, quando tomos de oxignio se combinam com molculas de oxignio. Ali a concentrao de oznio tem uma mdia de menos do que 0,002% por volume. Esta pequena quantidade importante, porque atua como um escudo para os raios ultravioleta do Sol prejudiciais s plantas, animais e ao homem (camada de oznio).

Impurezas de origem humana ou natural esto tambm presentes na atmosfera. O vento levanta poeira e outras partculas do solo e as carrega para cima. Pequenas gotas de gua salgada das ondas do mar so levadas para o ar, e ao evaporarem estas gotas deixam microscpicas partculas de sal suspensas no ar. Fumaa proveniente de incndios florestais elevam-se at bem longe da superfcie e os vulces introduzem toneladas de finas partculas e gases no ar. Coletivamente, estas pequenas partculas slidas ou lquidas de vrias composies so chamadas de aerossis.

O gs dixido de nitrognio geralmente d atmosfera uma cor escura, marrom clara. Na luz do Sol, ele reage com os hidrocarbonetos e outros gases para produzir oznio. O monxido de carbono o maior poluente do ar das cidades. Embora sem cor e inodoro, este venenoso gs se forma durante a combusto incompleta de combustveis que contm carbono, em reas urbanas 75% do CO tem sua origem nos veculos.

A queima de combustveis que contm enxofre (tais como carvo e leo) libera para o ar o gs incolor dixido de enxofre (SO2). Quando a atmosfera est


4

suficientemente mida, o SO2 pode se transformar em finas gotas diludas de cido sulfrico. A chuva que contm cido sulfrico corri metais e superfcies pintadas e aumenta o teor de acidez da gua. A chuva cida, como conhecida, um dos maiores problemas do meio ambiente, principalmente na trajetria dos ventos que vm das principais regies industriais. Em adio, altas concentraes de SO2 produzem srios problemas respiratrios para os seres humanos, tais como a bronquite, e tm efeitos adversos nas plantas.

3- PRESSO ATMOSFRICA E DENSIDADE DO AR

As molculas do ar (assim como todas as outras coisas) esto presas junto a Terra pela gravidade. O cientista que descobriu a gravidade foi Galileu Galilei (1564 1642) (Figura 2). Esta fora invisvel pressionando as molculas de ar umas sobre as outras e comprimindo-as, faz com que haja um aumento do nmero de molculas por volume quando nos aproximamos da superfcie. J que a densidade do ar o nmero de molculas de ar em um dado espao (volume), segue-se que a densidade do ar maior na superfcie e decresce na medida que nos movemos para cima na atmosfera.

Figura 2: Retrato de Galileu Galilei.

O peso das molculas de ar exerce uma fora sobre a Terra, que chamada de presso atmosfrica ou, simplesmente, presso do ar. A presso em qualquer nvel na atmosfera pode ser medida em termos do peso total do ar em um ponto a uma certa altura, e assim, a presso atmosfrica sempre decresce com a altura.


5

Assim, possvel perceber que uma cidade localizada na montanha, como por exemplo, Petrpolis, recebe uma presso atmosfrica menor que uma cidade que se localiza no nvel do mar, como por exemplo, Niteri. O instrumento utilizado para medir a presso atmosfrica o barmetro, e pode ser observado na Figura 3.

Figura 3: Barmetro de mercrio e barmetro aneride. Fonte: INMET

A unidade de medida o milibar (mb) ou hectopaschal (hPa). No nvel mdio do mar, o valor mdio ou padro da presso atmosfrica :

1013,25 mb = 1013,25 hPa

A Figura 4 ilustra quo rapidamente a presso do ar decresce com a altura. Com uma presso ao nvel do mar de 1000 milibares, vemos pela Figura 4 que, a uma altitude de somente 5,5 quilmetros, a presso do ar cerca de 500 milibares, ou metade da presso ao nvel do mar.

Figura 4: Representao da variao vertical da densidade e da presso com a altura. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.


6

4 - ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA

Na tentativa de dividir a atmosfera em camadas para melhor estud-la, percebemos que tanto a presso como a densidade do ar decrescem com a altura sobre a superfcie. Entretanto, a temperatura do ar tem um perfil vertical mais complexo, o que nos facilita a diviso. Observe a Figura 5 e note que a temperatura do ar normalmente decresce desde a superfcie da Terra at uma elevao de cerca de 11 quilmetros. Este decrscimo na temperatura do ar com o aumento da altitude devido ao fato de que a luz do Sol esquenta a superfcie da Terra, que por sua vez aquece o ar sobre ela.

Nesta parte da atmosfera (desde a superfcie at cerca de 11 km) esto compreendidos os fenmenos meteorolgicos considerados mais comuns na Terra. Esta regio chamada de troposfera.

Note tambm na Figura 5, que acima de 11 km a temperatura do ar pra de decrescer com a altura. Esta regio, onde a temperatura do ar permanece constante com a altura, conhecida como uma regio isotrmica (de igual temperatura). A base desta zona marca o topo da troposfera e o incio de uma nova camada, a estratosfera. O limite de separao da troposfera e da estratosfera chamado de tropopausa. Observa-se tambm que, na estratosfera a uma altitude de 20 km, a temperatura do ar comea a aumentar com a altitude. Tal aumento da temperatura do ar com a altura chamado de inverso trmica, j que ocorre de maneira inversa ao esperado.

Embora a temperatura do ar esteja aumentando com a altura, o ar a uma altitude de 30 km extremamente frio, tendo uma mdia de menos de 46C.

A razo da inverso trmica na estratosfera a presena do gs oznio que responsvel pela maior parte do aquecimento nesta altitude, porque ele absorve energia solar ultravioleta (UV). Parte desta energia absorvida esquenta a estratosfera, o que explica a inverso.

Acima da estratosfera fica a mesosfera. O ar extremamente tnue e a presso atmosfrica bastante baixa (Figura 5). Neste nvel, sem equipamento de oxignio adequado, o pulmo no ter oxignio suficiente e a pessoa sufocar. Com


7

uma temperatura mdia de 90C, o topo da mesosfera representa a parte mais fria da atmosfera.

A "camada quente" sobre a mesosfera a termosfera. Aqui as molculas de oxignio (O2) absorvem os raios solares energticos, aquecendo o ar. Na termosfera, existem relativamente poucos tomos e molculas. Conseqentemente, a absoro de uma pequena quantidade de energia solar pode causar um grande aumento na temperatura do ar.

A regio onde os tomos e molculas escapam para o espao denominada de exosfera, que representa o limite superior da nossa atmosfera.

Figura 5: Perfil vertical da atmosfera. Fonte: Vianello e Alves, 1991.

5 - O AQUECIMENTO DA TERRA E DA ATMOSFERA

5.1 - Temperatura e Transferncia de Calor

A temperatura uma quantidade que nos diz quo quente ou frio algo est relativo a algum valor padro. Mas podemos olhar a temperatura de outra maneira.


8

Sabemos que o ar uma mistura incontvel de bilhes de tomos e molculas. Se eles pudessem ser vistos, apareceriam se movendo em todas as direes, se lanando livremente, girando e colidindo uns com os outros. Falando de uma maneira simples, a temperatura uma medida da velocidade mdia dos tomos e molculas, onde maiores temperaturas correspondem a maiores velocidades mdias.

Se lentamente resfriarmos o ar, seus tomos e molculas se movero mais devagar at que o ar atinja a temperatura de -273 C (0 Kelvin), que a menor temperatura possvel. Nesta temperatura, chamada zero absoluto, os tomos e molculas possuiriam uma quantidade mnima de energia e nenhum movimento.

O calor, por outro lado, a energia envolvida no processo de transferncia de um objeto para outro por causa da diferena de temperatura que h entre eles. Na atmosfera, o calor transferido por conduo, conveco e radiao. Examinaremos com mais detalhe estes mecanismos de transferncia de energia depois de darmos uma olhada no conceito de calor latente.

Calor Latente A energia trmica necessria para mudar o estado de uma substncia chamada de calor latente.

Conduo - A transferncia de calor de molcula para molcula em uma substncia chamada conduo. A transferncia de calor neste sistema sempre flui das regies mais quentes para as mais frias. Geralmente, quanto maior a diferena de temperaturas, mais rpida a transferncia de calor.

Conveco - A transferncia de calor pelo movimento da massa de um fluido (como a gua e o ar) chamada conveco. Este tipo de transferncia trmica aparece em lquidos e gases porque eles podem se mover livremente e possvel estabelecer fluxos dentro deles.

Radiao - Num dia de vero voc deve ter notado o quo quente sua face fica se voc exp-la ao Sol. Os raios solares viajam pelo ar a sua volta, sem produzir muitos


9

efeitos no mesmo. Sua face, no entanto, absorve essa energia e a converte em energia trmica. Entretanto, os raios solares aquecem sua face, sem efetivamente aquecer o ar. A energia transferida do Sol para a sua face chamada energia radiante ou radiao.

5.2 - Porque a Terra tem Estaes

A Terra gira completamente em torno do Sol (movimento de translao) num caminho elptico ao longo de 365 dias (um ano). Assim como a Terra gira em torno do Sol, ela tambm gira em torno do seu prprio eixo (movimento de rotao) em 24 horas (um dia). A distncia mdia da Terra para o Sol 150 milhes de km.

5.2.1 - Estaes do Ano no Hemisfrio Sul

Em 22 de junho, o Hemisfrio Sul est experimentando uma estao completamente diferente. Porque esta parte do mundo est agora inclinada para fora do Sol, as noites so longas e os dias curtos. Todos esses fatores mantm a temperatura do ar razoavelmente baixa. O solstcio de junho marca o comeo astronmico do inverno no Hemisfrio Sul (Figura 6). Nesta parte do mundo, o vero no comear oficialmente antes que o Sol esteja sobre o Trpico de Capricrnio (23,5) - lembre-se que isto ocorre em 22 de dezembro. Assim, quando inverno (junho) no Hemisfrio Sul, vero no Hemisfrio Norte.

Figura 6: A terra, ao girar em torno do Sol, tem seu eixo inclinado com um ngulo de 23,5 . O eixo da Terra aponta sempre para uma mesma rea no espao (com seria visto de uma estrela distante).


10

6 - A TEMPERATURA DO AR

6.1 - Aquecimento Diurno

Quando o Sol nasce pela manh, aquece o solo por radiao, que por sua vez aquece o ar em contato com ele por conduo. Contudo, o ar um mau condutor de calor, e este processo s ocorre at poucos centmetros da superfcie. Enquanto o Sol ascende, o ar em contato com o solo se torna ainda mais quente, e, em um dia calmo, h uma diferena substancial de temperatura imediatamente acima do solo.

Prximo superfcie comea a haver conveco, e bolhas de ar ascendente ajudam a redistribuir o calor (Figura 7). Com tempo calmo, esse processo no mistura o ar efetivamente. Logo, grandes diferenas de temperatura na vertical podem ocorrer. Em dias com vento, entretanto, o ar quente da superfcie com o ar mais frio acima podem se misturar. Esta forma de mistura mecnica, s vezes referida como conveco forada, ajuda a transferir o calor em excesso da superfcie com maior eficincia. Portanto, a diferena de temperatura entre o ar prximo superfcie e o ar imediatamente acima no to grande em dias com vento quanto em dias calmos.

Figura 7: Distribuio de calor superfcie.

Podemos agora ver porque a parte mais quente do dia na parte da tarde, embora prximo do meio-dia, os raios solares sejam mais intensos. A hora exata da temperatura mxima varia. Onde o cu no vero permanece claro toda tarde, a mxima ocorrer entre 15:00 e 17:00.


11

Quo quente o ar fica depende de fatores tais como tipo de solo, sua umidade e cobertura vegetal. Quando o solo um mal condutor de calor (como por exemplo, areia), o calor no se transfere imediatamente para as camadas mais profundas do solo. Isso permite que a temperatura da superfcie aumente ainda mais, deixando mais energia disponvel para aquecer o ar acima. Por outro lado, se o solo mido e vegetado, grande parte da energia disponvel evapora gua, deixando menos energia para aquecer o ar.

6.2 - Resfriamento Noturno

Quando o Sol descende, sua energia se espalha sobre uma rea maior, o que reduz o calor disponvel para aquecer o solo. Em um certo horrio no fim da tarde ou princpio da noite, a superfcie terrestre e o ar acima passam a perder mais energia do que recebem, logo, eles passam a se resfriar.

A superfcie e o ar acima se resfriam irradiando energia infravermelha, um processo chamado de resfriamento radiativo. O solo se resfria mais rapidamente. Conseqentemente, logo aps o pr do Sol, a superfcie terrestre est um pouco mais fria que o ar diretamente acima. Este passa a transferir energia por conduo para a superfcie, que por sua vez irradia para o espao.

6.3 - Fatores que influenciam o regime trmico

Os principais fatores que causam variaes na temperatura de um lugar para outro so chamados de controladores da temperatura. Os principais controladores so: a latitude, o contraste terra/gua e a altitude.

Como a temperatura do ar geralmente diminui com a altura, cidades no alto de montanhas so mais frias do que ao nvel do mar.

A importncia da latitude sobre a temperatura faz com que esta seja mais elevada em regies prximas ao Equador (latitudes mais baixas) e mais fria prxima aos Plos (altas latitudes).

As variaes na temperatura dependem ainda do contraste terra / gua, e a razo para estas variaes pode ser atribuda ao aquecimento diferenciado entre a


12

terra e a gua. Na superfcie, a energia solar que chega ao solo s absorvida por uma fina camada, enquanto que no mar, esta penetra em camadas mais profundas, fazendo com que a energia seja distribuda por uma camada maior.

7 UMIDADE E CONDENSAO

7.1 Umidade

Umidade se refere a uma das vrias maneiras de especificar a quantidade de vapor no ar. J que existem vrios modos de expressar o contedo de vapor dgua, existem vrios significados para o conceito de umidade. No entanto vamos dar nfase ao conceito de umidade relativa.

Umidade Relativa Embora a umidade relativa seja o modo mais comumente usado para descrever a umidade atmosfrica, ela tambm, a mais mal interpretada. O conceito de umidade relativa nos diz quo perto o ar est de se tornar saturado. A umidade relativa a razo da quantidade de vapor dgua realmente no ar comparada com a quantidade mxima de vapor dgua necessria para saturar (o ar est saturado quando o nmero total de molculas evaporando est equilibrado pelo nmero de molculas que esto condensando) o ar naquela temperatura (e presso) particular. A umidade relativa expressa em porcentagem. Uma parcela de ar com 100% de umidade relativa dita saturada, pois ela atingiu sua capacidade de conter vapor dgua. A umidade relativa expressa em porcentagem. Uma parcela de ar com 100% de umidade relativa dito estar saturado porque ele atingiu sua capacidade de conter vapor dgua.

7.2 - Temperatura do Ponto de Orvalho

Temperatura do ponto de orvalho representa a temperatura na qual o ar deve ser resfriado (sem que haja mudana na presso e no contedo de umidade do ar) para que ocorra a saturao.


13

A diferena entre a temperatura do ar e do ponto de orvalho pode indicar se a umidade baixa ou alta. Quando a temperatura do ar e a temperatura do ponto de orvalho esto muito afastadas, a umidade baixa; quando elas esto com valores prximos, a umidade alta. Quando as temperaturas do ar e do ponto de orvalho so iguais, o ar est saturado e a umidade do ar de 100%.

7.3 - Orvalho e Geada

Em noites claras e calmas, a superfcie da Terra resfria-se rapidamente pela emisso de radiao infravermelha, por conseqncia, o ar que fica em contato com a superfcie resfria-se por conduo. Na medida em que as superfcies resfriam abaixo desta temperatura, o vapor dgua comea a se condensar sobre elas, formando uma fina cobertura de gua chamada de orvalho. Se a temperatura do ar cair at atingir o ponto de congelamento ou abaixo dela, o orvalho ir se congelar, tornando-se uma fina camada de gelo chamada de orvalho congelado.

A geada se forma em manhs frias, calmas e claras quando a temperatura do ponto de orvalho igual ou abaixo do ponto de congelamento. Quando a temperatura do ar cai at temperaturas, o vapor dgua pode eventualmente mudar diretamente para gelo sem passar pelo estado lquido - um processo chamado de deposio. A geada tem uma aparncia de ramos ou galhos como em uma rvore que facilmente distinguvel do caso de orvalho congelado.

7.4 - Nevoeiro

O nevoeiro como qualquer nuvem (Figura 8), geralmente produzido por resfriamento da terra chamado de nevoeiro de radiao. Como o ar frio e pesado escoa para os lugares mais baixos como os vales, pode-se observar normalmente a formao deste tipo de nevoeiro nestes lugares.

Na medida que os ventos de vero transportam o nevoeiro para dentro do continente sobre terras mais quentes, o nevoeiro perto do solo se dissipa, permanecendo uma lmina de nuvens baixas cinzas que bloqueiam o Sol. Mais para


14

dentro do continente, o ar suficientemente quente, de tal modo que estas nuvens baixas evaporam e se dissipam.

Figura 8: Foto ilustrativa de nevoeiro.

8 - PRESSO ATMOSFRICA E VENTOS O ar se move em resposta s diferenas horizontais de presso. Na

atmosfera, o vento se forma na tentativa de igualar diferenas na presso do ar. Na medida em que subimos na atmosfera existem cada vez menos molculas

de ar sobre ns; portanto a presso do ar sempre diminui com o aumento da altitude. Outro conceito que j vimos o de que a nossa atmosfera est concentrada junto superfcie, fazendo com que a presso atmosfrica decresa com a altitude rapidamente no comeo e mais lentamente em altas altitudes.

Suponha que de alguma maneira forcemos o ar a entrar na coluna da Figura 9. O que aconteceria? Se a temperatura na coluna no se alterasse, a adio do ar tornaria a coluna de ar mais densa e o peso adicional deste ar na coluna aumentaria a presso do ar na superfcie. Do mesmo modo, se uma grande quantidade de ar fosse removida da coluna, a presso do ar na superfcie mudaria pela variao da quantidade de ar sobre a superfcie.

Suponha que as duas colunas de ar na Figura 10a estejam localizadas a uma mesma elevao e tenham idnticos valores de presso superfcie. Esta condio, naturalmente, significa que existe o mesmo nmero de molculas (a mesma massa de ar) em cada coluna sobre ambas as cidades. Alm disso, suponha que a presso


15

do ar superfcie em ambas as cidades permanea a mesma, enquanto o ar sobre a cidade 1 resfriado e o ar sobre a cidade 2 aquecido (Figura 10b).

Na medida em que a coluna 1 se resfria, as molculas se movem mais devagar e se juntam - neste caso o ar se torna mais denso. No ar mais aquecido, acima da cidade 2, as molculas se movem mais rapidamente e se afastam umas das outras - o ar se torna menos denso. Se a largura das colunas no se altera (e se assumirmos que exista uma barreira invisvel entre as colunas) ento, para manter a presso na superfcie sem variar, o total de molculas sobre cada cidade deve permanecer o mesmo. No ar mais denso e frio sobre a cidade 1, a coluna se contrai, enquanto que a coluna se expande e fica mais alta no ar menos denso e mais quente sobre a cidade 2.

Ns agora temos uma coluna de ar menor e mais fria sobre a cidade 1 e uma coluna mais alta e mais quente de ar sobre a cidade 2. Desta situao ns podemos concluir que necessita-se de uma coluna menor de ar mais frio e denso para exercer a mesma presso a superfcie que uma coluna maior de ar quente e menos denso. Este conceito tem uma grande aplicabilidade e significncia em Meteorologia.

O fato de que o nmero de molculas sobre um nvel ser um indicador da presso atmosfrica nos leva a um importante conceito: ar quente em altitude normalmente est associado com altas presses atmosfricas e ar frio em altitude est associado com baixos valores de presso atmosfrica.

Na Figura 10c, a diferena horizontal na temperatura cria uma diferena horizontal de presso. A diferena de presso estabelece uma fora (chamada de fora do gradiente de presso) que causa o movimento do ar da presso mais alta na direo da presso mais baixa. Conseqentemente, se removermos a barreira invisvel entre as duas colunas e permitirmos que o ar em altitude se mova horizontalmente, o ar ir se mover da coluna 2 na direo da coluna 1. Na medida que o ar em altitude saia da coluna 2, o peso do ar na coluna decrescer e, deste modo, haver uma diminuio da presso em superfcie. Do mesmo modo, a acumulao de ar na coluna 1 causar um aumento na presso do ar em superfcie.

Resumindo, aquecimento ou resfriamento de uma coluna de ar pode estabelecer variaes horizontais na presso que causaro movimentos


16

compensatrios no ar. O acumulo de ar sobre a superfcie provocar um aumento da presso do ar, enquanto que um decrscimo na quantidade de ar sobre a superfcie provocar uma diminuio na presso do ar em superfcie.

Figura 9 - Modelo da atmosfera onde a densidade do ar permanece constante com a altura. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.

Figura 10 Necessita-se de uma coluna menor de ar frio para exercer a mesma presso do que uma longa coluna de ar aquecido. Por isso, ar frio em altos nveis est associado com baixas presses e ar quente em altos nveis est associado com altas presses. A diferena de presso em cima cria uma fora que faz o ar se mover da regio de presso mais alta para a regio de presses mais baixas. A remoo do ar da coluna 2 causa uma queda de presso na superfcie, enquanto que a adio de ar na coluna 1 faz com que a presso na superfcie aumente. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.

8.1 - Foras que Influenciam o Vento

Fora do gradiente de presso Se calcularmos de quanto a presso est mudando sobre uma determinada distncia, ns teremos o gradiente de presso.

Quando existem diferenas horizontais na presso do ar existe uma fora lquida atuando sobre o ar. Esta fora chamada de fora do gradiente de presso (FGP) que se dirige diretamente das altas para as baixas presses.


17

Se a FGP fosse a nica a atuar sobre o ar, ns sempre veramos o vento se dirigindo das altas para as baixas presses. No entanto, assim que o ar comea a se deslocar o vento desviado de seu curso pela fora de Coriolis.

Fora de Coriolis a fora de Coriolis descreve uma fora aparente que surge devido rotao da Terra. Todos os objetos que se movem, tais como correntes ocenicas, avies, projteis de artilharia e molculas sofrem este efeito. A fora de Coriolis faz com que o vento se desvie para a esquerda de seu curso no hemisfrio sul e para a direita de seu curso no hemisfrio norte.

Na maioria das nossas experincias dirias, a fora de Coriolis to pequena que desprezvel, contrariamente crena popular, ela no faz a gua girar na direo horria ou ao contrrio quando ela escoa em uma pia (o formato da pia desempenha um papel muito mais determinante neste fato).

8.2 - Ventos em torno dos Centros de Altas e Baixas Presses

Porque as baixas so chamadas tambm de ciclones, o fluxo horrio do ar em torno delas freqentemente chamado de fluxo ciclnico (no HS). Do mesmo modo, o fluxo anti-horrio do ar em torno das altas chamado de fluxo anticiclnico (Figura 11).

Figura 11: Fluxo idealizado em torno dos centros de altas e baixas presses no Hemisfrio Sul. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.


18

8.3 - Ventos e o Movimento Vertical

At agora vimos que os ventos em superfcie fluem convergindo para o centro de baixa presso e divergindo em torno do centro de alta presso. Na medida que ele converge para o centro da rea de baixa presso, ele tem que ir para algum lugar. Como o ar que converge no pode penetrar no solo, ele sobe vagarosamente. Acima da baixa em superfcie (em torno de 6.000 metros) o ar comea a divergir para compensar a convergncia do ar em superfcie. Assim que o fluxo de ar divergente em altos nveis equilibra o fluxo convergente de ar na superfcie, a presso no centro da baixa no muda. Entretanto, a presso superfcie mudar se o fluxo divergente em ar superior e a convergncia em superfcie no estiverem em equilbrio. Por exemplo, se a divergncia em altos nveis exceder a convergncia em superfcie, a presso no centro da baixa ir decrescer, e as isbaras em torno da baixa ficaro mais prximas umas das outras. Este processo aumenta o gradiente de presso (e, portanto, a fora do gradiente de presso) o que, por seu lado, aumenta o vento em superfcie.

O vento em superfcie se move para fora do centro de alta presso (diverge). Para substituir o ar que sai em superfcie, o ar nos nveis mais acima convergem e descem vagarosamente. Novamente, na medida que o ar que converge equilibra o ar que diverge em superfcie, a presso no centro da alta no vai mudar.

9 - CIRCULAO GERAL DA ATMOSFERA

9.1 - Escalas do Movimento Atmosfrico

Existem circulaes de todas as escalas dentro da atmosfera, e para ajudar no entendimento destas, os meteorologistas agrupam as circulaes de acordo com sua abrangncia. Esta hierarquia de movimentos, desde pequenos redemoinhos at tempestades gigantes chamada de escalas de movimento.

Considere a fumaa de uma chamin subindo pelo ar claro em uma regio industrial de uma grande cidade (Figura 12a). Dentro da fumaa, pequenos movimentos caticos pequenos redemoinhos fazem com que ela gire e se mova.


19

Estes redemoinhos se constituem na menor escala de movimento a microescala. Na microescala, os redemoinhos com dimetros de poucos metros no s dispersam a fumaa como tambm carregam poeira e papis para o ar. Eles se formam pela conveco do ar ou pela passagem do vento sobre obstculos e geralmente tm vida curta, durante, no mximo, uns poucos minutos.

Na Figura 12b observe que, na medida que a fumaa sobe, ela gira e se dirige para o centro da cidade. A fumaa sobe mais alto ainda e carregada de volta para o setor industrial. Esta circulao da cidade se constitui na prxima escala - a mesoescala (significando escala mdia). Circulaes tpicas de mesoescala variam de poucos km at cerca de centenas de km. Geralmente elas duram muitos minutos, horas e, em muitos casos, at um dia. As circulaes de mesoescala incluem as tempestades, e algumas tempestades tropicais menores.

Na escala sintica (Figura 12c), as circulaes dominam regies de centenas a milhares de km quadrados e embora seu tempo de vida varie, eles tipicamente duram por vrios dias e, s vezes, semanas. Existem circulaes de vrias escalas sobre todo o planeta. Algumas vezes as escalas sintica e global so combinadas e referidas como macroescala.

Figura 12 Escalas do movimento atmosfrico. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.

9.2 - Sistemas de Ventos Locais

Brisas Martimas e Terrestres As desigualdades nas taxas de aquecimento da terra e do mar causam estes sistemas de ventos costeiros. Durante o dia, a terra se aquece mais rapidamente que a gua adjacente e o forte aquecimento do ar acima desta superfcie produz uma baixa (presso) trmica rasa. O ar sobre a gua


20

permanece mais frio do que o ar sobre a terra; donde se forma uma alta (presso) trmica sobre a gua. O efeito final desta distribuio de presso a brisa martima que sopra do mar para a terra (Figura 13a). Como os mais fortes gradientes de temperatura e presso ocorrem perto da fronteira entre a gua e a terra, os ventos mais fortes tipicamente ocorrem perto das praias e diminuem para dentro do continente. Alm disso, como o maior contraste de temperatura entre o mar e a terra ocorre tarde, do mesmo modo, as brisas martimas so mais fortes neste horrio.

Durante a noite, a terra se resfria mais rapidamente do que a gua. O ar sobre a terra torna-se mais frio que o ar sobre a gua, produzindo uma distribuio de presso tal como a mostrada na Figura 13b. Com presses mais altas agora sobre a terra, o vento se inverte e torna-se brisa terrestre uma brisa que flui da terra para a gua. Esses contrastes trmicos entre a gua e a terra so menores noite, portanto, a brisa terrestre bem menos intensa que a martima.

(a) (b) Figura 13: Representao das brisas (a) martima; (b) terrestre Fonte:

http://www.aeroclubeparana.com.br/meteorologia/circgervento.htm

Brisas de Montanha e de Vale Naturalmente, as brisas de montanha e de vale se desenvolvem ao longo de cadeias montanhosas. Observe na Figura 14 que durante o dia a radiao solar aquece as paredes dos vales, que por sua vez aquece o ar em contato com elas. O ar aquecido, sendo menos denso que o ar que esta mais acima do vale, ascende montanha acima como um vento suave denominado de brisa de vale. noite, o fluxo se reverte. As paredes da montanha se resfriam rapidamente, esfriando o ar em contato com elas. O ar mais frio e denso se escoa para baixo, para o fundo do vale, produzindo a brisa de montanha. Este ciclo dirio no fluxo do


21

vento mais bem desenvolvido em dias claros de vero quando o vento predominante fraco.

(a) (b) Figura 14: Representao das brisas (a) vale; (b) montanha

Fonte: http://atelier.uarte.mct.pt/rota-do-tempo/Vento/Vento.htm#Vento

9.3 - Ventos Globais

At agora vimos que os ventos locais variam consideravelmente de dia para dia e de estao para estao do ano. Como voc pode suspeitar, esses ventos fazem parte de uma circulao muito maior. As reas de baixa e alta presso que giram so como redemoinhos em grandes rios; assim o fluxo de ar em torno do globo como um rio. Quando se toma a mdia dos ventos sobre o globo por um perodo longo, os ventos locais desaparecem e o que vemos a configurao dos ventos em escala global o que comumente chamado de circulao geral da atmosfera.

9.4 - A Circulao Geral da Atmosfera

Antes de estudarmos a circulao geral da atmosfera, devemos lembrar que ela apenas representa o fluxo mdio do ar em torno do globo. Na verdade, os ventos em um determinado ponto e num dado instante podem diferir consideravelmente desta mdia. Por outro lado, a mdia pode responder porque e como os ventos circulam em torno do globo da maneira como o fazem. A mdia pode nos dar tambm uma viso dos mecanismos que governam aqueles ventos, assim como nos


22

d um modelo de como so transportados o calor e o movimento no Equador para as regies polares, tornando o clima das latitudes mdias tolerveis.

A causa da circulao geral o aquecimento desigual da superfcie terrestre. Tomando a mdia sobre toda a Terra, a radiao solar que chega aproximadamente igual energia que sai. Entretanto, este balano de energia no mantido para todas as latitudes, j que os trpicos experimentam um ganho lquido de energia enquanto as regies polares sofrem uma perda lquida de energia. Para equilibrar estas desigualdades, a atmosfera transporta ar quente na direo dos plos e ar frio na direo do Equador. Embora aparentemente simples, o fluxo real do ar bastante complexo; certamente nem tudo conhecido sobre este processo.

Modelo Tricelular - As regies tropicais recebem um excesso de calor e os plos um dficit. Em cada hemisfrio, trs clulas tm a funo de redistribuir a energia. Uma rea de alta presso superfcie est localizada em cada plo e baixas presses a superfcie existe no equador. Vamos olhar o modelo mais de perto examinando o que acontece com o ar sobre o Equador (Figura 15).

Figura 15: Representao esquemtica simplificada da circulao geral da atmosfera. Fonte: http://www.atmosphere.mpg.de

Sobre as guas equatoriais, o ar quente, os gradientes horizontais de presso e os ventos so fracos. O ar ascendente atinge a tropopausa, que atua como uma barreira, fazendo com que o ar se mova lateralmente na direo dos plos. A fora de Coriolis desvia estes fluxos na direo dos plos para a direita no hemisfrio norte e para a esquerda no hemisfrio sul, dando origem a ventos de oeste no ar superior em ambos os hemisfrios.


23

O ar se movendo para os plos a partir dos trpicos vai se resfriando continuamente e, ao mesmo tempo, comea a convergir, especialmente quando ele se aproxima das latitudes mdias. Esta convergncia do ar nos nveis altos aumenta a massa de ar sobre a superfcie o que faz a presso do ar aumentar na superfcie. Portanto, em latitudes prximas a 30, a convergncia do ar em cima produz cintures de altas presses chamados altas subtropicais (ou anticiclones). Na medida em que convergem, o ar relativamente seco acima desce vagarosamente, e se aquece por compresso. Este ar subsidente geralmente produz cu claro e temperaturas altas superfcie; portanto, nesta regio que se encontram os maiores desertos do mundo. Sobre os oceanos, os fracos gradientes de presso no centro das altas produz apenas ventos fracos. De acordo com a lenda, os barcos vela viajando para o Novo Mundo eram geralmente afetados nesta regio; j que a comida no podia ser descartada, os cavalos eram ento jogados ao mar ou comidos. Como conseqncia, esta regio conhecida como latitudes dos cavalos.

A partir das latitudes dos cavalos, parte do ar a superfcie se move de volta para o Equador. Ele no se move diretamente, pois a fora de Coriolis desvia o ar, fazendo com que ele se mova de nordeste no hemisfrio norte e de sudeste no hemisfrio sul.

10 - DESENVOLVIMENTO DAS NUVENS E PRECIPITAO

Uma nuvem consiste num aglomerado visvel de pequenas gotas de gua ou cristais de gelo suspensos no ar. Umas so encontradas a altitudes muito elevadas, outras quase tocam no cho. Podem assumir formas diversas, mas so geralmente divididas em 10 tipos bsicos.

10.1 Classificao das nuvens

O naturalista francs Lamarck (1744-1829) props o primeiro sistema de classificao de nuvens em 1802, mas seu trabalho no foi reconhecido. Um ano mais tarde, foi a vez do ingls Luke Howard apresentar um novo sistema, sendo


24

aceito pela comunidade cientfica. Em 1887, Abercromby e Hildebrandsson generalizaram o sistema de Howard, sendo este o utilizado atualmente. As nuvens aparecem assim divididas segundo as suas dimenses e altura da base (Tabela II e Figura 16):

Tabela II classificao internacional de nuvens

Classe

Designao

Smbolo Altura da base (km)

Cirrus (Cirro) Ci 7-18 Cirrocumulus (Cirrocumulo) Cc 7-18 Nuvens Altas

Cirrostratus (Cirrostrato) Cs 7-18 Altostratus (Altostrato) As 2-7 Nuvens Mdias Altocumulus (Altocumulo) Ac 2-7

Stratus (Estrato) St 0-2 Stratocumulus

(Estratocumulo) Sc 0-2 Nuvens Baixas Nimbostratus (Nimbostrato) Ns 0-4

Cumulonimbus (Cumulonimbo) Cb 0-3 Nuvens com desenvolvimento vertical Cumulus (Cumulo) Cu 0-3

Figura 16: Tipos de nuvens.

Apesar de parecerem muitos tipos, basta notar que resultam da combinao de algumas caractersticas bsicas: - As nuvens altas so sempre antecedidas do prefixo cirro porque apresentam sempre um aspecto tnue e fibroso; - As nuvens mdias apresentam o prefixo alto;


25

- A designao estrato referente s nuvens de maior extenso horizontal, enquanto a designao cumulo refere-se s de maior desenvolvimento vertical; - As nuvens com possibilidades de precipitao identificam-se com o termo nimbo.

As nuvens brancas que vemos em geral nas manhs de vero chamam-se cmulos. Elas existem em todo o mundo, duram entre 20 e 30 minutos e so formadas quando h inverso trmica. Em geral, a temperatura da atmosfera diminui com o aumento da altitude. Mas, em determinados nveis atmosfricos, a temperatura aumenta com a altitude ao invs de diminuir. S depois de centenas de metros, ela volta a diminuir quanto mais alto fica. Esse fenmeno chamado de inverso trmica. Ele impede a nuvem de ultrapassar a espessura entre 500 metros e um quilmetro.

As nuvens de chuva so chamadas cumulonimbus. A cor escura sua marca registrada e isto ocorre devido aos raios solares, que em sua maioria, so refletidos no topo deste tipo de nuvem por cristais de gelo. Os avies evitam passar por essas nuvens por causa da turbulncia que elas provocam. A turbulncia causada pelas fortes correntes de ar que h dentro da nuvem. So jatos de ar voltados para cima, provocados pelo levantamento de ar quente da superfcie, e tambm de jatos de ar direcionados para baixo, criados quando as gotas se formam e caem. O movimento do ar provoca turbulncia sua volta.

Tempestades causadas por nuvens cumulonimbus podem formar jatos de ar que chegam at 12 km de altitude. Nessa altura, h o limite entre duas camadas da atmosfera: a troposfera e a estratosfera. Como o ar da troposfera no consegue entrar na estratosfera, ele espalhado por baixo dela. Nesse local, a temperatura de 60 graus abaixo de zero. Por isso, o vapor d'gua imediatamente sublima, ou seja, passa do estado gasoso para o slido. As gotas de gua que forem expostas a temperaturas to baixas congelam. Viram, portanto, gelo.

Esses cristais de gelo vo formar as nuvens cirros, que parecem suaves faixas brancas no cu. Na altitude em que so formadas, h ventos com velocidade de 150 km/h. Eles espalham os cristais por lugares distantes, que no esto sendo atingidos pela tempestade. As nuvens cirros podem durar dias, pois demoram muito a se dissipar. Isso ocorre porque, apesar de haver ventos fortes nos locais em que


26

elas se formam, eles no criam turbulncias. Alm disso, a temperatura baixa favorece a preservao dos cristais de gelo por longos perodos.

As nuvens estratos ou de camadas cobrem reas extensas e formam chuvas finas. Elas surgem com a passagem de uma frente fria o seu tamanho est relacionado com o tamanho destas frentes, que podem ter 1000 km de comprimento e 100 km de largura. Elas so capazes de provocar o levantamento de grande quantidade de ar.

10.2 Formao das nuvens

O ar atmosfrico contm vapor d'gua, resultado da evaporao, e minsculas partculas como poeira, fumaa e sal, suficientemente leves para permanecerem suspensas no ar. A condensao e a sublimao do vapor d'gua ocorrem em torno dessas minsculas partculas, que so chamadas de ncleos de condensao de nuvem (CCN`s). Se no fosse por essas impurezas, seria necessria uma umidade muito grande para formar as nuvens. A quantidade de vapor d'gua no ar varia com a temperatura, quanto mais quente maior a quantidade de vapor, sem que comece a ocorrer condensao. A temperatura a partir da qual o vapor d'gua comea a condensar chamada de ponto de orvalho. Quando o ar atinge a mxima quantidade de vapor d'gua que capaz de conter, dizemos que atingiu o ponto de saturao ou que est saturado. Quando ocorre elevao de ar mido, o resfriamento pode levar o ar saturao. Aps a saturao, qualquer resfriamento adicional produzir a condensao ou a sublimao do vapor d'gua, formando gotculas de gua e cristais de gelo. Se a temperatura suficientemente baixa, ocorre a sublimao, ou seja, o vapor d'gua passa diretamente a cristais de gelo. Essas gotculas de gua e cristais de gelo so freqentemente muito pequenas e permanecem em suspenso formando as nuvens.

A precipitao ocorre quando algumas gotculas ou cristais de gelo da nuvem crescem at um tamanho suficientemente grande para cair sob a ao da gravidade. Este crescimento pode acontecer de vrias formas. Um processo que ocorre usualmente a coalescncia, ou seja, a unio de gotculas que colidem, devido


27

turbulncia no interior da nuvem. A gotcula resultante sofre menor resistncia do ar e cai mais rapidamente, colidindo com gotculas menores em seu caminho, incorporando-as e continuando a crescer. Essa gotcula passa a se chamar gota de chuva quando deixa a base da nuvem.

Para as gotas de gua carem necessrio que tenham um peso superior s foras que mantm as gotculas das nuvens em suspenso, ou seja, que tenham uma velocidade de queda superior s componentes verticais do movimento do ar. Conforme determinaes experimentais, as gotas de chuva tem dimetros entre 0,5 a 2 mm, com um mximo de 5,5 mm, acima do que elas se rompem devido resistncia do ar, formando gotas menores, antes de elas atingirem o limite de velocidade de queda (tabela III).

Tabela III Dimetros e caractersticas de diferentes precipitaes

No momento em que as nuvens se formam, grandes quantidades de calor so liberadas na atmosfera, e obviamente sem nuvens no haveria precipitao. Mas as nuvens so tambm significativas porque elas indicam atravs de sua forma alguns processos fsicos que esto ocorrendo na atmosfera.

10.3 - Processos de Precipitao

Como todos sabemos, o tempo nublado no quer dizer que necessariamente vai chover ou nevar. De fato muitas nuvens se formam e so vistas por vrios dias sem que produzam precipitao.

Uma gotcula comum de nuvem extremamente pequena, tendo o dimetro mdio de 0,02 mm. As nuvens so compostas de muitas gotculas pequenas, pequenas demais para cair como chuva. Estas diminutas gotculas requerem apenas fracas correntes ascendentes para se manterem suspensas. Mesmo aquelas gotas que caem, descem lentamente e evaporam no ar mais seco em volta da nuvem.


28

Precipitao nas Nuvens Nas nuvens convectivas, a precipitao pode comear poucos minutos depois que a nuvem se forma. A precipitao no ocorre normalmente nas nuvens estratiformes quentes, mas bastante comum estar associada s nuvens estratiformes frias como os nimbostratos e os altostratos. As nuvens nimbostratos so normalmente espessas o suficiente para se estender a alturas onde a temperatura do ar seja bastante baixa, e tais nuvens perduram por longos perodos, o suficiente para que cristais de gelo possam iniciar a precipitao.

10.4 - Tipos de Precipitao

At aqui vimos como as gotculas da nuvem so capazes de crescer o suficiente para cair at o solo como chuva ou neve. Enquanto caem, as gotculas e os flocos de neve podem ser alterados pelas condies atmosfricas encontradas abaixo da nuvem, transformando-se em outras formas de precipitao.

Chuva: Gota que cai deve ter um dimetro igual ou maior que 0,5 mm para ser considerada chuva. Gotas finas uniformes de gua cujo dimetro seja menor que isto so chamadas chuvisco ou garoa. A maior parte do chuvisco cai das nuvens estratos; contudo pequenas gotas de chuva podem cair atravs do ar que no esteja saturado, evaporando parcialmente e alcanando o cho como chuvisco. Ocasionalmente a chuva caindo de uma nuvem pode nunca alcanar a superfcie porque a baixa umidade pode causar a sua rpida evaporao. Aps a chuva, comum que a visibilidade melhore principalmente porque a precipitao remove muitas partculas, poluentes ou no, em suspenso.

Neve: A precipitao que alcana o solo na realidade comea como neve. No vero, a altura de congelamento normalmente bastante alta e os flocos de neve ao carem de uma nuvem derretem bem antes de alcanar a superfcie. No inverno em regies temperadas, contudo, o nvel de congelamento pode estar bastante baixo e os flocos de neve teriam mais chance de continuarem congelados.


29

Granizo: o granizo definido como pedaos de gelo transparentes ou parcialmente opacos, que vo desde o tamanho de uma pequena bolinha at o tamanho de uma bola de golfe ou maior. Alguns so redondos enquanto outros tm forma irregular. A maior pedra de granizo documentada cada nos Estados Unidos atingiu Coffeyville, Kansas em setembro de 1970, pesava 681g e seu dimetro era de 14 cm. O granizo produzido nas nuvens cumulunimbus. Para o granizo crescer at o tamanho de uma bola de golf, este deve permanecer na nuvem entre cinco e dez minutos.

10.5 Massas de ar e frentes no Hemisfrio Sul

10.5.1 - Massas de ar

Denominam-se massas de ar as pores de ar atmosfrico que possuem homogeneidade horizontal na distribuio das propriedades termodinmicas (temperatura e umidade). A homogeneidade alcanada se as pores de ar permanecem em contato com determinadas regies-fonte da superfcie da terra por tempo suficiente para absorver suas propriedades. Alm das duas j citadas, outras caractersticas so observadas quando se procura definir a massa de ar: a profundidade (ou espessura) e a estabilidade. Considerando as propriedades e outras caractersticas termodinmicas, as massas de ar se classificam conforme a Tabela IV.

Tabela IV: Caractersticas das massas de ar. Quente Temperatura Fria Seca Propriedades Umidade mida Rasa Espessura Profunda

Estvel Outras

caractersticas Estabilidade Instvel

Diz-se que a massa de ar quente quando ela mais quente do que a superfcie sobre a qual ela se desloca. E, uma massa de ar dita fria, quando se desloca para regies mais quentes.


30

10.5.2 - Frentes Frias

Quando ocorre o encontro entre duas massas de ar, de diferentes caractersticas, elas no se misturam imediatamente. Ao invs disso, a massa quente, menos densa, sobrepe massa fria, mais densa (Figura 17). Num primeiro momento, entre elas se configura uma frente, pois cada uma delas possui energia prpria. na verdade, uma zona de separao, por isso chamada de zona frontal. Uma frente fria definida como aquela ao longo da qual o ar frio est deslocando o ar quente. Caractersticas da aproximao de uma frente fria:

Sensvel reduo na presso Elevao da temperatura

Aps a passagem: A presso sobe rapidamente A temperatura cai abruptamente. Um outro tipo de frente, a chamada frente estacionria. Diz-se que uma frente

se encontra em tal situao quando seu deslocamento mnimo, por algum tempo, que pode chegar a trs ou mais dias.

Figura 17: Esquema simplificado da ocorrncia de frente fria.

10.6 Tempestades

Existem vrios fenmenos meteorolgicos que causam precipitao. Um deles foi discutido acima, as chamadas frentes frias, porm, vamos discutir alguns outros, como as tempestades isoladas, multiclulas, superclulas, linhas de instabilidade, descargas eltricas, ciclones extratropicais, tornados e furaco.


31

Tempestade Isolada (ou Clula Simples) Ocorre principalmente no vero, devido ao aquecimento local, formando uma nica clula (nuvem), acompanhada em geral de troves, descargas eltricas, granizo e ventos fortes. A nuvem caracterstica a cumulunimbus (cb), uma nuvem em forma de torre, que se expande lateralmente no topo, assumindo a configurao de uma bigorna. Esta nuvem tem tempo de vida entre 30 e 60 minutos.

Multiclulas Usualmente, as tempestades no resultam de uma nica clula simples, mais sim de uma famlia de nuvens cumulunimbus, chamadas multiclulas. O tempo de vida de aproximadamente 3 horas. Pode haver ocorrncia de rajada de ventos (ventos muito fortes), chuva muito intensa, granizo e tornado.

Superclulas So nuvens do tipo cumulunimbus muito intensa, em que as correntes ascendente e descendente esto em balano suficiente para manter o sistema por vrias horas, em torno 5 horas. Causam tempo severo com grande destruio, podendo dar origem a tornados.

Linhas de Instabilidade Caracterizam-se pelo conjunto de cumulunimbus em forma de linha. A forma mais comum de tempo severo so as ventanias prximas ao solo. Ocorrem ainda descargas eltricas e em alguns casos, granizo (tamanho do granizo menor do que em grandes tempestades isoladas). Uma vez formada, a linha de instabilidade promove seu prprio mecanismo de alimentao (formando novas nuvens) e deslocamento.

Descargas Eltricas: Relmpagos e Troves O relmpago uma descarga eltrica que ocorre em nuvens de tempestade, que pode ocorrer dentro da nuvem, de nuvem para nuvem, de nuvem para o ar


32

vizinho ou de nuvem para a superfcie da terra. A maioria dos relmpagos ocorre dentro das nuvens, e apenas 20% ocorrem entre a nuvem e o solo. O relmpago aquece o ar a temperaturas elevadas, e este aquecimento ocorre rapidamente em uma faixa de ar bastante estreita. No entanto, o aquecimento provoca uma expanso imediata do ar dando origem a uma onda de som que se propaga em todas as direes, chamada de trovo. Como a velocidade do som de aproximadamente 300 m/s, ou seja, o som leva em torno de 3 segundos para percorrer 1 km, significa que se voc comear a contar os segundos a partir do momento que observar um relmpago, voc pode determinar o quo distante aconteceu a descarga eltrica. Por exemplo, se observar um relmpago e ouvir o trovo 6 s aps, o relmpago ocorreu, em torno de 2 km de distncia.

Ciclones Extratropicais O ciclone extratropical um sistema de escala sintica associado a episdios

de mau tempo, com fortes chuvas nas regies sul e sudeste do Brasil e a ocorrncia de intensa atividade martima no oceano Atlntico Sul, fazendo com que ondas com alturas elevadas atinjam a costa destas regies brasileiras.

Tornados So tormentas em rotao de pequeno dimetro. A maioria dos tornados dura poucos minutos, em mdia 10 minutos. Os tornados ocorrem em vrias partes do mundo, porm nenhum pas registra tantos casos como os Estados Unidos, onde ocorrem em mdia 800 tornados por ano, sendo que em 1992 foram registrados 1293 casos. A maioria desses casos ocorre no chamado cinturo de tornado, na regio central do pas. Nesta regio, principalmente durante os meses de maro a julho, existe ar quente e mido, que so condies necessrias para a formao de tempestades severas, que podem dar origem aos tornados. No mar, os tornados so chamados de tromba dgua. A escala Fujita utilizada para classificar os tornados de acordo com a velocidade do vento e danos causados pela tempestade (Ver Tabela V).


33

Tabela V: Escala Fujita. Fonte: Adaptada de Ahrens, 2003.

Escala Categoria Velocidade do Vento Destruio

F0 Fraco 64 114 Km/h Pequena: galhos de rvores quebrados F1 Fraco 115 179 km/h Moderada: rvores quebradas, janelas quebradas F2 Moderado 180 293 km/h Considervel: rvores grandes derrubadas, pequenas estruturas destrudas F3 Moderado 293 322 km/h Severa: carros revirados F4 Forte 322 406 km/h Devastadora: casas destrudas

F5 Forte 406 496 km/h Inacreditvel: estrutura do tamanho de um

automvel carregada por 100 metros, estruturas reforadas destrudas

Furaco Trata-se de uma intensa tempestade de origem tropical, com ventos intensos, que se formam sobre as guas quentes dos oceanos Atlntico e Pacfico. Este mesmo tipo de tempestade recebe diferentes nomes em outras regies. No oeste do Pacfico Norte prximo ao Japo chamado tufo, na ndia e na Austrlia, ciclone. Por simplicidade, trataremos todas essas tempestades por furaco. Com a aproximao de um furaco, o cu comea a ficar nublado, a presso cai no incio, e depois mais rapidamente com a aproximao do centro do furaco, e a velocidade do vento aumenta. Os ventos fortes, que geralmente geram ondas acima de 10 m, so acompanhados de precipitao intensa. Quando nos aproximamos do olho do furaco, a temperatura aumenta, os ventos diminuem, a chuva para e o cu fica claro. Esta trgua termina quando entramos na regio a leste do olho. Nesta regio a precipitao e o vento so fortes. Aps a passagem do furaco, a presso aumenta, os ventos diminuem, a chuva para e o cu fica claro. Para estimar a destruio que um furaco pode causar em uma rea de costa, foi desenvolvida a escala de classificao (Tabela VI):

Tabela VI: Escala de classificao de furaces. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993. Escala Intensidade do vento Destruio

1 115 147 km/h Danos principalmente em rvores 2 148 171 km/h rvores derrubadas e alguns telhados 3 172 203 km/h Danos estruturais em pequenas construes 4 204 243 km/h Portas, janelas e telhados destrudos, sinais de trnsito, estruturas prximas orla 5 > 244 km/h Telhados de casas e indstrias destrudos, pequenas

construes carregadas pelo vento


34

11 PREVISO DO TEMPO

Com tudo que foi exposto at o momento, possvel ento, reunir as informaes na elaborao de previses do tempo. Geralmente, a previso do tempo pode ser utilizada para salvar vidas, salvar propriedades e plantaes e nos informar o que esperar do meio ambiente atmosfrico.

Assim, saber como estar o tempo muito importante para diversas atividades humanas. Alguns exemplos: - se temos previso de frio e chuvas fortes: Construtores podem planejar atividades sob proteo, ou mesmo cancelar atividades que possam ser impedidas pela chuva; lojistas podem adequar as vitrines ao tempo, por exemplo colocando guarda-chuvas no lugar de roupas de praia; vendedores ambulantes de sorvete podem optar por tirar folga; agricultores podem antecipar a colheita, j que o campo molhado geralmente no suporta o uso de mquinas; defesa civil e servios pblicos podem se preparar para cuidar de situaes como enchentes, trnsito difcil, desmoronamento de encostas e etc. - se temos previso de temperaturas altas e sem chuva: Vendedores de sorvete podem se abastecer para vender muito; fazendeiros podem se preparar para queda na produo de leite e ovos; guarda florestal fica em alerta para a possibilidade de incndios em florestas; construtores planejam jornadas de trabalho comeando e terminando mais cedo; servios pblicos se preparam para atender as pessoas que sofrem com o calor, como os idosos, ou problemas no trnsito como o super aquecimento dos carros.

responsabilidade do meteorologista prever o tempo corretamente para que milhares de pessoas possam se prevenir e diminuir os contratempos citados acima. A previso do tempo, porm, no uma cincia exata, e portanto, algumas previses podero ser incorretas, e as vezes, pode se tornar difcil responder algumas perguntas como: Vai chover sbado? (pra algum que pergunta isso na segunda feira), ou O prximo inverno vai mesmo ser frio?.

A previso do tempo consiste em prever como o estado atual da atmosfera ir mudar. Para isso, necessrio que se conhea bem as condies meteorolgicas


35

sobre uma grande rea. Atualmente, para a obteno dessas informaes contamos com uma rede de estaes meteorolgicas coletando informaes continuamente, como por exemplo: 10.000 estaes em terra e centenas em navios, fazendo 4 observaes por dia; aeroportos, fazendo observaes horrias; radiossondas, avies e satlites nos fornecendo dados de altitude.

A Organizao Meteorolgica Mundial (OMM) uma agncia internacional, com mais de 130 pases membros que organiza as atividades na rea de meteorologia, sendo responsvel pela troca internacional de dados e cuidando para que haja uma padronizao em relao aos procedimentos utilizados para a obteno de dados no mundo todo, j que estes precisam ser comparados. As informaes meteorolgicas so transmitidas para os centros nacionais, como NCEP, INMET, CPTEC, entre outros e estes dados so plotados, analisados, utilizados em cartas e mapas. Com esse material, possvel ento, elaborar uma previso em escalas regional e global.

As previses so transmitidas para agncias pblicas e privadas e para centros regionais que faro as previses locais e regionais. Aps esse longo percurso, finalmente o pblico informado pelos meios de comunicao.

11.1 - Sinais do tempo e regras para a previso do tempo

Existem muitos provrbios, regras, lemas e sinais relacionados com a previso do tempo. Alguns se complementam, outros se contradizem e alguns so at mesmo certos, pelo menos parcialmente.

Os sinais de tempo s tero valor para uma previso se o previsor tiver disponvel alguma espcie de mapa de tempo e se ele entender as condies atmosfricas que os sinais indicam.

Sinais: O bom tempo geralmente continuar quando: - O nevoeiro de vero dissipa antes do meio dia; - A base das nuvens sobre as montanhas ficam mais altas;


36

- As nuvens tendem a diminuir em nmero; - O vento sopra agradavelmente de leste ou de nordeste (no hemisfrio sul); - A temperatura normal para a poca do ano; - O barmetro est firme ou caindo ligeiramente; - O pr do sol se assemelha a uma bola de fogo e o cu est claro; - A Lua brilha intensamente e o vento ameno; - Existe um forte orvalho, ou at mesmo geada noite.

O tempo geralmente mudar para pior quando: - As nuvens movem-se rapidamente aumentando em nmero e tornando-se mais baixas; - As nuvens se movem em alturas e direes diferentes; - As nuvens se movem entre NNE e leste para o sul e a velocidade do vento aumenta;

- Altocumulus ou altostratus escurecem o horizonte a oeste e o barmetro comea a cair rapidamente; - O vento ronda de N para O. A maior mudana acontece quando o vento ronda de N para S pelo O; - O vento sopra forte no incio da manh; - A temperatura aumenta anormalmente no inverno; - A temperatura est muito acima ou muito abaixo da que seria normal para a poca do ano; - O barmetro cai continuadamente; - Uma frente fria se aproxima;

O tempo geralmente melhorar quando: - A base das nuvens aumentar de altura; - O cu nublado comear a clarear; - O vento rondar de S ou SE para N ou NE no sentido anti-horrio. As maiores mudanas ocorrero quando o vento rondar de S para N pelo L (HS); - O barmetro subir rapidamente.


37

Chuva geralmente ocorrer quando: - Uma frente fria se aproxima; - Cerca de 14 a 26 horas aps os cirrostratus serem notados e existir halos em torno do sol ou da lua; - Dentro de 6 a 8 horas quando a temperatura matinal est anormalmente alta, o ar mido e se observa o desenvolvimento de cmulus; - Dentro de cerca de 1 hora, tarde quando existe esttica no rdio e nuvens do tipo cmulo comeam a se desenvolver; - O vento, especialmente o vento N, ronda para o S passando por O (ou genericamente os ventos rondam no sentido contrrio ao dos ponteiros de um relgio); - O barmetro cai continuamente.

A temperatura cai quando: - O vento ronda para S (traz a massa fria); - O vento continua a soprar do S; - O cu noite est claro e o vento ameno; - O barmetro sobe continuamente no inverno; - Uma frente fria tenha passado.

A temperatura geralmente sobe quando: - O vento ronda de L ou SE para o N ou N; - Uma frente quente tenha passado

12 - OCEANOGRAFIA

Oceanografia o nome dado cincia que estuda e descreve os oceanos em seus aspectos fsicos, biolgicos, geolgicos e qumicos. , portanto, dividida em quatro reas: Oceanografia Fsica, Oceanografia Biolgica, Oceanografia Geolgica e Oceanografia Qumica.


38

O presente curso trata de noes bsicas de Oceanografia Fsica, rea que estuda os movimentos ocenicos, como as correntes marinhas, as ondas e as mars. Esses fenmenos oceanogrficos podem ser estudados separadamente, pois apresentam diferentes escalas espaciais e temporais, diferentes mecanismos de gerao, e importncia diferenciada dependendo da regio do oceano. Um exemplo disto que quanto mais prximo costa, maior a influncia da mar, e medida que nos afastamos das regies costeiras em direo ao oceano aberto, a influncia da mar diminui, dando espao maior influncia de outras foras, como a energia do vento, que tambm gera as chamadas correntes marinhas (Ex: corrente do Brasil e corrente do Golfo). As correntes podem em maior ou menor intensidade (de acordo com a regio do globo) influenciar no clima de uma regio continental adjacente, como a influncia da corrente do Golfo sobre alguns pases da Europa setentrional, que torna o clima, nessa regio, mais ameno. Como vimos no anteriormente, movimentos ocenicos podem apresentar uma variao espacial e temporal pequena, como a variao da mar durante algumas horas na costa; mas tambm podem ter grande variao espao-temporal, como quando as correntes influenciam no clima de algumas regies do globo.

13 DIMENSES E FORMAS DOS OCEANOS

Pode-se distinguir as principais regies ocenicas em termos de suas caractersticas oceanogrficas, particularmente sua circulao. So definidas como: oceano Atlntico, oceano Pacfico, oceano ndico e oceano rtico. Essas reas so claramente separadas entre si por pores continentais (Figura 18). Pode-se destacar tambm pequenos (relativamente aos primeiros) corpos dgua como o mar Mediterrneo, o mar do Caribe, o mar do Japo e outros. O termo mar tambm pode ser usado para uma poro do oceano no separada por pores continentais, mas por caractersticas oceanogrficas distintas das regies adjacentes.

Cerca de 71% da superfcie terrestre coberta por gua, sendo apenas 29% cobertos por terra. O oceano Pacfico o maior dos oceanos, sendo mais extenso que o oceano Atlntico e ndico juntos. A profundidade mdia dos oceanos 4000


39

metros. A profundidade mxima encontrada nos oceanos de 11524 metros, na Fossa de Mindanao, no Pacfico Oeste. As dimenses verticais dos oceanos so muito menores que as dimenses horizontais, as quais so da ordem de 5000 a 15000 km.

Figura 18 - Mapa de topografia submarina dos oceanos. Fonte: Larrousse, 1993.

Apesar da pequena dimenso vertical dos oceanos, h uma grande variao e detalhamento nessa fina camada entre a superfcie e o fundo ocenico. Os continentes so as principais fronteiras dos oceanos e as caractersticas da linha de costa e do fundo ocenico influenciam o movimento das guas. As principais divises do fundo ocenico so: a costa, a plataforma continental o talude continental e o assoalho ocenico profundo (Figura 19).

Figura 19 - Seo transversal do relevo submarino. Fonte: www.vestibular1.com.br/revisao/ relevo_continental_submarino_brasil.pps.

13.1 - Costa

A costa definida como a poro continental adjacente ao oceano que tem sido gradativamente modificada pela ao do mesmo. O limite ocenico da costa a


40

praia. A praia estende-se da regio onde o mar atinge a costa durante a mar alta, regio onde o mar atinge a costa durante a mar baixa. Outro nome utilizado para denominar essa feio margem continental.

13.2 - Plataforma Continental

A plataforma continental estende-se da costa em direo ao oceano com um gradiente vertical mdio de profundidade de 1 por 500, com a profundidade aumentando 1 metro a cada 500 metros de distncia. O limite externo da plataforma, chamado de quebra da plataforma, localizado na regio onde a inclinao do fundo apresenta gradientes de 1 por 20. A partir da, inicia-se o chamado Talude continental, regio de forte inclinao. A plataforma continental apresenta uma distncia mdia em relao costa de cerca de 65 km e uma profundidade mdia de aproximadamente 130 metros.

13.3 - Talude Continental

O talude continental uma regio de forte inclinao, onde ao longo de pequenas distncias horizontais, a distncia vertical chega a ser de cerca de 4000 metros. Nessa regio assim como nas plataformas continentais pode-se encontrar formas geolgicas tpicas como canyons submarinos. Pode-se encontrar tambm vales com formato em V geralmente em regies onde h a existncia de rios na costa. Na verdade, esses vales nada mais so que a antiga calha desses rios que em perodos glaciais (quando o nvel dos oceanos estava bem mais baixo) encontravam-se expostas na superfcie.

13.4 - Assoalho Ocenico Profundo

Do fundo do talude continental at o assoalho ocenico dos oceanos observa-se uma diminuio na inclinao do fundo ocenico. Esta regio estende-se por grandes reas, atinge profundidades de 3000 a 6000 metros e corresponde a 74%


41

das bacias ocenicas. Essa regio apresenta uma enorme variedade de feies topogrficas, chamada de cordilheira meso-ocenica. A cordilheira meso-ocenica a mais extensa formao geolgica existente sobre a superfcie terrestre. Do sul da Groelndia estende-se pelo meio do oceano Atlntico de norte a sul e atravessa os oceanos ndico e Pacfico. No Atlntico, a cordilheira separa as guas de fundo dos lados leste e oeste.

14 AS PROPRIEDADES FSICAS DA GUA DO MAR

Existem vrias propriedades fsicas relevantes da gua do mar como: temperatura, salinidade, presso, densidade, transparncia, velocidade do som e outras. No entanto, as principais propriedades fsicas da gua do mar so a temperatura e a salinidade. Essas duas propriedades exercem grande influncia sobre muitos movimentos no oceano. Nesse captulo estudaremos como essas propriedades podem influenciar nos movimentos e como esto distribudas nos oceanos.

A temperatura da gua do mar foi um dos primeiros parmetros ocenicos a serem medidos. Essa propriedade pode ser facilmente medida com o uso de termmetros. A salinidade o nome dado quantidade total de material dissolvido em uma parcela de gua do mar. A salinidade pode ser definida como a quantidade total, em gramas, de material slido contido em um quilograma de gua do mar quando todos os carbonatos forem convertidos a xidos, brometos e iodetos substitudos por cloretos e toda a matria orgnica for completamente oxidada. A salinidade mdia da gua do mar de 35.

Outra propriedade importante a ser considerada a presso que a coluna dgua exerce sob uma parcela de gua. A presso pode ser expressa em decibares (um decibar equivale, aproximadamente, a um metro). Portanto uma outra maneira de expressarmos a profundidade nos oceanos atravs da presso. Informaes de temperatura, salinidade e presso (propriedades independentes) so particularmente importantes para estudos em Oceanografia


42

Fsica, pois atravs delas pode-se determinar a densidade da gua do mar, assim como outras propriedades dependentes. Em oceanografia, a densidade pode ser expressa em kg/m3 e seu valor varia de 1021,00 kg/m3 na superfcie, a 1070,00 kg/m3 em profundidades superiores a 10000 metros, nas regies ocenicas. Existem algumas maneiras de se expressar a densidade, sendo a mais usual apenas a leitura dos ltimos quatro dgitos de acordo com a frmula abaixo:

Com a utilizao da frmula acima passamos a obter os seguintes valores de densidade:

1021,00 kg/m3 = 21,00 kg/m3

1025,00 kg/m3 = 25,00 kg/m3 .

1070,00 kg/m3 = 70,00 kg/m3

14.1 - Efeitos da temperatura, da salinidade e da presso sobre a densidade

Na seo anterior definimos as chamadas propriedades independentes da gua do mar e destacamos sua importncia para a determinao da densidade. Nessa seo descreveremos como presso, temperatura e salinidade influenciam a densidade da gua do mar. A temperatura apresenta variao inversamente proporcional densidade, ou seja, encontraremos nos oceanos, guas frias associadas a altas densidades e guas quentes associadas a baixas densidades. A salinidade apresenta variao diretamente proporcional densidade, ou seja, encontraremos nos oceanos guas com altos valores de salinidade associadas a altas densidades e guas menos salinas associadas a baixas densidades. A presso da mesma forma que a salinidade diretamente proporcional densidade, e, portanto, as guas mais densas ocupam sempre nos oceanos as maiores profundidades (maiores presses), enquanto as camadas superficiais so ocupadas pelas guas menos densas.

3kg/m 1000,00 - densidade densidade =


43

14.2 - Distribuio Espacial das Propriedades nos oceanos

Nessa seo trataremos da distribuio espacial das propriedades no oceano. Como vimos na introduo existe uma grande diferena entre as dimenses vertical e horizontal das bacias ocenicas. Como tal, os padres de distribuio de temperatura e de salinidade no oceano devem ser analisados separadamente nas duas dimenses. Geralmente encontramos variaes espaciais maiores na vertical (com a profundidade) e menores na horizontal.

14.2.1 - Distribuio horizontal de temperatura

A temperatura da superfcie do oceano, basicamente, reflete o padro de incidncia da radiao solar sobre a superfcie terrestre. As regies equatoriais e tropicais apresentam as maiores temperaturas da superfcie do mar (TSM), uma vez que nessas regies temos alta incidncia da radiao solar. Regies subtropicais e polares apresentam baixos valores de TSM, uma vez que nessa regio ocorre uma menor incidncia de radiao solar. Temos, portanto, na superfcie do oceano um padro zonal de distribuio de temperatura, com altas temperaturas em baixas latitudes e baixas temperaturas em altas latitudes (Figura 20).

Figura 20 - Distribuio de temperatura da superfcie do mar.

A variao espacial de temperatura nos oceanos coexiste com a variao temporal da mesma. Ao longo do ano, o plano da rbita da Terra ao redor do Sol (eclptica) cruza duas vezes o Equador terrestre (Equincios). Esse plano desloca-se at aproximadamente 23,5 N (Solstcio de Vero) durante o inverno no hemisfrio


44

Sul e 23,5 S (Solstcio de inverno) durante o Vero no Hemisfrio Sul. Esse deslocamento solar em relao linha equatorial chamado de declinao solar e responsvel pela variao das estaes do ano e tambm por alteraes espaciais que afetam tanto movimentos atmosfricos quanto ocenicos. O sentido de rotao da Terra (de leste para oeste) tambm afeta a distribuio de temperatura junto s bordas continentais. A rotao da Terra age de maneira a empilhar gua na superfcie das margens leste dos continentes. Nas margens oeste dos continentes, ocorre o processo inverso, provocando retirada de gua da superfcie, e a conseqente subida de guas profundas com temperaturas mais baixas que as de superfcie. Esse processo, de fundamental importncia para a vida marinha, chamado de ressurgncia e ser abordado com maior detalhe no captulo seguinte.

As fontes termais presentes nas regies ocenicas profundas da cordilheira meso ocenica tambm constituem importante fonte de calor, mas seu efeito sobre a temperatura do oceano restringe-se as regies imediatamente adjacentes.

14.2.2 - Distribuio vertical de Temperatura

Como descrito na seo anterior, a principal fonte de calor para o oceano a energia solar. O oceano aquecido na sua superfcie, e essa caracterstica assegura ao mesmo um comportamento estvel, ou seja, guas menos densas na superfcie e mais densas no fundo. O calor irradiado para o oceano capaz de penetrar na coluna dgua apenas algumas dezenas de metros. Abaixo dessa camada superficial, o calor transferido para as camadas inferiores do oceano apenas por processos difusivos e de transporte vertical. Esses processos so bem menos eficientes que o primeiro, e o resultado que observamos a alguns metros da superfcie uma brusca queda de temperatura (Figura 21). Como resultado do processo de aquecimento do oceano descrito no pargrafo anterior podemos caracterizar um perfil tpico de temperatura para uma regio ocenica, identificando algumas regies importantes.


45

Figura 21 - Perfil vertical de temperatura terico.

Figura 22 - Perfil vertical de temperatura observado.

Nos primeiros 100 metros de profundidade, aproximadamente, temos uma camada onde a temperatura permanece constante a chamada Camada de Mistura. Essa camada no apresenta variaes bruscas de temperatura devido aos fortes processos de mistura promovidos pela influncia dos ventos e das ondas geradas pelos mesmos. Essa camada muito importante para o oceano, pois nela que se estabelece a conexo com a atmosfera (Figura 22). Abaixo da camada de mistura encontra-se a chamada termoclina permanente, marcada por ser uma regio onde ocorre uma forte queda de temperatura (gradiente vertical mximo de temperatura). Em latitudes baixas e mdias, a termoclina permanente localiza-se, aproximadamente, entre as profundidades de 200 e 1000 metros. Como o prprio nome diz essa camada permanece com caractersticas constantes durante o ciclo sazonal.


46

Durante o inverno, devido a forte ao dos ventos, a camada de mistura fortalecida e mantm a temperatura constante at regies mais profundas. No vero, a temperatura da superfcie do mar aumenta e uma termoclina sazonal se desenvolve na profundida

Apostila_meteorologia_oceanografia

Documents

Transcript of Apostila_meteorologia_oceanografia