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Aulas climatologia

O documento fornece uma introdução abrangente sobre climatologia, cobrindo tópicos como: (1) definições de tempo e clima e as diferenças entre meteorologia e climatologia; (2) os campos e subdivisões da climatologia, incluindo climatologia regional, sinótica, física e dinâmica; (3) a composição e estrutura da atmosfera terrestre, incluindo a troposfera, estratosfera e outros; (4) a radiação solar e leis como a de Stefan-Boltzmann.

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Climatologia INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA O tempo e o clima no contexto das ciências ambientais CLIMA VEGETAÇÃO FAUN A SOLOS ROCHAS 1 Climatologia Climatologia Definições • Tempo e Clima – O tempo é um estado momentâneo da atmosf era num determinado lugar. Ocorrendo num período de curta duração; – O clima é a síntese do tempo, num dado lugar, durante um período entre 30-35 anos. • Meteorologia e Climatologia – Meteorologia – Ciência da atmosfera e está relacionada ao estado físico, dinâmico e químico da atmosf era. Aplica as leis físicas clássicas e técnicas matemáticas em seu estudo de processos atmosféricos. Portanto o estudo direciona-se ao tempo. – Climatologia – É o estudo científ ico do clima. Aplicando em sua metodologia a estatística nas inf ormações relacionadas ao clima a partir das inf ormações a respeito do clima. O estudo direciona-se ao clima. – A climatologia está baseada na meteorologia que se baseia-se nas leis físicas e matemáticas. 2 1
Climatologia Natureza e os Campos da Climatologia • Climatologia Regional – É a descrição dos climas em áreas selecionada da terra. • Climatologia Sinótica – É o estudo do tempo e do clima em uma área com relação ao padrão de circulação atmosférica predominante. A climatologia sinótica é, assim, essencialmente uma nova abordagem para a climatologia. • Climatologia Física – Env olve a inv estigação do comportamento dos elementos do tempo ou processos atmosféricos em termos de princípios físicos. Neste, dá-se ênf ase à energia global e aos regimes de balaço hídrico da terra e da atmosfera. • Climatologia Dinâmica – Enf atiza os mov imentos atmosféricos em várias escalas, particularmente na circulação geral da atmosfera. 3 Climatologia Natureza e os Campos da Climatologia • Climatologia Aplicada – Enf atiza a aplicação do conhecimento climatológico e dos princípios climatológicos nas soluções dos problemas práticos que af etam a humanidade. • Climatologia Histórica – É o estudo do desenvolv imento dos climas através dos tempos. • Bioclimatologia – Estuda os fenômenos que regem os mecanismos da natureza. • Climatologia Agrícola – Estuda os f enômenos climatológicos ligados à produção animal e v egetal, tentando estimar os fenômenos para ev itar perdas críticas na produção. • Outras – Climatologia das construções; Climatologia urbana, Climatologia estatística. 4 2
Climatologia Natureza e os Campos da Climatologia Subdiv isões • Macroclimatologia – Relacionada com os aspectos dos climas de amplas áreas da terra e com os mov imentos atmosf éricos em larga escala que afetam o clima. • Mesoclimatologia – Preocupada cm o estudo do clima em áreas relativ amente pequenas, entre 10 a 100 km de largura: por ex.: O estudo do clima urbano e dos sistemas climáticos severos, tais como, tornados e temporais. • Microclimatologia – Preocupada com o estudo do clima próximo à superfície ou a áreas muito pequenas, com menos de 100 metros de extensão. 5 Climatologia Desenvolvimento Recentes da Climatologia Tropical • Os trópicos foram definidos de vários modos: 1. Área entre os trópicos de câncer e capricórnio; 2. Área entre as l atitudes de 30º N e 30ºS de equador; 3. Área do mundo onde não há nenhuma estaç ão de frio definida, onde o inverno nunc a oc orre 4. Área do mundo onde a temperatura média anual é igualou menor que a amplitude médi a di ária; 5. Área do mundo onde a temperatura médi a ao nível do mar para o mês mais frio do ano nunca fica menor que 18ºC. 6 3
Climatologia A Atmosfera da Terra • Composição da Atmosfera A atmosf era é uma Composição média da atm osfera seca abaixo de 25 km camada fina de gases, Gás Volume % (ar seco) sem cheiro, sem cor e sem Nitrogênio (N2) 78,08 gosto, presa à Terra pela f orça da grav idade. Oxigêni o (O2) 20,94 Argônio (Ar) 0,93 A atmosf era compreende Dióxido de Carbono (CO2) 0,03 ( variável) uma mistura mecânica estáv el de gases, sendo Neônio (Ne) 0,0018 que os mais importantes Hélio (He) 0,0005 são: Ozônio (O3) 0,00006 Hidrogênio (H) 0,00005 Criptônio (Kr) Indíci os Xenônio (Xe) Indíci os Metano (Me) Indíci os Vapor d’água 0 a 4% 7 Climatologia A Atmosfera da Terra • Composição da Atmosfera – Vapor d’Agua • O conteúdo de vapor pode varia de zero, em regiões áridas, até cerca de 3-4% nos trópicos úmidos; • O conteúdo de vapor d’água na atmosfera está estreitamente relacionado com a temperatura do ar e com a disponibilidade de água na superfície terrestre; • Quase ausente entre 10-12 Km acima da superfície terrestre. Devido a eficiência da turbulências que são mais eficazes abaixo de 10Km. – Ozônio (O3) • Concentrado entre as altitudes de 13 e 35Km da atmosfera; • O conteúdo é baixo sobre o equador e alto nas direção dos pólos, em latitude maiores de 50º; • Forma-se pela ação da ação dos raios ultravioletas sobre as moléculas de oxigênio • Apesar da ruptura do oxigênio usualmente ocorra entre 80 e 10 Km, a formação do ozônio somente se dá entre 30 a 60 Km. Este fato se dá devido a baixa densidade atmosférica, • A ligação do ozo6onio é instável e pode ser facilmente rompida através da incidência de radiação ou mesmo pelo choque de oxigênio monoatômico (O), formando O2 . como segue: O3 + O O2 + O2 8 4
Climatologia A Atmosfera da Terra • Composição da Atmosfera – Dióxido de Carbono (CO2) • Entra na atmosfera principalmente por meio da ação dos organismos vivos nos oceanos e continentes. • A fotossíntese ajuda a manter o equilíbrio da quantidade de CO2 , por meio da remoção de cerca de 3-9% de CO2 total do mundo, anualmente. • O uso de combustíveis fósseis tem propiciando o aumento da concentração de CO2 mundial. Pr exemplo, a quantidade de total de CO2 na atmosfera entre 1870 a 1970, foi calculada com tendo um aumento de 294 a 321 ppm, cerca de 11% de aumento, devido a queima de combustíveis fósseis. • Importância dos Gases – O vapor d’água, o ozônio, o CO2 e os aerossóis desempenham papéis importantes na distribuição e nas trocas de energia dentr o da atmos fera e entre a s uperfície da T erra e a atmosfera. – Contrariamente do que se es perava, não há separaç ão dos gases (como, por ex., o hi drogênio e o hélio) e daqueles mais pes ados da atmosfera por caus a da c onstante mistura turbulenta em grande esc ala da atmosfera. – A atmosfera e a estrutura da temperatura da atmosfera s ão grandemente afetadas por suas quantidades e distribuições dentro da atmosfera. 9 Climatologia A Atmosfera da Terra • A Massa da Atmosfera – Características • Mistura mecânica de gases; • Extremamente volátil; • Compressível; • Capacidade de expansão. – Distribuição vertic al • A densidade média da atmosfera diminui a partir de 1,2 kgm-3 na superfície até 0,7 kgm-3 a 5km de altura; • Metade do total da massa atmosférica está concentrada abaixo de 5km; • A pressão atmosférica diminui logaritmicamente com o aumento da altitude atmosférica; • A medida que elevamos a altitude o ar torna-se cada vez mais rarefeito, até chegar o espaço sideral; • A densidade do ar depende da temperatura, do teor de vapor d’água no ar e da gravidade; • Há relação da altitude com a pressão é variável, devido a variação do elementos que compõe a atmosfera. 10 5
Climatologia A Atmosfera da Terra • Estrutura da Atmosfera – Troposfera • Constitui a atmosfera inferior • Camada mais bai xa da atmosfera; • Contém 75% da massa gas osa total da atmosfer a; • Camada onde os fenômenos do tempo atmos férico e turbulências ocorrem; • Camada da atmos fera que es tabelec e as condições do tempo; • A temperatura di minui a uma taxa de 6,5ºC por km; • Tropopausa – Caracterizada pela inversão de temperatura; – Altura inconstante, variando de 8 km (pólos) a 16 km (equador); – Divide-se em 3 camadas: camada laminar; friccional e atmosfera livre – Estratosfera • Constitui a atmosfera inferior • Estende-se desde a tropopausa até 5om km de altura; • Temperatura aumenta c om a altitude; • Contém grande parte do oz ôni o em torno de 22km de altitude; • Contém pouco ou nenhum vapor d’água; • Mudanç as s azonais são marcantes desta c amada; • Os eventos da es tratos fera estão ligados às mudanç as de temperatura e circulação na troposfera • Estratopausa - Camada isotér mica superior a estr atos fera 11 Climatologia A Atmosfera da Terra • Estrutura da Atmosfera – Mesosfera • Constitui a atmosf era superior; • A temperatura diminui com a altitude ate chegar a - 90ºC aos 80 km; • Pressão atmos férica é bai xa. – Termosfera • A temperatur a aumenta com a altitude devido a absorção da radiação UV; • Acima dos 100km ocorre ionização devido a ação dos raios UV e Raios-X. 12 6
Climatologia Radiação Radiação Solar • Sol (características) – Esfera gasosa, luminosa – Sua superfície possui temperatura aproximada de 6.000ºC – Emite energia em ondas eletromagnéticas, que se propagam à razão de aproximadamente 299.300 Km/s – A energia que parte radialmente do sol leva 9 1/3 minutos para chagara ao planeta Terra – O sol fornece 99,97% da energia que se utiliza em vários no sistema Terra-atmosfera – A cada minuto o Sol irradia cerca de 56 x10 26 cal de energia. Onde a Terra somente intercepta 2,55 x 10 18 cal. 13 Climatologia Radiação Radiação Solar • Constante solar – A quantidade de energia solar recebida, por Io unidade de área, por uma superfície, que forme I ângulos retos c om os raios do sol no topo da atmosfera é de aproximadamente 2 langleys/m Io = fluxo incidente • Ângulo Zenital I = fluxo emergente Sendo I = Io – Raramente o sol ocupa a posição de z ênite; entr e os trópicos, s omente em dois instantes durante o ano, e fora dos trópicos não oc upa nunc a a posição zenital. Sol – Desta vai s empre haver um ângulo entr e o z ênite Io do local e a posição do s ol, s endo es te ângul o conhecido como Ângulo Z enital. Z – A incidênci a solar sobre uma superfície horizontal tem uma i nclinação igual a ess e ângulo. I Z= Ângulo Zenital Io = fluxo incidente I = fluxo emergente 14 7
Climatologia Radiação Radiação Solar • Lei de Stefan-Boltzman – O f luxo de radiação de um corpo negro é diretamente proporcional à quarta potência de sua temperatura: Onde: F é o fl uxo de radiação., T é a temperatura abs oluta do corpo negro e σ é a constante de Stefan-Boltzman – Os corpos negros também absorvem toda energia radiante que incide sobre eles. A maior parte dos sólidos e dos líquidos comportam-se como corpos negros, mas os gases não. – Segundo A Lei de Wien o comprimento de onda de máxima intensidade de emissão de um corpo negro é inversamente proporcional à temperatura absoluta do corpo negro. λ max (µm) = 2897 T −1 15 Climatologia Radiação Radiação Solar • Classificação e Faixa Espectral – 9% é ultravioleta λ < 0,4 µm – 45% é f aixa visív el λ > 0,4 µm < λ < 0,74 µm – 46% restantes são os inf ravermelhos λ > 0,74 µm • Incidência Sobre o Topo da Atmosfera – Depende do: • Período do ano • Período do dia • Latitude • Distribuição – Não é simétrica, porque em janeiro está mais próximo ao sol – O hemisfério norte recebe mais irradiação no inverno e menos no v erão – O hemisfério sul recebe mais irradiação no verão e menos no inv erno 16 8
Climatologia Climatologia Climatologia Variação diária solar no topo da atmosf era em Comprimento das ondas eletromagnéticas de f unção da latitude, em lagleys por dia energia solar 18 17 9
Climatologia Radiação Radiação Solar • Distância Sol Terra – Varia durante o ano devido a órbita elíptica da Terra – Af eta a quantidade de energia solar recebida – A Energia v aria 7% sendo maior de 03 Jan (periélio) e menor em 4 Jul (af élio) – A altitude do Sol, que é o ângulo entre seus raios e uma tangente à superf ície no ponto de observ ação, também af eta a quantidade de energia solar recebida. • Quanto maior a altitude do Sol, tanto mais concentrada s erá a intensi dade d a radiação por unidade de área e tanto menor será o albedo (proporção de radiação emergente) • A altitude do Sol é determinada pela latitude do local, pelo período do di a e pela estaç ão • É elevada a tarde porém bai xa pela manhã e ao entardec er • É elevada no verão e menos elevada no inverno 19 Climatologia Radiação Radiação Solar • Quantidade de Radiação Recebida – É af etada pela duração do dia e pela duração do período de luz – Nas proximidades do Equador os dias e noites são praticamente iguais durante o ano – Duração do dia geralmente aumenta ou diminui com o aumento da latitude, dependendo da estação. • No verão a duraç ão do dia do Equador em direção ao pólo Sul e em direção ao pól o Norte. – A quantidade de energia solar interceptada pela Terra v aria em função da energia total emitida no espaço pelo Sol (output solar) – O output sof re ligeira variação de 1 a 2% no valor da constante solar. Esta variação esta provav elmente ligada as manchas solares. 20 10
Climatologia Radiação Radiação Solar • Padrão de Distribuição – É ligeiramente alterado sobr e a superfíci e terrestre, basicamente pelo efeito da atmosfera. – A atmos fera abs orve, r eflete, difunde e reirradi a a energia solar. – Cerca de 18% da ins olação é absor vida pel o oz ônio e pelo vapor d’ água. – A abs orção da radi ação pelo vapor d’água atinge o nível mais alto 0,9µm e 2,1µm – A abs orção pelo oz ôni o absor ve a radiação ultr avioleta abai xo de nível 0,29µ m. – O CO2 absor ve radi ação com comprimento de onda maiores que 4µ m – A cobertura de nuvens impede a penetraç ão da insolaç ão – A quantidade da refl exão pelas nuvens depende da quanti dade e da es pessur as das mes mas e também do tipo. – Em média, aproxi madamente 25% da radiaç ão que ati nge as nuvens é refl etida para o es paç o a superfície também reflete a radiação – A superfície terrestre também reflete. Os valores varias de acordo coma superfície. Em geral s uperfícies s ecas e de c ores claras refl etem mais. – A maioria dos tipos de s olo e de vegetação tem al bedo muito baixo no UV e aumentando no visível e no i nfraver melho. 21 Climatologia Radiação Albed o de vári os tipos nuve ns Albed o de vári os tipos de sup erfície Tipo de nuv em Albed o % Superfície Albed o % Cumul iforme 70 – 90 Solo ne gro e seco 14 Cumul onim bus: grades e es pessa 92 Solo ne gro e úmi do 8 Stratus (150 – 300 m esp essura) 59 – 84 Solo nu 7 – 20 Stratus 500m espess ura sobr e ocean o 64 Areia 17 – 25 Stratus fino sobre o oce ano 42 Florestas 3 – 10 Altostratus 39 – 59 Campos n aturais 3 – 15 Cirrostratus 44 – 50 Campos d e cultivos sec os 20 – 25 Cirrus sobr e o contin ente 36 Gramados 15 – 30 Neve recém-c aída 80 Neve caída h á dias o u há seman as 50 – 70 Gelo 50 – 70 Água, altitud e solar > 40º 2–4 Água, altitud e solar 5 – 3 0º 6 – 40 Cida des 14 – 18 22 11
Climatologia Radiação 23 Climatologia Radiação Radiação Solar • Outros Fatores que interferem na distribuição da insolação – A distribuição das superfícies terrestres e aquáticas: • Propriedades químicas e físicas da terra e da água. • Água se aquec e e esfria mais lentamente que a solo. • As diferenças nas propriedades tér micas das superfícies terres tres e aquáticas s e c hama Efeito de Continentalidade. • O albedo da superfície terrestre (8 a 40%) é geralmente maior que da superfície aquática. • A superfície aquátic a é trans parente, per mitindo a penetr ação mais a fundo dos raios solares . • A transfer ência de c alor na água se da por c onvecção, que é mais eficiente e mais rápido de transferência de c alor do que o lento process o de condução. • A água absor ve 5x mais energia calorífica para el evara temperatura, que a mes ma massa de s olo s eco. • Como a água esta facilmente dis ponível na superfície aquática a evaporação é contínua, ao pass o que sobr e a terra a evaporaç ão s omente ocorre em presença de água. 24 12
Climatologia Radiação Radiação Solar • Outros Fatores que interferem na distribuição da insolação – Elevação e o aspecto da superfíci e terres tre: • Este aspecto exerce influência numa escala local ou micro escala. • Os valores de insolação em altitude elevadas, sob céus claros, são geralmente maiores que os verificados em lugares próximos ao nível do mar no mesmo ambiente. • A massa de ar menor sobre locais situados em elevadas altitudes assegura menor interferência da atmosfera sobre a insolação. • Algumas vertentes estão mais expostas ao sol que outras, nas médias e altas altitudes, as vertentes voltadas para a direção dos pólos realmente recebem menos radiação.do que as voltadas para o Equador. • A distribuição latitudinal anual média de insolação possui maiores valores nas zonas subtropicais, que apresentam valores ligeiramente mais elevados que zona equatorial, com mais nuvens. • Valores mais elevados 200Kl y/ano são encontrados nos principais desertos do mundo, onde 80% da radiação que atinge o topo da atmosfera atinge o solo. • Valores menores que 100Klyano ocorrem acima da latitude de 40º (em direção ao pólos) sobre os oceanos e acima de latitudes de 50º sobre os continentes. 25 Climatologia Radiação Q= balanço de radiação q= radiação líquida 26 13
Climatologia Radiação Radiação Terrestre • Características – A superfície terrestre quando aquecida pela absorção da radiação solar, torna-se uma f onte de radiação de ondas longas. – A maior parte da radiação emitida pela Terra está na f aixa espectral inf ravermelha (4µm até 100 µm) com no máximo 10 µm. – A radiação terrestre é chamada de radiação noturna, uma vez que ela é a principal fonte radioativa de energia à noite. – A radiação infrav ermelha, não necessariamente são terrestres, pois constituintes atmosf éricos também irradiam energia nos comprimento de onda inf ravermelha. – A irradiação infrav ermelha terrestre é dominante a noite dev ido a interrupção da irradiação solar no local onde é noite. – Os valores mais elev ados de radiação terrestre inf ravermelha ocorre em baixas latitudes. 27 Climatologia Radiação 28 14
Climatologia Radiação I↑=∈σT4 Capacid ade de emissão infraverm elha d e várias superfícies Onde ∈ é a emissividade Emissiv idade (∈) infravermelha da Superfície superfície; σ é a constante de Stefan- Água 92 – 96 Boltzmann e T é a temperatura abs oluta da Neve recém caída 82 – 99,5 Terra. Areia seca 89 – 90 σ = 5,67051x10-8 W.m-2 .K- 4 Areia úmida 95 Solo nu e úmido 95 – 98 Deserto 90 – 91 Pradaria seca de montanha 90 Mata de arbustos 90 Floresta 90 Pele humana 95 29 Climatologia Radiação Radiação Atmosférica • Características – Embora a atmosfera seja transparente à radiação em ondas curtas, ela apresenta alta capacidade de absorção de radiação inf ravermelha. – Os principais absorventes da radiação infravermelha dentre os constituintes da atmosfera são o vapor d’água (5,3 µm a 7,7 µm e além de 20 µm), o ozônio (9,4 µm a 9,8 µm) , o CO2 (13,1 µm a 16,9 µm) e as nuvens, que absorvem radiação em todos os comprimentos de onda. – Enquanto a atmosfera absorve somente 24% da radiação solara que atinge a terra, que é de ondas curtas, somente 9% da radiação IV é liberada diretamente para o espaço, principalmente pela chamada janela atmosférica constituída de comprimentos de 8,5µm – 11,0 µm. – Os 91% da radiação são absorvidos pela Atmosfera. – Esta capacidade da atmosfera em absorve a radiação IV é chamado ef eito estufa, ou seja, absorve radiação mas impede ou reduz a irradiação da superfície terrestre. – A atmosf era reirradia a radiação terrestre e solar absorvida em parte para o espaço e em parte para a superfície, chamada de contra-radiação, sem a qual a temperatura da Terra seria 30 a 40ºC mais ria que é agora. 30 15
Climatologia Balanço da Radiação superfície da T erra, α é albedo superficial, I a contra- Onde: R é o balaço de radiação e a radiação líquida, (Q + q) é a soma da radiação solar direta ou difusa incidente sobre a • Conceito – Balanço de radiação significa a diferença entre a quantidade de radiação que é absorvida e emitida radiação da atmosfera e I é a radiação terrestre. por um dado corpo ou superfície. • Características – Em geral, o balanço de radiação na superfície terrestre é positivo de dia e negativo à noite. – No decorrer do ano como um todo, o balanço de radiação na superfície é da Terra é positivo, enquanto da atmosfera é negativo. – Para o sistema Terra-atmosfera como um todo o balanço é positivo entre as latitudes 30ºS e 40ºN, e negativo no restante. – A energia solar incidente sobre o topo da atmosfera é de cerca de 263Kly por ano. Somente 169Kly são absorvidos, sendo os 94Kly restantes refletidos de volta para o espaço. Este total constitui cerca de 36% da energia constitui o albedo planetário. 31 Climatologia Balanço da Radiação Radiação Solar Kly Radiação Infraverm elha Kly » Inci dente no topo da atmos fera 263 » Emitida pel a superfíci e terrestre 258 » Refletida pel as nuvens 63 » Liberada no espaç o 220 » Refl etida por moléc ulas, poeira e 15 vapor d’água » Abs or vida pel a atmosfera 238 » Total refletido pela atmosfera 78 » Radi ação emitida pela » Reflexão da superfície da Terra 16 355 atmosfera » Total refl etido pelo sistema 94 » Liberada no espaç o superfície-atmosfera 149 » Abs or vido pel as nuvens 7 » Absor vida pela s uperfície 206 » Abs orvi do moléc ulas, poeira e terrestre c omo contra-radi ação 38 vapor d’água » Radiação efetiva que s ai da 52 » Total absol vido pela atmosfer a 45 superfície terrestre » Absor vido pela superfície da » Radiação efetiva que s ai da 124 117 Terra Atmosfer a » Total absor vido pelo sistema » Radiaç ão efeti va que sai da do 169 169 superfície-atmosfera sistema superfíci e-atmosfera 32 16
Climatologia Balanço da Radiação Balanço de radiação durante uma ano em Kly/ano Ganho Perda Total líquido Superfície Terrestre 124 52 72 Atmosfera 45 117 ─72 Superfície-Atmosf era 169 169 0 • Para que a superfície da Terra não se aqueça e a atmosfera não se esf rie, é transf erida energia excedente da superfície da Terra para a atmosfera a af im de que o déf icit seja reposto. Esta troca v ertical da energia ocorre principalmente por: 1. Evaporação da água da superfíci e terrestre e c ondens ação do vapor na atmosfera para liberar o c alor latente; 2. Condição de c alor sensível da s uperfície terrestre para a atmosfera; 3. Convecç ão, isto é, difusão turbulenta de cal or da s uperfície terrestre na atmosfera. 33 Climatologia Balanço da Radiação • Acima dos 40º de latitude, o déficit radioativo da atmosfera ultrapassa o excedente da superfície, de modo que o balanço radioativo do sistema superfície-atmosfera, nessas áreas, é negativo. • Latitude em direção ao Equador, abaixo da latitude 40º, o balanço é positivo. • Para não permitir que os trópicos se tornarem mais quentes e os pólos mais frios, há uma transferência meridional de energia das latitudes baixas para as médias e a;tas latitudes. • Esta troca horizontal de calor sobre a superfície da Terra é provavelmente também, em parte pelo aquecimento diferencial dos continentes e oceanos ocorre principalmente através da: – Transf erência de calor sensível em direção aos pólos, pela circulação atmosférica e pelas correntes oceânicas das baixas latitudes; – Liberação do calor latente quando o vapor d’água, lev ado das baixas latitudes em direção aos pólos, se condensa na atmosf era. 34 17
Climatologia Balanço da Radiação • Balanço de Energia na Terra – É um c onc eito utilizado na climatologia para relacionar o fluxo de radi ação líquida à tr ansferência de c alor latente e de c alor sensível, entr e outros. As equações utilizada s ão: R = LE + H + ∆f Oceanos R = LE + H Superfícies continentais LE= Calor latente; H= calor sensível e ∆f = Advecção total de valor pelas correntes • Tanto no oceano como no c ontinente, os maiores valores de radiação líquida s ão encontrados nos trópicos . • Nas bai xas l atitudes, os val ores de radiaç ão líquida sobre os oceanos são mais elevados do que nas superfíci es continentais, devido ao maior albedo pelo gelo e a’quantidade de reduzida de nuvens. • A radiaç ão abs orvi da nos pól os é menor que a liberada, como é maior nos c ontinente e menor nos oc eanos. • Acima de 50º de latitude, em ambos hemisférios, os valores de radiação líquida sobre as s uperfícies continentais e oceânicas são quas e os mes mos . Devido ao albedo mai or nos oceanos e devido à bai xa altitude. • Próxi mo aos pólos a radiação é negativa, uma vez que a r adiaç ão efeti va que s ai exc ede a pequena quantidade de radi ação absor vida. • A radiaç ão líqui da é cerca de 70% maior s obre os oceanos do que nos continentes . 35 Climatologia Balanço da Radiação • Nos continentes, o fluxo de calor latente (LE) é mais alto no Equador e geralmente diminui em direção aos pólos. • O f luxo de LE nos oceanos é mais elevado nos subtrópicos entre as latitudes de 10º e 30º, diminuindo tanto em direção ao equador quanto em direção ao pólos. • O f luxo de LE e geralmente 2x maior nos oceanos que no continente, onde há menor evaporação. • Em geral na Terra como um todo as taxas de ev aporação dos continentes são, apenas, cerca de 1/3 das dos oceanos. • O f luxo de calor sensív el ou troca turbulenta de calor aumenta do equador para os pólos sobre os oceanos. • Ao contrário, o fluxo de calor sensív el das superfícies continentais é maior nas zonas subtropicais e diminui tanto em direção aos pólos quanto em direção ao Equador. • Acima de 70º há fluxo negativo de calor sensív el, porque a Terra geralmente é mais fria que a Terra sobre ela. • A transferência de calor sensív el nas área continentais supera em 3x a dos oceanos. 36 18
Climatologia Balanço da Radiação Área R LE H ∆f H/LE Europa 39 24 15 0 0.62 Ásia 47 22 25 0 1.14 América do Norte 40 23 17 0 0.74 América do Sul 70 45 25 0 0.56 África 68 26 42 0 1.61 Austrália 70 22 48 0 2.18 Antártica ─11 0 ─11 0 ─ T odos os continentes 49 25 24 0 0.96 Oceano Atlântico 82 72 8 2 0.11 Oceano Índico 85 77 7 1 0.09 Oceano Pacífico 86 78 8 0 0.10 Oceano Ártico ─4 5 ─5 ─4 ─1.00 T odos os Oceanos 82 74 8 0 0.11 Hemisfério Norte 72 55 16 1 0.29 Hemisfério Sul 72 62 11 ─1 0.18 Globo 72 59 13 0 0.22 37 Climatologia Balanço da Radiação • Instrumentos para Medir a Radiação – Pireliômetros – mede a intensidade solar ou a radiação solar de raios diretos, são c aros mais precisos; – Piranômetr os – medem as radiação total, em ondas curtas vinda do espaço, incidente numa s uperfície horizontal na T erra; – Pirgeômetr os – medem a radiação infr avermelha – Pirradiômetros - medem a radi ação infravermelha e a radi ação solar – Radiômetros líquidos – radiação líquida ou o bal anço da radi ação Piranômetro Pirradiômetro Radiômetro Líquido Exposto ao Sol Q+q Q + q + I↓ R À Sombra q q + I↓ R –Q Exposto-Sombra Q Q Q 38 19
Climatologia Temperatura Temperatura e Sua Medição • A parte a precipitação a temperatura é o termo mais discutido no tempo atmosférico. • A temperatura pode ser definida em termos do movimento de moléculas, de modo que quanto mais rápido o deslocamento mais elevado será a temperatura. • Mais comumente, ela é definida em termos relativos tomando-se por base o grau de calor que o corpo possui. • A temperatura é a condição que determina o fluxo de calor que passa de uma substância para outra, deslocando da que tem temperatura mais elevada para a menos elevada. • A temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a radiação incidente e emergente e pela transformação desta radiação em calor latente e sensível. • A temperatura de um corpo é o grau de calor medido por um termômetro. 39 Climatologia Temperatura Temperatura e Sua Med ição • Várias esc alas s ão usadas para expr essar as temperaturas. – Fahrenheit - Na escala Fahrenheit, o ponto de fusão da água é de 32 graus, e o ponto de ebulição é de 212 graus. uma diferença de 1,8 graus Fahrenheit equivale à de 1 Celsius. – Centígrada ou Celsius - A escala de temperatura Celsius foi concebida de tal forma que o ponto de congelamento da água corresponde a 0 grau, e o ponto de evaporação a 100 graus a uma pressão atmosférica padrão. – Kelvin – ou escala de temperatura absoluta - O kelvin (símbolo: K) é a unidade SI de temperatura e é uma das sete unidades-base do SI. É definida por dois fatos: zero kelvin é o zero absoluto (quando param os movimentos moleculares), e um kelvin é a fração 1/273.16 da temperatura termodinâmica do ponto triplo da água (0.01°C). A escala de temperaturas Celsius é hoje definida em função do kelvin. Conv ersão de para Fórmula Kelvin Fahrenheit °F = K × 1,8 – 459,67 Fahrenheit Kelvin K = (°F + 459,67) / 1,8 Kelvin Celsius °C = K − 273,15 Celsius Kelvin K = °C + 273,15 Celsius Fahrenheit °F = °C × 1,8 + 32 Fahrenheit Celsius °C = (°F − 32) / 1,8 40 20
Climatologia Temperatura Temperatura e Sua Med ição • Termômetros – Existem vários tipos: • T ermômetros elétricos; de resistência; a gás; pares termoelétricos; de mercúrio e de álcool. • A temperatura do são medida através de termômetro de máxima e mínima. – T. de Máxima – é c onstituído de um vidro contendo mercúri o, o qual é empurrado quan do há aumento d a temperatur a do ar e retrai qu and o dimi nui. – T. de Mínima – é um termômetro de álc ool e de v idro e qu ando a temper atura d o ar se leva o álcoo l se expa nde e contra i qua ndo a temp eratura re duz. • Os termômetros são mantidos a sombra e a 1,5m de altura do solo, numa caixa protegida lateralmente pintada de branco, chamado de abrigo Stevenson. 41 Climatologia Temperatura Linhas isotérmicas • Variações Sazonais na Temperatura – A temperatura do ar varia de lugar e c omo o dec orrer do tempo em uma deter minada localidade. – A distribuiç ão da temperatur a numa área é normalmente mostr adas por mei o de linhas isotérmicas , enquanto a variação da temper atura e r epres entada em gráficos . C idade 1 Cidade 2 • Variação da Temperatura 40 – Insolaç ão r ecebi da 30 – Natureza da superfíci e 20 – Distância dos c orpos hídricos – Relevo 10 – Natureza do ventos predominante 0 – Correntes oceânicas J F M A M J J A S O N D Variação sazonal de temperatura 42 21
Climatologia Temperatura • Variação da Temperatura – A latitude exerce o principal controle sobre o v olume de insolação. – O ângulo de incidência dos raios solares e a duração do dia são determinado pela localização longitudinal de tal lugar. – A quantidade de nuv ens e o constituinte atmosf érico também na temperatura. – A natureza da superfície é importante, pois e maior for o albedo menor será a absorção de radiação solar e menor será a temperatura. – Se o calor especifico da superfície f or maior, mais energia será requerido para aumentar sua temperatura. – O calor especif ico da água do mar é 0,94 e do granito é 0,2. No geral a água absorv e 5X mais calor que o solo para aumentar sua temperatura. – A distância dos corpos hídricos influencia a temperatura do ar por causa das diferenças básicas nas características térmicas das superf ícies continentais e hídricas. – Essas diferenças ajudam a produzir o ef eito da continentalidade, no qual a superfície continental se aquece e se esf ria mais rapidamente do que a superfície hídrica. 43 Climatologia • As conseqüências da continentalidade são: – Sobre o continente, o atr aso entre os períodos de temperatura de superfíci e máxi ma e míni ma é de apenas um mês. Sobre os oceanos e loc ais c osteiros, o atraso chega a dois mes es. – A amplitude anual na temperatura é menor nas localidades c osteiras do que nas localidades interiores. – Por causa da ár ea c ontinental maior do hemisfério norte, os verões s ão mais quentes e os invernos mais frios do que no hemisfério sul. Temperatura (ºC) Estação Hemisfério Norte Hemisfério Sul Verão 22,4 17,1 Inv erno 8,1 9,7 44 22
Climatologia Temperatura • Variação da Temperatura – O relev o tem um efeito atenuador sobre a temperatura, principalmente porque a temperatura do ar normalmente diminui com a altitude crescente a uma taxa média de 0,6 ºC por 100m. – Em área topográf ica e inclinação v ariada, o aspecto e o grau de exposição das localidades são f atores importantes que influenciam a temperatura. – A altitude é um fator importante de variação térmica nos trópicos. – As grandes dif erenças de temperatura entre distâncias curtas nos trópicos são usualmente dev idas aos efeitos da v ariação da altitude. – Entretanto, o índice de variação térmica é variáv el e controlado principalmente pela elevação e nebulosidade. – O índice de v ariação térmica é maior nas regiões temperadas e menor nos trópicos. – Os ventos são da mesma f orma importantes na v ariação térmica, pois transmitem calor ou frio de uma área para outra. 45 Climatologia Temperatura • Padrão de Variação da Temperatura 1. As temperaturas do ar geral mente di minuem na direç ão dos pólos e a partir do Equador. Evidenciando o papel da l atitude. 2. Este declínio geral Equador-pólo da temperatura é modific ado pela localizaç ão das superfíci es continentais e hídricas e pelas mudanças s azonais na posição do s ol em relaç ão as essas s uperfícies. 3. As isoter mas s ão mais ou menos paralelas e ampl amente es paç adas no hemisfério Sul, onde existe uma s uperfície mais proximamente homogênea. 4. No hemisfério Norte, mais heterogêneo, as isotermas mostram amplas deflexões quando elas pass am das superfícies oceânicas para a continental. 5. Em janeiro, as isoter mas são des viadas para a direção Sul sobr e os c ontinente e par a o Norte sobr e os oc eanos. T ambém dentro de determi nada zona latitudi nal, as temperaturas s ão bai xas sobre o continente e altas oc eanos. 6. Em jul ho, a situação se i nverte c om as isoter mas, que são levadas bem mais para o Norte sobre a superfície continental. 7. Há maior uniformidade térmica no que diz res peito tanto às estações c omo aos lugares nos trópicos do que na região temperada. Esta uniformidade e mais forte em tor no do equador e dimi nui em direção aos pólos,. 46 23
Climatologia Temperatura Temperaturas médias do ar na superfície do globo, em janeiro (em ºC) Temperaturas médias do ar na superfície do globo, em j ulho (em ºC) 47 Climatologia Temperatura • Variação Sazonal na Temperatura – Resultam das variações sazonais no volume de insol ação recebida em qualquer lugar sobre o globo. – As temperaturas são mais elevadas no verão, quando os volumes de insolaç ão são maiores, e mais baixas no inverno, quando as recepções de ins olação são mais bai xas. – As variação saz onais na temperatura do ar são maiores áreas extra tropicais, particular mente nos interiores continentais, enquanto s ão mais bai xas em torno da fai xa equatorial, particularmente nas s uperfícies hídricas . – As variações s azonais da temperatura aumentam c om a latitude e com o grau de c ontinentalidade. – Na zona equatorial, o Sol está em z ênite 2X por ano, nos equinócios e assim as temperaturas s ão assim elevadas. – As mais baixas temperaturas ocorrem nos s olstícios. – O conforto humano é determi nado mais pela umidade do que pela temperatura. – Como o aumento da latitude e do grau de c onti nentalidade, oc orrem maiores variaç ões na marcha anual das temperatur as. – Com o aumento da l atitude, existem variações mais amplas na altitude do Sol no c urso do ano, particularmente entr e as estações de verão e inverno. 48 24
Climatologia Temperatura • Vari ação Sazon al na Tem per atura – Como o aumento da latitude os dias se tornam mais longos durante o verão enquanto as noites tornam-se mais curtas. Durante o inverno a situação se inverte. – Na zona equatorial e em grande parte dos tópicos, os dias e as noites são mais ou menos igual em duração, virtualmente durante todo ano. – A amplitude anual de temperatura é menor em locais marítimos e maior em locais continentais. – Isso ocorre porque a influência moderada do oceano sobre a temperatura nos continentes diminui como a crescente distâncias na direção do interior. 49 Climatologia Temperatura • Variação Diurna na Temperatura – Os proc essos que produz em saz onalidade nos val ores de temperatura do ar também explicam as variações diurnas , embora haja diferença quanto ao grau. – Como o ciclo diário é mais curto que o ciclo anual, a penetração da energia solar na superfíci e é curta. Por isso a amplitude diur na na temperatur a é relativamente grande. – A amplitude diur na da temperatura geralmente di minui do Equador em direção aos pólos . Iss o oc orre porque a variação diária na el evação do Sol é grande nas latitudes bai xas e raz oavelmente pequenas nas altas altitudes. – A amplitude tér mica e menor sobr e os oceanos do que sobre os continentes . – A amplitude diur na é i nfluenciada, em parte, pelas nuvens e pela quanti dade de umidade do ar. – As nuvens reduze a insol ação durante o dia e aumentam a radiaç ão descendente do c éu à noite. – Quanto menor a quantidade de vapor d’água menor será a irradiação que emana da superfíci e terres tre para o es paç o. – Outros fatores que influenciam na amplitude diurna da temperatur a s ão: vel ocidade do vento e a capacidade conduti va da s uperfície. – Sobre os oceanos a amplitude diurna de temperatura é menor 0,7 ºC que no continente. – Nas área mais sec as da z ona tropical a amplitude diur na é tão grande que afeta a vida vegetal e ani mal. 50 25
Climatologia Temperatura • Temperatura Fisiológica – É a temperatura experimentada por um organismo vi vo, depende da temperatura do ar bem como da taxa de perda de cal or proveniente daquele organismo e varia com os indi víduos, dependendo de suas c aracterís ticas, tais como: constituição física geral, peso, tipo de vestuário, ati vidades físicas, di eta estado de s aúde, idade s exo, etc . – O equilíbrio do c alor do cor po humano, pode ser expresso por: M ±R ±C –E= 0 • M = calor metabólico criado pelo corpo; R = calor ganho ou pedido pela radiação; C= convecção; E = calor perdido pela evaporação. – A temperatura fisiológica é uma função do mei o ambiente térmic o circundante é determinado pelo equilíbrio entre o ganho e a perda de r adiaç ão. – A eficiência e a vel ocidade da evapor ação s ão c ontrol ados por 3 fatores: A umidade do relativa ar, a velocidade do vento e o grau de exposição à luz solar. – Os índices de temperatur a fisiol ógicas são usualmente bas eados na temperatura do ar e na umidade. – Dos vários índices de temperatura fisiológica o mais comumente us ado é o índice de Temperatura Efetiva (TE). TE = 0,4 (Td + Tw) + 4,8 • Onde T d= temperatura de bulbo seco e T w = temperatura de bulbo úmido medicas em ºC. 51 Climatologia Temperatura • Temperatura Fisiológica – Esta equaç ão é c onhecida também como índice de desconforto ou índice de temperatura-umidade e é utilizado em vários países para deter minara as zonas de conforto para adultos vestidos em repous o, com um leve movimento de ar, conforme tabela abai xo. – Indica-se uma temperatur a menor que T E 60ºF (18,9 ºC) para indicar um surgimento de stress provocado por frio e T E de 78º (25,6 ºC) como i ndicado de stress por calor. Área Zona de conforto (TE ºC) Note do EUA 20 – 22 Sul dos EUA 21 – 25 Europa continental 20 – 26 Índia 21 – 26 Indonésia 20 – 26 Malásia 21 – 26 Inglaterra 14 – 19 Norte da Nigéria 18 – 21 52 26
Climatologia Temperatura Janeiro Janeiro Julho Julho 53 Climatologia Temperatura • Temperatura Fisiológica – Em área extratropicais c om uma estação fria bem definida o índice que ( ) proporciona a avaliação mais útil do desc onforto tér mico do frio é o índice de resfriamento pelo vento. H = 10,45 +10 V − V × (33 − T ) • Onde H =perda de calor em Kcal m-2 s-1 ; V a velocidade do vento em m s -1 ; T = temperatura do ar em ºC Sensação Térmica Valores de resfriamento pelo v ento (cal m-2 s-1 ) Corpo exposto ao congelamento > 400 Frio constante 235 – 400 Muito Frio 275 – 325 Frio 225 – 275 Muito moderadamente frio 160 – 225 Moderadamente frio 80 – 160 Agradável 50 – 80 Moderadamente quente < 50 54 27
Climatologia Circulação Atmosférica • As Escalas do Movimentos Atmosféricos – A atmosfera está constantemente em movimento que é a soma de dois principais componentes: • O movimento em relação a superfície da terra – o vento; e • O movimento em conjunto com a Terra, ao girar em torno de seu eixo. – Há duas dimensões para o movimento da atmosfera em relação à superfície da Terra: a dimensão horizontal e a dimensão vertical. – O próprio movimento ocorre em diferentes escalas temporais e espaciais. – A causa básica e fundamental do mov imento atmosférico, horizontal ou vertical, é o desequilíbrio na radiação líquida, na umidade e na localização se em baixa ou alta latitude. – Outros fatores que influenciam a circulação atmosférica são a topografia, a distribuição das superfícies continentais e oceânicas e as correntes oceânicas. – A Circulação Atmosférica (CA) pode ser classificada da seguinte forma: CA primárias; CA secundárias e CA primárias, em ordem decrescente de grandeza, tanto em sua escala de área quanto de tempo 55 Climatologia Circulação Atmosférica • As Escalas do Movimentos Atmosféricos – Circulação primária: • É a circulação geral da atmosfera e descrita como sendo os padrões em larga escala, ou globais, de vento e pressão que se mantêm ao longo do ano ou se repetem sazonalmente. • É a circulação geral que realmente determina o padrão dos climas mundiais. • Como a circulação geral tende a se dispor em zonas latitudinais, os climas do mundo tendem a ocorrer em zonas. – Circulação Secundária • Inseridos na circulação geral estão os sistemas circulatórios secundários, tais como depressões e os anticiclones das latitudes médias e as várias perturbações tropicais. • Comparados ã circulação geral estes sistemas são de existência relativamente breve e se movem muito rapidamente. – Circulação Terciária • Consistem principalmente de sistemas de ventos locais, tais como as brisas terrestres e marítimas, as ondas de sotavento, ventos catabáticos (decadentes) e anabáticos (ascendentes). 56 28
Climatologia Circulação Atmosférica • As Escalas do Movimentos Atmosféricos – Circulação Terciária (continuação...) • Este sistema circulatório é precisamente localizados, sendo amplamente controlados por fatores locais, e seus períodos de existência são consideravelmente mais curtos do que os do sistemas secundários de circulação. • Leis do Movimento Horizontal – Há quatro principais fatores que controlam o movimento horizontal do ar próximo a superfície terrestre: 1. A força do gradiente de pressão; 2. A força de Coriolis; 3. A aceleração centrípeta; e 4. A força de fricção. – A causa primordial do movimento do ar é o desenvolvimento e a manutenção de um gradiente de pressão horizontal, que funciona como a força motivadora para o ar se movimentar de áreas de alta pressão para as áreas de menor pressão. 57 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Diferenças horizontais na pressão são criadas por fatores térmicos e/ou mecânicos, embora estes nem sempre sejam distinguíveis. – A f orça do gradiente de pressão é também inversamente proporcional à densidade do ar. 1 dρ – Matematicamente o gradiente de pressão é expresso por: − Onde: ρ é a densidade do ar; dρ/dn é o gradiente de pressão horizontal. ρ dn – Quanto menor o espaçamento das isóbaras (linhas de delimitação da pressão atmosférica), mais intenso é o gradiente de pressão e maior é a velocidade do vento. – Desde que o ar seja obrigado a se mover pela f orça do gradiente de pressão, ele é imediatamente afetado pela força de Coriolis ou força def letora, que se deve à rotação da Terra. – Por causa da rotação da Terra, há um aparente desvio dos objetos que se movem, inclusive o ar, para a direita de sua trajetória de movimentação, no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul. 58 29
Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Essa força defletora, por unidade de massa, é matematicamente expressa por: FD = -2w V senθ Onde: w é a velocidade angular da rotação da Terra em torno do seu eixo (cerca de 15º por hora ou 7,29 x10-5 radianos/s), V é a velocidade da massa e θ é a latitude. – Assim a magnitude da deflexão é proporcional a velocidade da massa e ao seno da latitude. – Para dada velocidade, o ef eito de Coriolis é máximo nos pólos e diminui como o seno da latitude, tornando-se zero no Equador. – Se uma corpo, durante o movimento, segue uma trajetória curva, deve hav er uma aceleração em direção ao centro da rotação. Esta aceleração centrípeta é matematicamente expressa como: FC = -mV2 /r Onde m é massa em movimento, V é sua velocidade e r é o raio de curvatura. 59 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – A aceleração centrípeta pode também ser considerada como uma força centrífuga, que opera radialmente para fora. – Tal força é de igual grandeza, mas de sinal oposto à aceleração centrípeta. – A grandeza da aceleração centrípeta é pequena, de modo que ela somente se torna importante onde os ventos em alta velocidade se movem em trajetória muito curvas, como num sistema de pressão intensa baixa. – Uma quarta força, próxima a superfície da Terra – a força de fricção – ajuda a controlar a velocidade e a direção do movimento aéreo horizontal. – A força de fricção se deve aos obstáculos que a superfície da Terra oferece ao movimento do ar. – A força de fricção atua contra o vento e reduz sua velocidade. Isto também causa diminuição na força de Coriolis que é em parte, dependente da velocidade. 60 30
Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Todas as forças descritas não operam necessariamente para controlar a direção e a velocidade do vento num dado momento ou em determinado lugar. – O equilíbrio das forças é mostrado na figura ao lado onde: • A – o vento sopra paralelo a isóboras, ou melhor, mais ou menos formando ângulos retos como o gradiente de pressão. Assim a FGP é controlada pela FC. O vento geostrófico pode ser observado no ar livre onde não há atrito. 61 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – A Velocidade do vento geostrófico é calculada através da seguinte dρ equação: Vg = × 1 2ω× sen θ × ρ dn – Isto indica que a velocidade do vento geostrófico é inversamente proporcional a latitude, exceto nas baixas latitudes, onde a deflexão de Coriolis se aproxima de zero, este tipo de vento é ima aproximação muito boa dos movimentos observado na atmosfera livre. – Da superfície da Terra até 500 – 1000 m, a força de fricção ;e operativa e o vento sopra através das isóboras na direção gradiente de pressão (Figura Slide 61). – O ângulo no qual o vento sopra através das isóboras cresce como o aumento do efeito de fricção criado pela superfície terrestre. – Ela cresce de 10 – 20º na superfície marítima e 25 – 35º sobre o continente. 62 31
Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Com aumento da altura acima a superfície, seja sobre a terra ou sobre o mar, o efeito de fricção diminui. – No norte um tipo de espiral de vento ocorre com a altura se considerarmos o perf il teórico da velocidade do vento com a altura, sob condições de turbulência mecânica. 63 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Os padrões de fluxo de ar que derivam do equilíbrio de forças, em sistemas de baixa e alta pressão no hemisfério Norte, são mostradas na figura ao lado. – Num sistema de baixa pressão, o fluxo equilibrado é mantido numa trajetória curva pela força excessiva do gradiente de pressão sobre a FC, dando aceleração centrípeta líquida. Este vento é conhecido com vento de gradiente. – No sistema de alta pressão, a aceleração para o centro é desviada ao excesso de FC sobre a força do GP. – Tanto no sistema de alta quanto de baixa pressão, o efeito da FF é o de fazer o ventos soprarem em um ângulo através das isóbaras, assim como diminuir as suas velocidades. 64 32
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Introdução – São sistemas de circulação acompanhados por padrões e tipos característicos de tempo. – Eles causam as variações diárias e semanais no tempo e são muitas vezes mencionados como sendo perturbações atmosféricas ou meteorológicas. – Essas perturbações são extensas ondas. Turbilhões ou vórtices de ar inseridos na circulação de ar inseridos na circulação geral da atmosfera. – Os mais importantes desses sistemas produtores de tempo são os ciclones e os anticiclones das latitudes médias os ciclones tropicais e as monções [ventos que no verão sopra do mar para o continente (monção marítima) e no inverno sopra do continente para o mar (monção continental]. – O tempo e o clima nas médias e altas latitudes são dominantes e determinados por uma série de ciclones e anticiclones moveis. 65 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Introdução – Ciclone é o termo usado para descrever a distribuição da pressão atmosférica na qual há uma baixa pressão central em relação às áreas circundantes. – Onde há uma alta pressão central em relação às áreas circundantes, usa-se o termo anticiclone. – A circulação em torno do centro de um ciclone se dá no sentido anti-horário no hemisfério Norte e horário no hemisfério Sul. O tempo é geralmente tempestuoso – Para o anticiclone o movimento se dá de forma contrária. O tempo é geralmente estável e sereno. • Ciclones – Ciclones extratropicais típico de média e altas latitudes – Ciclones tropicais encontrados em baixas latitudes sobre áreas oceânicas e áreas continentais adjacentes – Tufões, que quando sobre o mar são chamados de trombas d’água, e “rodamoinhos”, nas regiões áridas quantes. 66 33
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Massas de Ar e Frentes – As depressões frontais desenvolvem-se somente onde as massas de ar de propriedades diferentes existem para estimular a frontogênese – formação ou intensificação das frentes. – As frentes são zonas limites que sopram massas de ar de propriedades diferentes. – Uma massa de ar pode ser definida como um grande corpo de ar horizontal e homogêneo deslocando-se como uma entidade reconhecível e tendo tanto origem tropical quanto polar. – A modificação térmica resulta da influência das características térmicas da superfície sobre a qual se encontra a massa de ar, em seu deslocamento. – A modificação dinâmica origina-se das relações da massa de ar com anticiclones e depressões próximas. – As massas de ara originam-se de áreas onde existem condições que favoreçam o desenvolvimento de vastos corpos de ar horizontais e uniformes. Tais áreas são geralmente extensas e fisicamente homogêneas. 67 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo Classificação Básica das Massa de Ar Grupo Subgrupo R egião de Orige m Propriedad es or iginai s principal Polar ( P ) Polar Marítimo Oceanos, al ém da Fria, úmi da e instável (incluindo a (mP) latitude de 50º, em Ártica A) ambos hemisférios Polar Continental 1. C ontinentes em Fria, seca e muito es tável (cP) Círculo Árticos 2. Antártica Tropical ( T ) Tropical Marítima Oceanos dos Quente úmida; bastante (incluindo a (mT) trópicos e estável na porção l este equatorial E ) subtrópicos do oceano, mas ins tável na porção oeste Tropical Desertos de baixa Quente, muito seca e Continental latitude, particu- bastante es tável larmente o Saara e (cT) os des ertos austra- lianos 68 34
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Massas de Ar e Frentes – As principais áreas produtoras de massas de ar no mundo não são caracterizadas por circulações por circulações anticiclônicas, que favorecem o desenvolvimento da uniformidade térmica horizontal exigida numa massa de ar. – Como importante fontes produtoras de massa de ar temos: 1. As planícies subtropicais e tropicais; 2. O deserto do Saara na Áf rica; 3. Os interiores continentais da Ásia, Europa e América do Norte. – Quanto mais tempo uma massa de ar permanece em sua área de origem, antes de se deslocar, mais afetada ela será pelas características térmicas e hídricas da mesma. – O grau em que uma massa de ar é afetada por sua área de origem também depende do grau das diferenças térmicas e hídricas entre o ara e a superfície subjacente. 69 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Massas de Ar e Frentes – A medida que uma massa de ar se afasta de seu local de origem suas características se modificam de diversas maneiras, seja ela térmica e hídricas. – A massa de ar são modificadas pela diferentes quantidades de radiação solar e umidade que recebe. – Tais processos envolvem não somente a condensação e a liberação de calor latente, mas também a ascensão e a subsidência de espessas camadas de ar no interior da massa de ar. – As massas de ara são importantes nos estudos do tempo e do clima porque os influenciam diretamente na área na qual predominam. – As características de uma massa de ar dependem de suas características meteorológicas de uma massa de ar dependem de suas características térmicas e hídricas e da distribuição vertical desses elementos. 70 35
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo 71 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões frontais – Três condições devem se verificar para que a frotogênese (e daí as depressões frontais) possa ocorrer. 1. Devem existir duas massas de ar adjacentes, de temperaturas dif erentes 2. Deve haver uma circulação atmosférica com um forte fluxo convergente para transportar as massas de ar, uma em direção a outra. 3. Deve haver uma suficiente força de Coriolis para garantir que o ar quente permaneça sobre o ar frio. – Sempre que ocorrem essas 3 condições, as frentes se enfraquecem e desaparecem – um processo conhecido como frontólise. – A zona frontal do mundo situa-se mais ou menos entre os paralelos 30º e 60º em ambos os hemisférios. – Nessas zonas há fortes gradientes térmicos na direção dos pólos, durante todo ano, mais são 2X mais fortes no inverno que no verão. 72 36
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões frontais – As depressões geralmente se formam como ondas sobre as superfícies frontais. Em 6 estágios: 1. A frente não apresenta perturbação; 2. Marca o início da circulação ciclônica, com desenvolvimento de uma onda de baixa amplitude sobre a frente; 3. O setor quente é bem def inido entra s frentes de setor frio quente; 4. A frente fria começa alcançar a f rente quente; 5. Ocorre assim a oclusão da f rentes. O setor quente está em processo de ascensão em vias de ser eliminado; 6. Ocorre o desaparecimento da depressão. – O setor quente é eliminado e o que sobra é o vértice de ar frio. – O período de existência de uma depressão é de aproximadamente de 4 -7 dias. 73 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo A – Estagio inicial; B – Começo da circulação ciclônica; C – Setor quente bem definido entre as frentes; D – Frente fria acavalando a frente quente; E – oclusão; F – Dissipação. 74 37
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões frontais – As depressões bem desenvolvidas têm cerca de 1.950 km no eixo mais longo e 1.050 km no eixo mais curto. – As depressões se movem do oeste para o leste à razão de aproximadamente 50km/h no inverno e 30km/h no verão. – Nessas depressões existem duas frentes as frias e as quentes. – A frente quente é a zona onde há um resvalar ativo do ar quente mais leve sobre o ar frio mais denso. – A frente fria é a zona onde há uma ascensão forçada do ar quente sobre o ar frio, como resultado da penetração em cunha do ar frio provocando a ascensão do ar quente. – As f rentes variam de 80 a 240 km de largura, – As mudanças nos elementos do tempo são muito mais rápidas através das frentes do que no interior das próprias massa de ar. – Ao longo da frente quente, a massa de ar quente substitui o ar mais frio, ao passo que a frente fria acarreta a chegada de ar mais frio. – As f rentes se movem a razão de 50 – 80 km/h – A frente fria é mais rápida que a frente quente, um fato que se explica pela oclusão do setor quente no estagio inicial de uma depressão. 75 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo A – Frentes ANA –quando o ar quente eleva-se relativamente às superfícies frontais originando espessas nuvens frontais; B – Fentes KAT A, quando o ar superior desliza relativamente às superfícies frontais e a grandeza vertical das nuvens fica limitada pela inversão da subsidência. 76 38
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo Elemento Na vanguarda da frente No domínio da frente Na retaguarda da frente Frente Quente Pressão Dimin uiçã o constante Cessa a dim inu ição Peque na vari ação Vento Recua e a umenta a ve loc. Muda a dir eção, vel oc. Constante Temperatura Constante o u grad ual Lentamente Peque na vari ação Umida de Gradual Rápid a Peque na vari ação Tempo Chuva co ntínua/nev e A precipitaç ão qu ase cessa Boas cond ições/ch uva lige iras interm itente/ chuvisco Visibi lid ade Boa, exceto nas chuv as Ruim, neb lin a e Freqüentem ente ruim, Frente Fria Pressão Dimin uiçã o Rápi da Lenta, mas contínua Vento Recua/ aum enta a vel oc. Mudanç as súbitas d ireção Com raja das, estabil. Temperatura Constante, li geir a/chuva Acentuad a Mudanç as peq uenas Umida de Sem mudanç as signfic. Acentuad a Geralmente re duzi da Tempo Há alg uma chuv a, trovoada Aguace iros, gran izo, trov. Aguace iros curtos Visibi lid ade Ruim, nevo eiros Deterior ação rá pida, Muito boa 77 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões não-frontais – Algumas depressões não se de origem frontal. Algumas são c aus adas por aquecimento sol ar, formaç ão em alto de montanhas. O principais tipos são: – Depressão térmica: • Se formam como resultado de intenso e prolongado aquecimento solar da terra, o aquecimento causa uma expansão geral do ar e um fluxo ascendente para os níveis elevados, provocando a queda da pressão no nível do solo. – Depressão Polar • Desenvolvem-se completamente no ar instável polar marítimo (mP) ou ártico (mA). Elas tendem a se formar ao sul do centro de uma depressão frontal antiga ou oclusa. Ocorrem principalmente no inverno – Depressão de Sotavento • Estão associadas a altas cadeias montanhosas como os Alpes, as montanhas rochosas, etc.. Quando uma massa de ar do oeste é forçada a ultrapassar uma barreira montanhosa que se estenda no sentido norte-sul, podem-se desenvol ver talvegues ( Linha sinuosa, no fundo de um vale e que divide os planos de duas encostas ) de ondas de sotavento de tais montanhas, por causa da tendência para a convergência e para curvatura ciclônica. 78 39
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Anticilcones – Estacionários • São conhecidos como anticiclones quentes, pois possuem um centro aquecido. Intensifica com o da altitude. Movimentação lenta, estáveis – Móv eis • São frios e caracterizados por ar frio excepcionalmente na troposfera inferior. Movem-se rapidamente, tem curta duração e são pouco profundos. • Ciclones Tropicais – É um centro ciclônico quase circular, com pressão extremamente baixa, no qual os ventos giram em espiral. O diâmetro do ciclone varia de 160 a 650 km e a velocidade do vento varia de 120 até 200 km/h. – O tempo de duração é de cerca de uma semana e deslocamento de 15 – 30km/h. – Constituem perigo a av iação e a navegação. – Não se originam sobre a superfície terrestre. Enf raquecendo quando se movimentam sobre o continente. – Se forma sobre todos oceanos tropicais, exceto sobre o Atlântico Sul. 79 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Ciclones Tropicais (continuação...) Área Estação Nome Local Ilhas do Caribe, costa pacífica do México, Junho-outubro Furações Flórida e costa atlântica meridional dos EUA, golfo do México Mar da China, Filipinas, sul do Japão Julho-outubro T ufões Oceano Índico setentrional (norte) – Baia de Abril-dezembro Ciclones Bengala e sul da Índia Oceano Índico meridional (sul) – Madagascar Novembro-abril Ciclones Oceano Pacífico meridional, costa do norte Dezembro-abril Willy-w illies da Austrália 80 40
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Ciclones Tropicais (continuação...) – Embora a origem dos ciclones tropicais não seja clara, as seguintes condições favorecem seu desenvolvimento: 1. Uma grande área oceânica com temperatura superf icial acima de 26,7ºC para assegurar que o ar acima dela seja quente e úmido; 2. Uma força de Coriolis de grandeza suficiente para causar uma circulação em rodamoinho do ar; por essa razão os ciclones não se formam entre os paralelos 5-8º ao sul e ao norte; 3. Um cisalhamento (Deformaç ão que s ofre um c orpo quando suj eito à ação de forças cortantes) v ertical f raco na corrente básica – por esta razão os ciclone se formam somente em latitudes abaixo do jet stream subtropical, caracterizado por intenso cisalhamento do vento; 4. Um fluxo de nível mais elevado, acima da perturbação superf icial. Muitos ciclones desenvolvem-se também a partir de algumas perturbações tropicais fracas preexistentes. – A pressão em torno do centro pode ser até 914 mb, valor extremamente baixo. 81 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo Ciclones Tropicais (continuação...) 82 41
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Furações – É um rodamoinho (vórtice) extremamente intenso de pequena extensão horizontal (geralmente menor que 0,5km) que se estende por baixo a partir de uma nuvem tempestuosa. – A circulação do vento em torno de um furação se dá geralmente numa direção anti-horária (ciclônica). – As velocidades dos ventos são muito elevadas (cerca de 100 m/s) e somente são calculadas a partir dos danos causados, uma vez que um anemômetro não suporta a passagem de um furação violento. – A passagem de um furação é acompanhada pela súbita queda de 25 mb na pressão, que poucos prédios podem suportar. – O intenso diferencial de pressão entre o interior e o exterior das construções faz com que os prédios “explodam”. – A origem dos furações não é conhecida, mas geralmente ocorrem em combinação com tempestades violentas ou v entos súbitos acompanhados de chuvas (linhas de borrascas) ou com f rentes frias intensas. – Os que ocorrem com tempestades isoladas são de curta duração, mas os que ocorrem em conexão com linhas de borrascas ou com frentes frias intensas têm uma período de existência maior e possuem trajetórias mais regulares e mais longas. 83 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Tempestades – As tempestades ocorrem praticamente em todos os lugares do globo, mas são mais f reqüentes nos trópicos. – A intensidade das tempestades tropicais é também muito maior que as das médias e altas latitudes. Sendo de grande importância climatológica nos trópicos. – As tempestades são fenômenos meteorológicos altamente localizados, pois seus diâmetros são geralmente menores que 25 km e sua duração normalmente varia de uma a duas horas. – As tempestades desenvolvem-se onde há massas de ar úmidas, quentes e instáveis em camadas verticais consideráveis, de aproximadamente 8.000m. – São na maior parte de origem convectiva e resultantes de intenso aquecimento solar, porém algumas são causadas por brisas marítimas e terrestres. – A ascensão orográfica ao longo de cadeias montanhosas podem fazer com que as tempestades se distribuam em faixas ou linhas de borrascas (Vento f orte e súbito acompanhado de chuva), que podem novamente se organizar em sistemas lineares. 84 42
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Tempestades – Os aguaceiros são esporádicos, de curta duração mas de intensidade muito elevada. – Os aguaceiros são acompanhados por ventos fortes e por raios e trovoadas. – O raio é o clarão da luz que acompanha descarga elétrica atmosférica, ao passo que o trovão é o barulho resultante do súbito aquecimento e da repentina expansão do ar ao longo da trajetória do raio. – A origem do raio não é ainda completamente conhecida, entretanto sabe- se que a superfície terrestre possui carga negativa e a atmosf era carga positiva. – Numa nuvem de trovoada, cargas positivas e negativas tendem a se concentrar em lugares diferentes à medida que as gotas de chuva e os cristais de gelo se fracionam em gotículas/fragmentos menores possuindo cargas diferentes. – Quando a diferença potencia de 100 milhões de V ou mais é atingida, há uma descarga de faísca entre os centros das cargas. – A descarga do raio pode ser da nuvem para o s olo ou de parte da nuvem para outra. 85 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Tempestades – As tempestades ocorrem em padrões distintos, dando origem à classificação convencional de tempestades em três tipos: 1. Tem pestad es de M as sa de Ar – são isoladas em s ua distribuiç ão mas ocorrem dentro da mes ma mass a de ar. Elas s e des envolvem loc almente onde a taxa de queda adiabática (sem troc as térmic as com exterior) foi aumentada pelo i ntenso aquecimento s olar. Geral mente ocorrem à tarde e no verão, nas latitudes médi a. 2. Tem pestad es em Linha – s ão aquelas organizadas em zonas ou fai xas na direção dos ventos, nos baixos níveis. Geral mente resultam em elevação mec ânica de uma massa de ar instável ou convecti vamente sobre montanhas. Oc orrem nas baixas e médias latitudes à tarde. 3. Tem pestad es Fronta is – ocorrem em qualquer período do dia ou da noite, mas s omente nas l atitudes médias ao longo das frentes, particul armente de frentes frias. Embora poss am s er isoladas, se movi mentam c om as frentes e são organizadas em sua distribuição geral. 86 43
Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) – Na maior parte dos trópicos, a estrutura da baixa troposfera é caracterizada por duas principais correntes de ar: • Uma corrente meridional, geralmente úmida mas bastante fria, com um componente de sudoeste; • Com o qual forma uma cunha sob o ar quente e relativamente seco com um componente de nordeste. – A zona limite entre ess as duas c orrentes de ar tem recebido vário nomes tais como: • Frente Intertropical (FIT ) • Zona de Convergência Intertropical (ZCIT ) • Confluência Intertropical (CIT ) • Frente Equatorial e Descontinuidade Intertropical (DIT ). – A ZCIT, é a linha limítrofe que s epar a as mass as de ar do hemisfério Sul e Norte. – A zona limítrofe das duas massas c aracteriza-se por um gradiente de umidade. – A amplitude de movimentação da ZCIT é pequena sobre os oceanos, mas grande s obre o c ontinente. 87 Climatologia Umidade • Introdução a Umidade Atmosférica – Embora o vapor d’água represente somente 2% da massa total da atmosfera e 4% do seu volume, ele é um componente atmosférico mais importante na determinação do tempo e clima. – A variação do vapor d’água pode ser de quase zero, em área quentes e árida, até no máximo de 3% nas latitudes médias e 4% nos trópicos úmidos. – O vapor d’água é de grande importância por diversas razões, de modo que os meteorologistas e os climatologistas estão interessados em sua quantidade e em sua distribuição no tempo e no espaço. 1. O vapor d’água é a origem de todas as formas de condensação e precipitação. A quantidade de vapor d’água num certo volume de ar é uma indicação da capacidade potencial da atmosfera para produzir precipitação. 2. O vapor d’água pode absorver tanto a radiação solar, quanto a terrestre e, assim, desempenha o papel de regulador térmico do sistema Terra-atmosfera. 3. O vapor d’água contém calor latente e essa energia ;e liberada quando o vapor se condensa. O calor latente contido no vapor d’água é importante fonte de energia para a circulação atmosférica e para o desenvol vimento de perturbações atmosféricas. 4. Por conter o vapor d’água calor latente, sua quantidade e distribuição vertical na atmosfera indiretamente afeta a estabilidade do ar. 5. A quantidade de vapor d’água no ara é importante fator que influencia a taxa de evaporação e de evapotranspiração. É, assim, um importante fator que determina a temperatura sentida pela pele humana e, em decorrência, o conforto humano. 6. O vapor d’água, ao contrário dos outros gases atmosféricos, pode passar de forma líquida ou sólida no nível das temperaturas atmosféricas normais.o vapor d’água constantemente muda de fase no sistema Terra-Atmosfera. 88 44
Climatologia Umidade Atmosférica • Evaporação e Evapotranspiração – Parte da umidade o ar vem do solo nu, das superfícies aquáticas e através da transpiração das plantas. – A evaporação é o processo pelo qual a umidade, em f orma líquida ou sólida, passa para a forma gasosa 0 o vapor d’ água. – Ev aporação é um termo usado para descrever a perda de água de superfícies aquáticas e solo nu, enquanto evapotranspiração é um termo utilizado para descrever a perda de água das superfícies com vegetação. – A taxa de evaporação e evapotranspiração é determinada por dois fatores: • A disponibilidade de umidade na superfície onde há evaporação, e • A capacidade da atmosfera de vaporizar a água, remover e transportar o vapor para cima. – Evapotranspiração potencial é a capacidade de perda d’ água máxima, quando há disponibilidade de água. – Evapotranspiração real é capacidade de perda d’ água com taxas menores que as que se verificariam quando há água disponível, para o potencial máximo de evaporação. 89 Climatologia Umidade Atmosférica • Evaporação e Evapotranspiração (continuação...) – Outros fatores interferem na evaporação e evapotranspiração, tais como: radiação solar, temperatura, velocidade e a umidade. – Há a necessidade de energia para vaporizar a água, cerca de 590 cal por grama de água. Esta emergia esta diretamente ligada a temperatura do ar. – A turbulência do ar (velocidade do vento) faz com que o ar úmido que esteja sobre a superfície onde ocorre evaporação seja deslocado e substituído pelo ar fresco e relativamente seco, para manter o processo de evaporação. – O grau de umidade interfere diretamente na taxa de evaporação, porque é o fator que determina a capacidade do ar para conservar a umidade. – Deve haver um gradiente de pressão evaporífica entre a superfície onde ocorre se a pressão do vapor na superfície for maior que a do ar acima dela. Baixa umidade no ar favorece a evaporação, enquanto maior umidade, a faz desaparecer. 90 45
Climatologia Umidade Atmosférica • Evaporação e Evapotranspiração (continuação...) – Os dados disponíveis sobre taxas de evaporação são poucos e não confiáveis. A evaporação é medida com auxílio de um tanque Classe A, que é cilíndrico, com 1,2m de diâmetro e 25cm de profundidade, disposto a 30cm do solo. – Calcula-se que a evaporação das grandes superfícies hídricas corresponda entre 70 a 75%, daquela de um tanque classe A, no mesmo ambiente. – Estima-se que a evaporação de um solo nu e úmido seja cerca de 90% de uma superfície hídrica aberta, uma vez que a água é, em comparação com está, menos facilmente liberada pelo solo para evaporação. – As taxas de evaporação e de evapotranspiração podem ser estimadas 17,1 (e1 − e2 )(µ1 − µ 2 ) através de várias equações matemáticas. Onde: e1 e e2- pr essão em mm E= mercúrio, há 61 e 81 c m do solo e µ1 e µ2- s ão as vel ocidades do T + 459,4 vento nesta mes ma alturas e T é a temperatur a do ar em ºF. Cálculo de ev apotranspiração de v egetação rasteira 91 Climatologia Umidade Atmosférica • Distribuição da Evaporação – Considerando-se o importante papel do suprimento de energia e da disponibilidade de água na determinação das taxas da evaporação, não é de surpreender que a evaporação seja maior sobre os oceanos que sobre a terra e maior, também, nas baixas latitudes que nas médias e altas latitudes. – No conjunto do ano, as perdas máximas por evaporação ocorrem sobre os oceanos localizados em torno de 15 – 20º N e de 10 – 20ºS, na zona de ventos alísios. – As taxas de evaporação sobre os oceanos, na zona equatorial, são ligeiramente mais baixas por três razões. – Em primeiro lugar, os ventos da zona equatorial têm velocidade menor que os alísios. – Em segundo lugar, o ar equatorial apresenta uma pressão vaporífica próxima do ponto de saturação, de modo que a umidade relativa é alta. 92 46
Climatologia Umidade Atmosférica Distribuição latitudinal média anual da evaporação, precipitação e escoamento 93 Climatologia Umidade Atmosférica • Distribuição da Evaporação – Os valores máximos de evaporação sobre os continentes ocorrem, entretanto, em torno do Equador, devido aos valores relativamente elevados de insolação e por causa das grandes perdas de água, por transpiração da vegetação. – As perdas por evaporação nos continentes, nas latitudes médias, são também consideráveis, dev ido aos fortes ventos predominantes de oeste. • Umidade – É o termo usado para descrever a quantidade de vapor d’ água contido na atmosfera. – Os valores mais elevados de vapor atmosférico de 5-6 cm vão ser encontrados sobre a Ásia meridional durante o verão, sendo os mesmos menores que 2 cm no Saara e em outros desertos. – O valores mais baixos, de menos de 5mm, vão ser encontrados sobre altas altitudes e nos interiores continentais do hemisfério norte, no inverno. 94 47
Climatologia Umidade Atmosférica • Um idade – Há várias maneiras de se medir o conteúdo de umidade da atmosfera. Os índices de umidade geralmente utilizados são so seguintes: 1. Umidade Absoluta – que é expressa em gramas por metro cúbico de ar e é a massa total de água num dado volume de ar. 2. Umidade específica – é a massa de vapor d’ água por kg de ar. 3. Índice de Massa ou Índice de Umidade – é a massa de vapor d’água por Kg de ar seco. 4. Umidade Relativa – é a razão entre o conteúdo real de umidade de uma amostra de ar e a quantidade de umidade que o mesmo volume de ar pode conservar na mesma temperatura e pressão quando saturado. Expresso em %. 5. Temperatura do ponte de orvalho – é temperatura na qual ocorrerá saturação se o ar esfriar a uma pressão constante, sem aumento ou diminuição de vapor d’água. 6. A Pressão Vaporífica – é a pressão exercida pelo vapor contido na atmosfera em lilibares. 95 Climatologia Umidade Atmosférica • Condensação – É o processo pelo qual o vapor d’água é transformado em água líquida. A condensação ocorre sob condições variáveis, associadas a mudanças de um ou mais fatores: volume de ar, temperatura, pressão ou umidade. – A condensação irá acontecer: 1. Quando o ar se esfria até o seu ponte de orvalho, ainda que o volume permaneça constante; 2. Se o volume do ar aumenta sem que haja aumento do calor, esfriando-se o ar por expansão adiabática (sem troca de calor); 3. Quando uma variação conjunta na temperatura e no volume reduz a capacidade de retenção de umidade do ar, abaixo do conteúdo hígrico existente. – Na atmosfera, a condensação ocorre quando o ar se esfria além de seu ponte de orvalho. – A capacidade o ar reter umidade em forma de vapor diminui com o decréscimo em sua temperatura. – O resfriamento do ar é o método normal para se atingir a saturação e, daí, a condensação. – Tal resfriamento pode acontecer em qualquer uma das seguintes maneiras: 1. Perda de calor por condução para a superfície fria, processo conhecido como resfriamento por contato; 2. Mistura com o ar frio; 3. Resfriamento adiabático devido a elevação do ar. 96 48
Climatologia Umidade Atmosférica • Condensação – Vari ação adi abátic a da tem per atura • Quando o volume e ar, por qualquer razão, é deslocado verticalmente, ocorrem algumas mudanças. • Em virtude do volume de ar encontrar pressão mais baixa e de não haver nenhuma troca de calor com o ar circundante, o volume do ar deslocado verticalmente aumenta seguindo a expansão. • Este processo envolve consumo de energia. Desse modo, o calor disponível por unidade de volume de ar diminui e há uma queda na temperatura. • Uma vez que a variação térmica não envolve ganho nem perda de energia para o ambiente, ela é chamada de adiabática. • O processo na qual a temperatura diminui o vilume de ar em ascensão e expansão é conhecido como Razão Adiabática. • Até decorrer a condensação, a temperatura cairá à razão de 9,8ºC/Km (razão adiabática seca) e a condensação ocorrerá quando o ponto de orvalho do volume for atingido. • O calor latente será liberado pelo processo de condensação e este diminuirá o índice de queda de temperatura no volume de ar em ascensão. • O ar então esfria num ritmo lento, conhecido como razão adiabática saturada. Esta não é tão constante quando a seca e varia com a temperatura. • Por ser uma massa de ar quente e capaz de conter mais umidade do que uma massa de ara fria, maior quantidade de calor latente será liberado na condensação. 97 Climatologia Umidade Atmosférica • Condensação – Estabilidade e Instabilidade do ar • Um volume ou uma massa de ar é considerado estável, ou instáv el, quando é submetido a algum impulso perturbador, respectivamente, retorna a sua posição original, permanece em sua posição perturbada ou se af asta de sua posição original quando desaparecer o impulso de perturbação. • Há dois tipos de condição de instabilidade: – Instabilidade condicional – quando um vol ume de ar é forçado a elevar-se pelo aqueci mento c onvecti vo ou pel a barreira orográfica (montanhas), torna-se mais quente do que o ar circundante e s e eleva livremente. – Instabilidade potencial – quando após a elevaç ão um vol ume de ar torna-se condicionalmente instável. • Um v olume de ar ou massa de ar é considerado neutro, quando é f orçado para cima ou para baixo, tem a tendência de permanecer em sua posição perturbada, no momento em que desaparecer a f orça motivadora. 98 49
Climatologia Umidade Atmosférica • Nuvens – As nuvens são agregados de gotícul a d’ água i nfimamente pequenas , de cristais de gelo, ou uma mistura de ambos, c om s uas bas es bem acima da superfície terrestre. – As nuvens s ão formadas principalmente por causa do movimento vertical de ar úmido, como na convecção, ou ascensão forçada s obre áreas elevadas, ou do movi mento vertical em l arga escala, ass ociado a frentes e depressões. – As nuvens são classificadas em tipos com base em dois critérios: 1. Aspecto e forma ou aparência da nuvem; 2. A altura na qual a nuvem ocorre na atmosfera. – Utilizando o pri meiro critério, temos os s eguintes tipos principais de nuvens: 1. Nuvens cirriformes, com aparência fibrosa; 2. Nuvens estratiformes, que se apresentam em camadas; 3. Nuvens cumuliformes, que aparecem empilhadas. – Utilizando o segundo critério, podemos identific ar as nuvens como bai xas, médias e altas. Entretanto a altura das nuvens varia de ac ordo com a latitude. – A nebul osidade ou a quantidade de nuvens é es pecific ada pela proporção de céu c oberto por nuvens de qualquer tipo. – A distribuição latitudinal da nebulosi dade é mais baixa nos subtrópicos e mais elevada nas altas l atitudes. 99 Climatologia Umidade Atmosférica Altura em metros das nuvens de acordo com a latitude Latitudes Latitudes Nuv ens Trópicos médias altas Acima de Acima de Acima de Altas 6000 5000 3000 Médias 2000-7500 2000-7000 2000-4000 Abaixo de Abaixo de Abaixo de Baixas 2000 2000 2000 Classificaç ão das nuvens Níveis médio Nuvens superior e Tipos de nuvens inferior (m) Altas 6000- 120 00 Cirrus (Ci) Cirrocumunus (C c) Cirrostratu (C s s) Médias 2000- 600 0 Altocumunus (Ac) Altostra (As) tus Baixas Nível do sol o- Stratocumunus (Sc) 2000 Stratu (S) s Nimbostratu (N s s) Cumulus (Cu)* Cumulinimbus (Cb)* Estendem desde o solo até 6000m 100 50
Climatologia Umidade Atmosférica • Formação da Precipitação – Várias teorias sobre a formação das nuvens fora, mas s omente duas s ão válidas elas explicam o crescimento das gotas de chuva em termos de cristais de gel o, que aumentam às custas das gotas d’água ou em termos de coalesc ência (Junção de partes que s e encontravam s epar adas) de pequenas gotas d’água por colisão e pela aç ão de açambarcamento (incorporar algo a si) de gotas que caem 101 Climatologia Umidade Atmosférica 102 51
Climatologia Umidade Atmosférica 103 Climatologia Umidade Atmosférica 104 52
Climatologia Precipitação • Definição – Deposição em forma líquida ou sólida e derivada da atmosfera. Ref erindo-se a várias f ormas sólidas e líquidas da água, como chuva, nev e, granizo, orv alho, geada e nevoeiro. – Contudo somente a água e a neve contribuem signif icativamente para os totais de precipitação e, no trópicos o termo precipitação pluv ial é sinônimo de precipitação, já que não existe nev e. – A precipitação da água é mais facilmente mensuráv el. • Tipos de Precipitação – Precipitação Convectiv a • Associado às nuvens do tipo cumulus e cumuloninbus. • A precipitação é c aus ada pel o movimento vertic al de uma mass a de ar ascendente, que é mais quente do que o mei o ambi ente. • Este tipo de precipitação é usual mente mais intensa do que a precipitação ciclônico ou or ográfica. • É acompanhada de trovões. 105 Climatologia Precipitação • Tipos de Precipitação (continuação...) – Precipitaç ão Ciclônic a • Causada por um movimento vertical do ar em grande escala, associado com sistemas de baixa pressão com as depressões. • Precipitação é moderadamente intensa, contínua e afeta áreas muito extensas à medida que a depressão se desloca. • Dura de 6 a 12 horas. – Precipitaç ão Or ográfica • Usualmente definida como aquela que é causada inteira ou principalmente pela elevação do ar úmido sobre terreno elevado. • As montanhas, sozinhas, não são muito eficientes para fazer com que a umidade seja removida da massa de ar, que se desloca por elas. • As áreas montanhosas recebem mais precipitação do que os terrenos baixos adjacentes. • As montanhas interferem na precipitação das seguintes formas 1. Provocando instabilidade condicional ou convectiva 2. Aumentam a precipitação ciclônica retardando a velocidade do deslocamento das depressões 3. Causam convergência e a elevação através dos efeitos de afunilamento dos vales sobre as correntes de ar. 4. Propiciam a ascensão turbulenta do ar através da fricção superficial. 106 53
Climatologia Precipitação • Distribuição Mundial da Precipitação – A distribuição da precipitação sobre a superfície terrestre é muito mais complexa do que a insolação ou da temperatura do ar. – Os principais aspectos do padrão mundial da precipitação, são: 1. Há precipitaç ão abundante na z ona equatorial e quantidades moderadamente a altas l atitudes médias. 2. As zonas subtropic ais e as áreas circunvizinhas aos pólos são relativamente s ecas. 3. As zonas litorâneas ocidentais nos subtrópicos tendem a s er secas ,m enquanto as z onas litorâneas orientas tendem a ser úmidas. 4. Nas altas l atitudes as costas ocidentais s ão em geral, mais úmidas do que as costas orientais. 5. A precipitação é abundante nas vertentes a barlavento (Direção de onde sopra o vento) nas montanhas, porém es parsa nos lados a sotavento (O lado para onde vai o vento). 6. As áreas próximas dos grandes corpos hídricos recebem mais precipitação do que os interiores dos continentes, que s e loc alizam distantes das fontes oceânicas de s uprimento de umi dade. 107 Climatologia Classificação Climáticas • Finalidade e Problemas da Classificação – A f inalidade predominante de qualquer sistema de classif icação é a obtenção de um arranjo eficiente de informações em uma f orma simplif icada e generalizada. – A classif icação climática tem por objetiv o f ornecer um esboço eficiente para a organização dos dados climáticos e para a compreensão das complexas variações do clima no mundo. – Um dos problemas atribuídos á classif icação está a complexidade da v egetação, solo, relevo, altitude. A associação deste f atores tornam algumas classif icação subjetiv as e pouco conclusivas. – Os elementos climáticos mais f requentemente usados para caracterizar o clima sobre uma determinada área são a temperatura e a precipitação pluvial. – Para superar os problemas criados pela natureza multiv ariada do clima, alguns esquemas de classificação têm tomado a vegetação natural como um índice das condições climáticas predominantes na área. 108 54
Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) – As categorias A até E, refere-se a temperatura local A – o mês mais frio c om médi a s uperior a 18º. A precipitação pluvial anual é maior do que a evapotranspiraç ão. B – a evapotr anspiraç ão potencial média anual é maior que a precipitação média anual. Não existe exc edente de água. C – o mês mais frio tem temperatura média entr e – 3º a 18ºC D – o mês mais frio tem temperatura média abai xo de – 3ºC e o mais moderadamente quente tem médi a superior a 10ºC E – o mês mais moder adamente quente é menor que 10ºC. – As subcategorias são feitas com ref erência a: 1. Distribuição saz onal da preci pitação f = nenhuma estação seca, úmido o ano todo (A, C, D) m = de monção, com breve estação seca e com chuvas intensas durante o resto do ano (A) w = chuva de verão (A, C, D) S = estação seca do verão (B) W = estação seca de inverno (B) 109 Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) 2. Características adicionais de temperatura a = verão quente, o mês mais quente tem média maior do que 22ºC b = verão moderadamente quente, o mês quente tem temperatura média inferior a 22ºC c = verão breve e moderadamente frio, menos do que 4 meses têm temperatura média maior do que 10ºC d = inverno muito frio, o mês mais frio tem temperatura média menor do que – 3ºC 3. Nas regiões áridas (BW e BS), o seguintes s ubscritos são us ados : h = quente, temperatura média anual maior do que 18ºC k = moderadamente frio, temperatura anual menor do que 18ºC 110 55
Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) A. CLIMAS TROPICAIS CHUVOSOS • Af – clima tropical c huvoso de floresta • Aw – clima de savana • Am – Clima tropic al de monç ão B. CLIMAS SECOS • BSh – clima quente de estepe • BSk – clima frio de es tepe • BWh – clima quente de deserto • BWk – clima frio de des erto C. CLIMAS TEMPER ADOS CHUVOSOS E QUENTES • Cfa – úmido em todas as estaç ões , verão quente • Cfb – úmido em todas as estaç ões , verão moderadamente quente • Cfc – úmido em todas as es tações, verão moderadamente frio e c urto • Cwa – chuva de verão, verão quente • Cwb – chuva de verão, verão moderadamente frio e curto • Csa – c huva de inver no, verão quente • Csb – c huva de inver no, verão moderadamente quente 111 Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) D. CLIMA FRIO COM NEVE–FLORESTA • Dfa – úmido em todas as estaç ões , verão quente • Dfb – úmido em todas as estaç ões , verão frio • Dfc – úmido em todas as es tações, verão moderadamente frio e c urto • Dfd – úmido em todas as estaç ões , inver no intenso • Dwa – chuva de verão, verão quente • Dwb – chuva de verão, verão moderadamente quente • Dwc – c huva de verão, verão moderadamente frio • Dwd – chuva de verão, inverno intenso E. CLIMAS POLARES • Et – tundra • Ef – Neve e gelo perpétuos 112 56

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Aulas climatologia

  • 1.
    Climatologia INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA O tempo e o clima no contexto das ciências ambientais CLIMA VEGETAÇÃO FAUN A SOLOS ROCHAS 1 Climatologia Climatologia Definições • Tempo e Clima – O tempo é um estado momentâneo da atmosf era num determinado lugar. Ocorrendo num período de curta duração; – O clima é a síntese do tempo, num dado lugar, durante um período entre 30-35 anos. • Meteorologia e Climatologia – Meteorologia – Ciência da atmosfera e está relacionada ao estado físico, dinâmico e químico da atmosf era. Aplica as leis físicas clássicas e técnicas matemáticas em seu estudo de processos atmosféricos. Portanto o estudo direciona-se ao tempo. – Climatologia – É o estudo científ ico do clima. Aplicando em sua metodologia a estatística nas inf ormações relacionadas ao clima a partir das inf ormações a respeito do clima. O estudo direciona-se ao clima. – A climatologia está baseada na meteorologia que se baseia-se nas leis físicas e matemáticas. 2 1
  • 2.
    Climatologia Natureza e os Campos da Climatologia • Climatologia Regional – É a descrição dos climas em áreas selecionada da terra. • Climatologia Sinótica – É o estudo do tempo e do clima em uma área com relação ao padrão de circulação atmosférica predominante. A climatologia sinótica é, assim, essencialmente uma nova abordagem para a climatologia. • Climatologia Física – Env olve a inv estigação do comportamento dos elementos do tempo ou processos atmosféricos em termos de princípios físicos. Neste, dá-se ênf ase à energia global e aos regimes de balaço hídrico da terra e da atmosfera. • Climatologia Dinâmica – Enf atiza os mov imentos atmosféricos em várias escalas, particularmente na circulação geral da atmosfera. 3 Climatologia Natureza e os Campos da Climatologia • Climatologia Aplicada – Enf atiza a aplicação do conhecimento climatológico e dos princípios climatológicos nas soluções dos problemas práticos que af etam a humanidade. • Climatologia Histórica – É o estudo do desenvolv imento dos climas através dos tempos. • Bioclimatologia – Estuda os fenômenos que regem os mecanismos da natureza. • Climatologia Agrícola – Estuda os f enômenos climatológicos ligados à produção animal e v egetal, tentando estimar os fenômenos para ev itar perdas críticas na produção. • Outras – Climatologia das construções; Climatologia urbana, Climatologia estatística. 4 2
  • 3.
    Climatologia Natureza e os Campos da Climatologia Subdiv isões • Macroclimatologia – Relacionada com os aspectos dos climas de amplas áreas da terra e com os mov imentos atmosf éricos em larga escala que afetam o clima. • Mesoclimatologia – Preocupada cm o estudo do clima em áreas relativ amente pequenas, entre 10 a 100 km de largura: por ex.: O estudo do clima urbano e dos sistemas climáticos severos, tais como, tornados e temporais. • Microclimatologia – Preocupada com o estudo do clima próximo à superfície ou a áreas muito pequenas, com menos de 100 metros de extensão. 5 Climatologia Desenvolvimento Recentes da Climatologia Tropical • Os trópicos foram definidos de vários modos: 1. Área entre os trópicos de câncer e capricórnio; 2. Área entre as l atitudes de 30º N e 30ºS de equador; 3. Área do mundo onde não há nenhuma estaç ão de frio definida, onde o inverno nunc a oc orre 4. Área do mundo onde a temperatura média anual é igualou menor que a amplitude médi a di ária; 5. Área do mundo onde a temperatura médi a ao nível do mar para o mês mais frio do ano nunca fica menor que 18ºC. 6 3
  • 4.
    Climatologia A Atmosfera da Terra • Composição da Atmosfera A atmosf era é uma Composição média da atm osfera seca abaixo de 25 km camada fina de gases, Gás Volume % (ar seco) sem cheiro, sem cor e sem Nitrogênio (N2) 78,08 gosto, presa à Terra pela f orça da grav idade. Oxigêni o (O2) 20,94 Argônio (Ar) 0,93 A atmosf era compreende Dióxido de Carbono (CO2) 0,03 ( variável) uma mistura mecânica estáv el de gases, sendo Neônio (Ne) 0,0018 que os mais importantes Hélio (He) 0,0005 são: Ozônio (O3) 0,00006 Hidrogênio (H) 0,00005 Criptônio (Kr) Indíci os Xenônio (Xe) Indíci os Metano (Me) Indíci os Vapor d’água 0 a 4% 7 Climatologia A Atmosfera da Terra • Composição da Atmosfera – Vapor d’Agua • O conteúdo de vapor pode varia de zero, em regiões áridas, até cerca de 3-4% nos trópicos úmidos; • O conteúdo de vapor d’água na atmosfera está estreitamente relacionado com a temperatura do ar e com a disponibilidade de água na superfície terrestre; • Quase ausente entre 10-12 Km acima da superfície terrestre. Devido a eficiência da turbulências que são mais eficazes abaixo de 10Km. – Ozônio (O3) • Concentrado entre as altitudes de 13 e 35Km da atmosfera; • O conteúdo é baixo sobre o equador e alto nas direção dos pólos, em latitude maiores de 50º; • Forma-se pela ação da ação dos raios ultravioletas sobre as moléculas de oxigênio • Apesar da ruptura do oxigênio usualmente ocorra entre 80 e 10 Km, a formação do ozônio somente se dá entre 30 a 60 Km. Este fato se dá devido a baixa densidade atmosférica, • A ligação do ozo6onio é instável e pode ser facilmente rompida através da incidência de radiação ou mesmo pelo choque de oxigênio monoatômico (O), formando O2 . como segue: O3 + O O2 + O2 8 4
  • 5.
    Climatologia A Atmosfera da Terra • Composição da Atmosfera – Dióxido de Carbono (CO2) • Entra na atmosfera principalmente por meio da ação dos organismos vivos nos oceanos e continentes. • A fotossíntese ajuda a manter o equilíbrio da quantidade de CO2 , por meio da remoção de cerca de 3-9% de CO2 total do mundo, anualmente. • O uso de combustíveis fósseis tem propiciando o aumento da concentração de CO2 mundial. Pr exemplo, a quantidade de total de CO2 na atmosfera entre 1870 a 1970, foi calculada com tendo um aumento de 294 a 321 ppm, cerca de 11% de aumento, devido a queima de combustíveis fósseis. • Importância dos Gases – O vapor d’água, o ozônio, o CO2 e os aerossóis desempenham papéis importantes na distribuição e nas trocas de energia dentr o da atmos fera e entre a s uperfície da T erra e a atmosfera. – Contrariamente do que se es perava, não há separaç ão dos gases (como, por ex., o hi drogênio e o hélio) e daqueles mais pes ados da atmosfera por caus a da c onstante mistura turbulenta em grande esc ala da atmosfera. – A atmosfera e a estrutura da temperatura da atmosfera s ão grandemente afetadas por suas quantidades e distribuições dentro da atmosfera. 9 Climatologia A Atmosfera da Terra • A Massa da Atmosfera – Características • Mistura mecânica de gases; • Extremamente volátil; • Compressível; • Capacidade de expansão. – Distribuição vertic al • A densidade média da atmosfera diminui a partir de 1,2 kgm-3 na superfície até 0,7 kgm-3 a 5km de altura; • Metade do total da massa atmosférica está concentrada abaixo de 5km; • A pressão atmosférica diminui logaritmicamente com o aumento da altitude atmosférica; • A medida que elevamos a altitude o ar torna-se cada vez mais rarefeito, até chegar o espaço sideral; • A densidade do ar depende da temperatura, do teor de vapor d’água no ar e da gravidade; • Há relação da altitude com a pressão é variável, devido a variação do elementos que compõe a atmosfera. 10 5
  • 6.
    Climatologia A Atmosfera da Terra • Estrutura da Atmosfera – Troposfera • Constitui a atmosfera inferior • Camada mais bai xa da atmosfera; • Contém 75% da massa gas osa total da atmosfer a; • Camada onde os fenômenos do tempo atmos férico e turbulências ocorrem; • Camada da atmos fera que es tabelec e as condições do tempo; • A temperatura di minui a uma taxa de 6,5ºC por km; • Tropopausa – Caracterizada pela inversão de temperatura; – Altura inconstante, variando de 8 km (pólos) a 16 km (equador); – Divide-se em 3 camadas: camada laminar; friccional e atmosfera livre – Estratosfera • Constitui a atmosfera inferior • Estende-se desde a tropopausa até 5om km de altura; • Temperatura aumenta c om a altitude; • Contém grande parte do oz ôni o em torno de 22km de altitude; • Contém pouco ou nenhum vapor d’água; • Mudanç as s azonais são marcantes desta c amada; • Os eventos da es tratos fera estão ligados às mudanç as de temperatura e circulação na troposfera • Estratopausa - Camada isotér mica superior a estr atos fera 11 Climatologia A Atmosfera da Terra • Estrutura da Atmosfera – Mesosfera • Constitui a atmosf era superior; • A temperatura diminui com a altitude ate chegar a - 90ºC aos 80 km; • Pressão atmos férica é bai xa. – Termosfera • A temperatur a aumenta com a altitude devido a absorção da radiação UV; • Acima dos 100km ocorre ionização devido a ação dos raios UV e Raios-X. 12 6
  • 7.
    Climatologia Radiação Radiação Solar • Sol (características) – Esfera gasosa, luminosa – Sua superfície possui temperatura aproximada de 6.000ºC – Emite energia em ondas eletromagnéticas, que se propagam à razão de aproximadamente 299.300 Km/s – A energia que parte radialmente do sol leva 9 1/3 minutos para chagara ao planeta Terra – O sol fornece 99,97% da energia que se utiliza em vários no sistema Terra-atmosfera – A cada minuto o Sol irradia cerca de 56 x10 26 cal de energia. Onde a Terra somente intercepta 2,55 x 10 18 cal. 13 Climatologia Radiação Radiação Solar • Constante solar – A quantidade de energia solar recebida, por Io unidade de área, por uma superfície, que forme I ângulos retos c om os raios do sol no topo da atmosfera é de aproximadamente 2 langleys/m Io = fluxo incidente • Ângulo Zenital I = fluxo emergente Sendo I = Io – Raramente o sol ocupa a posição de z ênite; entr e os trópicos, s omente em dois instantes durante o ano, e fora dos trópicos não oc upa nunc a a posição zenital. Sol – Desta vai s empre haver um ângulo entr e o z ênite Io do local e a posição do s ol, s endo es te ângul o conhecido como Ângulo Z enital. Z – A incidênci a solar sobre uma superfície horizontal tem uma i nclinação igual a ess e ângulo. I Z= Ângulo Zenital Io = fluxo incidente I = fluxo emergente 14 7
  • 8.
    Climatologia Radiação Radiação Solar • Lei de Stefan-Boltzman – O f luxo de radiação de um corpo negro é diretamente proporcional à quarta potência de sua temperatura: Onde: F é o fl uxo de radiação., T é a temperatura abs oluta do corpo negro e σ é a constante de Stefan-Boltzman – Os corpos negros também absorvem toda energia radiante que incide sobre eles. A maior parte dos sólidos e dos líquidos comportam-se como corpos negros, mas os gases não. – Segundo A Lei de Wien o comprimento de onda de máxima intensidade de emissão de um corpo negro é inversamente proporcional à temperatura absoluta do corpo negro. λ max (µm) = 2897 T −1 15 Climatologia Radiação Radiação Solar • Classificação e Faixa Espectral – 9% é ultravioleta λ < 0,4 µm – 45% é f aixa visív el λ > 0,4 µm < λ < 0,74 µm – 46% restantes são os inf ravermelhos λ > 0,74 µm • Incidência Sobre o Topo da Atmosfera – Depende do: • Período do ano • Período do dia • Latitude • Distribuição – Não é simétrica, porque em janeiro está mais próximo ao sol – O hemisfério norte recebe mais irradiação no inverno e menos no v erão – O hemisfério sul recebe mais irradiação no verão e menos no inv erno 16 8
  • 9.
    Climatologia Climatologia Climatologia Variação diária solar no topo da atmosf era em Comprimento das ondas eletromagnéticas de f unção da latitude, em lagleys por dia energia solar 18 17 9
  • 10.
    Climatologia Radiação Radiação Solar • Distância Sol Terra – Varia durante o ano devido a órbita elíptica da Terra – Af eta a quantidade de energia solar recebida – A Energia v aria 7% sendo maior de 03 Jan (periélio) e menor em 4 Jul (af élio) – A altitude do Sol, que é o ângulo entre seus raios e uma tangente à superf ície no ponto de observ ação, também af eta a quantidade de energia solar recebida. • Quanto maior a altitude do Sol, tanto mais concentrada s erá a intensi dade d a radiação por unidade de área e tanto menor será o albedo (proporção de radiação emergente) • A altitude do Sol é determinada pela latitude do local, pelo período do di a e pela estaç ão • É elevada a tarde porém bai xa pela manhã e ao entardec er • É elevada no verão e menos elevada no inverno 19 Climatologia Radiação Radiação Solar • Quantidade de Radiação Recebida – É af etada pela duração do dia e pela duração do período de luz – Nas proximidades do Equador os dias e noites são praticamente iguais durante o ano – Duração do dia geralmente aumenta ou diminui com o aumento da latitude, dependendo da estação. • No verão a duraç ão do dia do Equador em direção ao pólo Sul e em direção ao pól o Norte. – A quantidade de energia solar interceptada pela Terra v aria em função da energia total emitida no espaço pelo Sol (output solar) – O output sof re ligeira variação de 1 a 2% no valor da constante solar. Esta variação esta provav elmente ligada as manchas solares. 20 10
  • 11.
    Climatologia Radiação Radiação Solar • Padrão de Distribuição – É ligeiramente alterado sobr e a superfíci e terrestre, basicamente pelo efeito da atmosfera. – A atmos fera abs orve, r eflete, difunde e reirradi a a energia solar. – Cerca de 18% da ins olação é absor vida pel o oz ônio e pelo vapor d’ água. – A abs orção da radi ação pelo vapor d’água atinge o nível mais alto 0,9µm e 2,1µm – A abs orção pelo oz ôni o absor ve a radiação ultr avioleta abai xo de nível 0,29µ m. – O CO2 absor ve radi ação com comprimento de onda maiores que 4µ m – A cobertura de nuvens impede a penetraç ão da insolaç ão – A quantidade da refl exão pelas nuvens depende da quanti dade e da es pessur as das mes mas e também do tipo. – Em média, aproxi madamente 25% da radiaç ão que ati nge as nuvens é refl etida para o es paç o a superfície também reflete a radiação – A superfície terrestre também reflete. Os valores varias de acordo coma superfície. Em geral s uperfícies s ecas e de c ores claras refl etem mais. – A maioria dos tipos de s olo e de vegetação tem al bedo muito baixo no UV e aumentando no visível e no i nfraver melho. 21 Climatologia Radiação Albed o de vári os tipos nuve ns Albed o de vári os tipos de sup erfície Tipo de nuv em Albed o % Superfície Albed o % Cumul iforme 70 – 90 Solo ne gro e seco 14 Cumul onim bus: grades e es pessa 92 Solo ne gro e úmi do 8 Stratus (150 – 300 m esp essura) 59 – 84 Solo nu 7 – 20 Stratus 500m espess ura sobr e ocean o 64 Areia 17 – 25 Stratus fino sobre o oce ano 42 Florestas 3 – 10 Altostratus 39 – 59 Campos n aturais 3 – 15 Cirrostratus 44 – 50 Campos d e cultivos sec os 20 – 25 Cirrus sobr e o contin ente 36 Gramados 15 – 30 Neve recém-c aída 80 Neve caída h á dias o u há seman as 50 – 70 Gelo 50 – 70 Água, altitud e solar > 40º 2–4 Água, altitud e solar 5 – 3 0º 6 – 40 Cida des 14 – 18 22 11
  • 12.
    Climatologia Radiação 23 Climatologia Radiação Radiação Solar • Outros Fatores que interferem na distribuição da insolação – A distribuição das superfícies terrestres e aquáticas: • Propriedades químicas e físicas da terra e da água. • Água se aquec e e esfria mais lentamente que a solo. • As diferenças nas propriedades tér micas das superfícies terres tres e aquáticas s e c hama Efeito de Continentalidade. • O albedo da superfície terrestre (8 a 40%) é geralmente maior que da superfície aquática. • A superfície aquátic a é trans parente, per mitindo a penetr ação mais a fundo dos raios solares . • A transfer ência de c alor na água se da por c onvecção, que é mais eficiente e mais rápido de transferência de c alor do que o lento process o de condução. • A água absor ve 5x mais energia calorífica para el evara temperatura, que a mes ma massa de s olo s eco. • Como a água esta facilmente dis ponível na superfície aquática a evaporação é contínua, ao pass o que sobr e a terra a evaporaç ão s omente ocorre em presença de água. 24 12
  • 13.
    Climatologia Radiação Radiação Solar • Outros Fatores que interferem na distribuição da insolação – Elevação e o aspecto da superfíci e terres tre: • Este aspecto exerce influência numa escala local ou micro escala. • Os valores de insolação em altitude elevadas, sob céus claros, são geralmente maiores que os verificados em lugares próximos ao nível do mar no mesmo ambiente. • A massa de ar menor sobre locais situados em elevadas altitudes assegura menor interferência da atmosfera sobre a insolação. • Algumas vertentes estão mais expostas ao sol que outras, nas médias e altas altitudes, as vertentes voltadas para a direção dos pólos realmente recebem menos radiação.do que as voltadas para o Equador. • A distribuição latitudinal anual média de insolação possui maiores valores nas zonas subtropicais, que apresentam valores ligeiramente mais elevados que zona equatorial, com mais nuvens. • Valores mais elevados 200Kl y/ano são encontrados nos principais desertos do mundo, onde 80% da radiação que atinge o topo da atmosfera atinge o solo. • Valores menores que 100Klyano ocorrem acima da latitude de 40º (em direção ao pólos) sobre os oceanos e acima de latitudes de 50º sobre os continentes. 25 Climatologia Radiação Q= balanço de radiação q= radiação líquida 26 13
  • 14.
    Climatologia Radiação Radiação Terrestre • Características – A superfície terrestre quando aquecida pela absorção da radiação solar, torna-se uma f onte de radiação de ondas longas. – A maior parte da radiação emitida pela Terra está na f aixa espectral inf ravermelha (4µm até 100 µm) com no máximo 10 µm. – A radiação terrestre é chamada de radiação noturna, uma vez que ela é a principal fonte radioativa de energia à noite. – A radiação infrav ermelha, não necessariamente são terrestres, pois constituintes atmosf éricos também irradiam energia nos comprimento de onda inf ravermelha. – A irradiação infrav ermelha terrestre é dominante a noite dev ido a interrupção da irradiação solar no local onde é noite. – Os valores mais elev ados de radiação terrestre inf ravermelha ocorre em baixas latitudes. 27 Climatologia Radiação 28 14
  • 15.
    Climatologia Radiação I↑=∈σT4 Capacid ade de emissão infraverm elha d e várias superfícies Onde ∈ é a emissividade Emissiv idade (∈) infravermelha da Superfície superfície; σ é a constante de Stefan- Água 92 – 96 Boltzmann e T é a temperatura abs oluta da Neve recém caída 82 – 99,5 Terra. Areia seca 89 – 90 σ = 5,67051x10-8 W.m-2 .K- 4 Areia úmida 95 Solo nu e úmido 95 – 98 Deserto 90 – 91 Pradaria seca de montanha 90 Mata de arbustos 90 Floresta 90 Pele humana 95 29 Climatologia Radiação Radiação Atmosférica • Características – Embora a atmosfera seja transparente à radiação em ondas curtas, ela apresenta alta capacidade de absorção de radiação inf ravermelha. – Os principais absorventes da radiação infravermelha dentre os constituintes da atmosfera são o vapor d’água (5,3 µm a 7,7 µm e além de 20 µm), o ozônio (9,4 µm a 9,8 µm) , o CO2 (13,1 µm a 16,9 µm) e as nuvens, que absorvem radiação em todos os comprimentos de onda. – Enquanto a atmosfera absorve somente 24% da radiação solara que atinge a terra, que é de ondas curtas, somente 9% da radiação IV é liberada diretamente para o espaço, principalmente pela chamada janela atmosférica constituída de comprimentos de 8,5µm – 11,0 µm. – Os 91% da radiação são absorvidos pela Atmosfera. – Esta capacidade da atmosfera em absorve a radiação IV é chamado ef eito estufa, ou seja, absorve radiação mas impede ou reduz a irradiação da superfície terrestre. – A atmosf era reirradia a radiação terrestre e solar absorvida em parte para o espaço e em parte para a superfície, chamada de contra-radiação, sem a qual a temperatura da Terra seria 30 a 40ºC mais ria que é agora. 30 15
  • 16.
    Climatologia Balanço da Radiação superfície da T erra, α é albedo superficial, I a contra- Onde: R é o balaço de radiação e a radiação líquida, (Q + q) é a soma da radiação solar direta ou difusa incidente sobre a • Conceito – Balanço de radiação significa a diferença entre a quantidade de radiação que é absorvida e emitida radiação da atmosfera e I é a radiação terrestre. por um dado corpo ou superfície. • Características – Em geral, o balanço de radiação na superfície terrestre é positivo de dia e negativo à noite. – No decorrer do ano como um todo, o balanço de radiação na superfície é da Terra é positivo, enquanto da atmosfera é negativo. – Para o sistema Terra-atmosfera como um todo o balanço é positivo entre as latitudes 30ºS e 40ºN, e negativo no restante. – A energia solar incidente sobre o topo da atmosfera é de cerca de 263Kly por ano. Somente 169Kly são absorvidos, sendo os 94Kly restantes refletidos de volta para o espaço. Este total constitui cerca de 36% da energia constitui o albedo planetário. 31 Climatologia Balanço da Radiação Radiação Solar Kly Radiação Infraverm elha Kly » Inci dente no topo da atmos fera 263 » Emitida pel a superfíci e terrestre 258 » Refletida pel as nuvens 63 » Liberada no espaç o 220 » Refl etida por moléc ulas, poeira e 15 vapor d’água » Abs or vida pel a atmosfera 238 » Total refletido pela atmosfera 78 » Radi ação emitida pela » Reflexão da superfície da Terra 16 355 atmosfera » Total refl etido pelo sistema 94 » Liberada no espaç o superfície-atmosfera 149 » Abs or vido pel as nuvens 7 » Absor vida pela s uperfície 206 » Abs orvi do moléc ulas, poeira e terrestre c omo contra-radi ação 38 vapor d’água » Radiação efetiva que s ai da 52 » Total absol vido pela atmosfer a 45 superfície terrestre » Absor vido pela superfície da » Radiação efetiva que s ai da 124 117 Terra Atmosfer a » Total absor vido pelo sistema » Radiaç ão efeti va que sai da do 169 169 superfície-atmosfera sistema superfíci e-atmosfera 32 16
  • 17.
    Climatologia Balanço da Radiação Balanço de radiação durante uma ano em Kly/ano Ganho Perda Total líquido Superfície Terrestre 124 52 72 Atmosfera 45 117 ─72 Superfície-Atmosf era 169 169 0 • Para que a superfície da Terra não se aqueça e a atmosfera não se esf rie, é transf erida energia excedente da superfície da Terra para a atmosfera a af im de que o déf icit seja reposto. Esta troca v ertical da energia ocorre principalmente por: 1. Evaporação da água da superfíci e terrestre e c ondens ação do vapor na atmosfera para liberar o c alor latente; 2. Condição de c alor sensível da s uperfície terrestre para a atmosfera; 3. Convecç ão, isto é, difusão turbulenta de cal or da s uperfície terrestre na atmosfera. 33 Climatologia Balanço da Radiação • Acima dos 40º de latitude, o déficit radioativo da atmosfera ultrapassa o excedente da superfície, de modo que o balanço radioativo do sistema superfície-atmosfera, nessas áreas, é negativo. • Latitude em direção ao Equador, abaixo da latitude 40º, o balanço é positivo. • Para não permitir que os trópicos se tornarem mais quentes e os pólos mais frios, há uma transferência meridional de energia das latitudes baixas para as médias e a;tas latitudes. • Esta troca horizontal de calor sobre a superfície da Terra é provavelmente também, em parte pelo aquecimento diferencial dos continentes e oceanos ocorre principalmente através da: – Transf erência de calor sensível em direção aos pólos, pela circulação atmosférica e pelas correntes oceânicas das baixas latitudes; – Liberação do calor latente quando o vapor d’água, lev ado das baixas latitudes em direção aos pólos, se condensa na atmosf era. 34 17
  • 18.
    Climatologia Balanço da Radiação • Balanço de Energia na Terra – É um c onc eito utilizado na climatologia para relacionar o fluxo de radi ação líquida à tr ansferência de c alor latente e de c alor sensível, entr e outros. As equações utilizada s ão: R = LE + H + ∆f Oceanos R = LE + H Superfícies continentais LE= Calor latente; H= calor sensível e ∆f = Advecção total de valor pelas correntes • Tanto no oceano como no c ontinente, os maiores valores de radiação líquida s ão encontrados nos trópicos . • Nas bai xas l atitudes, os val ores de radiaç ão líquida sobre os oceanos são mais elevados do que nas superfíci es continentais, devido ao maior albedo pelo gelo e a’quantidade de reduzida de nuvens. • A radiaç ão abs orvi da nos pól os é menor que a liberada, como é maior nos c ontinente e menor nos oc eanos. • Acima de 50º de latitude, em ambos hemisférios, os valores de radiação líquida sobre as s uperfícies continentais e oceânicas são quas e os mes mos . Devido ao albedo mai or nos oceanos e devido à bai xa altitude. • Próxi mo aos pólos a radiação é negativa, uma vez que a r adiaç ão efeti va que s ai exc ede a pequena quantidade de radi ação absor vida. • A radiaç ão líqui da é cerca de 70% maior s obre os oceanos do que nos continentes . 35 Climatologia Balanço da Radiação • Nos continentes, o fluxo de calor latente (LE) é mais alto no Equador e geralmente diminui em direção aos pólos. • O f luxo de LE nos oceanos é mais elevado nos subtrópicos entre as latitudes de 10º e 30º, diminuindo tanto em direção ao equador quanto em direção ao pólos. • O f luxo de LE e geralmente 2x maior nos oceanos que no continente, onde há menor evaporação. • Em geral na Terra como um todo as taxas de ev aporação dos continentes são, apenas, cerca de 1/3 das dos oceanos. • O f luxo de calor sensív el ou troca turbulenta de calor aumenta do equador para os pólos sobre os oceanos. • Ao contrário, o fluxo de calor sensív el das superfícies continentais é maior nas zonas subtropicais e diminui tanto em direção aos pólos quanto em direção ao Equador. • Acima de 70º há fluxo negativo de calor sensív el, porque a Terra geralmente é mais fria que a Terra sobre ela. • A transferência de calor sensív el nas área continentais supera em 3x a dos oceanos. 36 18
  • 19.
    Climatologia Balanço da Radiação Área R LE H ∆f H/LE Europa 39 24 15 0 0.62 Ásia 47 22 25 0 1.14 América do Norte 40 23 17 0 0.74 América do Sul 70 45 25 0 0.56 África 68 26 42 0 1.61 Austrália 70 22 48 0 2.18 Antártica ─11 0 ─11 0 ─ T odos os continentes 49 25 24 0 0.96 Oceano Atlântico 82 72 8 2 0.11 Oceano Índico 85 77 7 1 0.09 Oceano Pacífico 86 78 8 0 0.10 Oceano Ártico ─4 5 ─5 ─4 ─1.00 T odos os Oceanos 82 74 8 0 0.11 Hemisfério Norte 72 55 16 1 0.29 Hemisfério Sul 72 62 11 ─1 0.18 Globo 72 59 13 0 0.22 37 Climatologia Balanço da Radiação • Instrumentos para Medir a Radiação – Pireliômetros – mede a intensidade solar ou a radiação solar de raios diretos, são c aros mais precisos; – Piranômetr os – medem as radiação total, em ondas curtas vinda do espaço, incidente numa s uperfície horizontal na T erra; – Pirgeômetr os – medem a radiação infr avermelha – Pirradiômetros - medem a radi ação infravermelha e a radi ação solar – Radiômetros líquidos – radiação líquida ou o bal anço da radi ação Piranômetro Pirradiômetro Radiômetro Líquido Exposto ao Sol Q+q Q + q + I↓ R À Sombra q q + I↓ R –Q Exposto-Sombra Q Q Q 38 19
  • 20.
    Climatologia Temperatura Temperatura e Sua Medição • A parte a precipitação a temperatura é o termo mais discutido no tempo atmosférico. • A temperatura pode ser definida em termos do movimento de moléculas, de modo que quanto mais rápido o deslocamento mais elevado será a temperatura. • Mais comumente, ela é definida em termos relativos tomando-se por base o grau de calor que o corpo possui. • A temperatura é a condição que determina o fluxo de calor que passa de uma substância para outra, deslocando da que tem temperatura mais elevada para a menos elevada. • A temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a radiação incidente e emergente e pela transformação desta radiação em calor latente e sensível. • A temperatura de um corpo é o grau de calor medido por um termômetro. 39 Climatologia Temperatura Temperatura e Sua Med ição • Várias esc alas s ão usadas para expr essar as temperaturas. – Fahrenheit - Na escala Fahrenheit, o ponto de fusão da água é de 32 graus, e o ponto de ebulição é de 212 graus. uma diferença de 1,8 graus Fahrenheit equivale à de 1 Celsius. – Centígrada ou Celsius - A escala de temperatura Celsius foi concebida de tal forma que o ponto de congelamento da água corresponde a 0 grau, e o ponto de evaporação a 100 graus a uma pressão atmosférica padrão. – Kelvin – ou escala de temperatura absoluta - O kelvin (símbolo: K) é a unidade SI de temperatura e é uma das sete unidades-base do SI. É definida por dois fatos: zero kelvin é o zero absoluto (quando param os movimentos moleculares), e um kelvin é a fração 1/273.16 da temperatura termodinâmica do ponto triplo da água (0.01°C). A escala de temperaturas Celsius é hoje definida em função do kelvin. Conv ersão de para Fórmula Kelvin Fahrenheit °F = K × 1,8 – 459,67 Fahrenheit Kelvin K = (°F + 459,67) / 1,8 Kelvin Celsius °C = K − 273,15 Celsius Kelvin K = °C + 273,15 Celsius Fahrenheit °F = °C × 1,8 + 32 Fahrenheit Celsius °C = (°F − 32) / 1,8 40 20
  • 21.
    Climatologia Temperatura Temperatura e Sua Med ição • Termômetros – Existem vários tipos: • T ermômetros elétricos; de resistência; a gás; pares termoelétricos; de mercúrio e de álcool. • A temperatura do são medida através de termômetro de máxima e mínima. – T. de Máxima – é c onstituído de um vidro contendo mercúri o, o qual é empurrado quan do há aumento d a temperatur a do ar e retrai qu and o dimi nui. – T. de Mínima – é um termômetro de álc ool e de v idro e qu ando a temper atura d o ar se leva o álcoo l se expa nde e contra i qua ndo a temp eratura re duz. • Os termômetros são mantidos a sombra e a 1,5m de altura do solo, numa caixa protegida lateralmente pintada de branco, chamado de abrigo Stevenson. 41 Climatologia Temperatura Linhas isotérmicas • Variações Sazonais na Temperatura – A temperatura do ar varia de lugar e c omo o dec orrer do tempo em uma deter minada localidade. – A distribuiç ão da temperatur a numa área é normalmente mostr adas por mei o de linhas isotérmicas , enquanto a variação da temper atura e r epres entada em gráficos . C idade 1 Cidade 2 • Variação da Temperatura 40 – Insolaç ão r ecebi da 30 – Natureza da superfíci e 20 – Distância dos c orpos hídricos – Relevo 10 – Natureza do ventos predominante 0 – Correntes oceânicas J F M A M J J A S O N D Variação sazonal de temperatura 42 21
  • 22.
    Climatologia Temperatura • Variação da Temperatura – A latitude exerce o principal controle sobre o v olume de insolação. – O ângulo de incidência dos raios solares e a duração do dia são determinado pela localização longitudinal de tal lugar. – A quantidade de nuv ens e o constituinte atmosf érico também na temperatura. – A natureza da superfície é importante, pois e maior for o albedo menor será a absorção de radiação solar e menor será a temperatura. – Se o calor especifico da superfície f or maior, mais energia será requerido para aumentar sua temperatura. – O calor especif ico da água do mar é 0,94 e do granito é 0,2. No geral a água absorv e 5X mais calor que o solo para aumentar sua temperatura. – A distância dos corpos hídricos influencia a temperatura do ar por causa das diferenças básicas nas características térmicas das superf ícies continentais e hídricas. – Essas diferenças ajudam a produzir o ef eito da continentalidade, no qual a superfície continental se aquece e se esf ria mais rapidamente do que a superfície hídrica. 43 Climatologia • As conseqüências da continentalidade são: – Sobre o continente, o atr aso entre os períodos de temperatura de superfíci e máxi ma e míni ma é de apenas um mês. Sobre os oceanos e loc ais c osteiros, o atraso chega a dois mes es. – A amplitude anual na temperatura é menor nas localidades c osteiras do que nas localidades interiores. – Por causa da ár ea c ontinental maior do hemisfério norte, os verões s ão mais quentes e os invernos mais frios do que no hemisfério sul. Temperatura (ºC) Estação Hemisfério Norte Hemisfério Sul Verão 22,4 17,1 Inv erno 8,1 9,7 44 22
  • 23.
    Climatologia Temperatura • Variação da Temperatura – O relev o tem um efeito atenuador sobre a temperatura, principalmente porque a temperatura do ar normalmente diminui com a altitude crescente a uma taxa média de 0,6 ºC por 100m. – Em área topográf ica e inclinação v ariada, o aspecto e o grau de exposição das localidades são f atores importantes que influenciam a temperatura. – A altitude é um fator importante de variação térmica nos trópicos. – As grandes dif erenças de temperatura entre distâncias curtas nos trópicos são usualmente dev idas aos efeitos da v ariação da altitude. – Entretanto, o índice de variação térmica é variáv el e controlado principalmente pela elevação e nebulosidade. – O índice de v ariação térmica é maior nas regiões temperadas e menor nos trópicos. – Os ventos são da mesma f orma importantes na v ariação térmica, pois transmitem calor ou frio de uma área para outra. 45 Climatologia Temperatura • Padrão de Variação da Temperatura 1. As temperaturas do ar geral mente di minuem na direç ão dos pólos e a partir do Equador. Evidenciando o papel da l atitude. 2. Este declínio geral Equador-pólo da temperatura é modific ado pela localizaç ão das superfíci es continentais e hídricas e pelas mudanças s azonais na posição do s ol em relaç ão as essas s uperfícies. 3. As isoter mas s ão mais ou menos paralelas e ampl amente es paç adas no hemisfério Sul, onde existe uma s uperfície mais proximamente homogênea. 4. No hemisfério Norte, mais heterogêneo, as isotermas mostram amplas deflexões quando elas pass am das superfícies oceânicas para a continental. 5. Em janeiro, as isoter mas são des viadas para a direção Sul sobr e os c ontinente e par a o Norte sobr e os oc eanos. T ambém dentro de determi nada zona latitudi nal, as temperaturas s ão bai xas sobre o continente e altas oc eanos. 6. Em jul ho, a situação se i nverte c om as isoter mas, que são levadas bem mais para o Norte sobre a superfície continental. 7. Há maior uniformidade térmica no que diz res peito tanto às estações c omo aos lugares nos trópicos do que na região temperada. Esta uniformidade e mais forte em tor no do equador e dimi nui em direção aos pólos,. 46 23
  • 24.
    Climatologia Temperatura Temperaturas médias do ar na superfície do globo, em janeiro (em ºC) Temperaturas médias do ar na superfície do globo, em j ulho (em ºC) 47 Climatologia Temperatura • Variação Sazonal na Temperatura – Resultam das variações sazonais no volume de insol ação recebida em qualquer lugar sobre o globo. – As temperaturas são mais elevadas no verão, quando os volumes de insolaç ão são maiores, e mais baixas no inverno, quando as recepções de ins olação são mais bai xas. – As variação saz onais na temperatura do ar são maiores áreas extra tropicais, particular mente nos interiores continentais, enquanto s ão mais bai xas em torno da fai xa equatorial, particularmente nas s uperfícies hídricas . – As variações s azonais da temperatura aumentam c om a latitude e com o grau de c ontinentalidade. – Na zona equatorial, o Sol está em z ênite 2X por ano, nos equinócios e assim as temperaturas s ão assim elevadas. – As mais baixas temperaturas ocorrem nos s olstícios. – O conforto humano é determi nado mais pela umidade do que pela temperatura. – Como o aumento da latitude e do grau de c onti nentalidade, oc orrem maiores variaç ões na marcha anual das temperatur as. – Com o aumento da l atitude, existem variações mais amplas na altitude do Sol no c urso do ano, particularmente entr e as estações de verão e inverno. 48 24
  • 25.
    Climatologia Temperatura • Vari ação Sazon al na Tem per atura – Como o aumento da latitude os dias se tornam mais longos durante o verão enquanto as noites tornam-se mais curtas. Durante o inverno a situação se inverte. – Na zona equatorial e em grande parte dos tópicos, os dias e as noites são mais ou menos igual em duração, virtualmente durante todo ano. – A amplitude anual de temperatura é menor em locais marítimos e maior em locais continentais. – Isso ocorre porque a influência moderada do oceano sobre a temperatura nos continentes diminui como a crescente distâncias na direção do interior. 49 Climatologia Temperatura • Variação Diurna na Temperatura – Os proc essos que produz em saz onalidade nos val ores de temperatura do ar também explicam as variações diurnas , embora haja diferença quanto ao grau. – Como o ciclo diário é mais curto que o ciclo anual, a penetração da energia solar na superfíci e é curta. Por isso a amplitude diur na na temperatur a é relativamente grande. – A amplitude diur na da temperatura geralmente di minui do Equador em direção aos pólos . Iss o oc orre porque a variação diária na el evação do Sol é grande nas latitudes bai xas e raz oavelmente pequenas nas altas altitudes. – A amplitude tér mica e menor sobr e os oceanos do que sobre os continentes . – A amplitude diur na é i nfluenciada, em parte, pelas nuvens e pela quanti dade de umidade do ar. – As nuvens reduze a insol ação durante o dia e aumentam a radiaç ão descendente do c éu à noite. – Quanto menor a quantidade de vapor d’água menor será a irradiação que emana da superfíci e terres tre para o es paç o. – Outros fatores que influenciam na amplitude diurna da temperatur a s ão: vel ocidade do vento e a capacidade conduti va da s uperfície. – Sobre os oceanos a amplitude diurna de temperatura é menor 0,7 ºC que no continente. – Nas área mais sec as da z ona tropical a amplitude diur na é tão grande que afeta a vida vegetal e ani mal. 50 25
  • 26.
    Climatologia Temperatura • Temperatura Fisiológica – É a temperatura experimentada por um organismo vi vo, depende da temperatura do ar bem como da taxa de perda de cal or proveniente daquele organismo e varia com os indi víduos, dependendo de suas c aracterís ticas, tais como: constituição física geral, peso, tipo de vestuário, ati vidades físicas, di eta estado de s aúde, idade s exo, etc . – O equilíbrio do c alor do cor po humano, pode ser expresso por: M ±R ±C –E= 0 • M = calor metabólico criado pelo corpo; R = calor ganho ou pedido pela radiação; C= convecção; E = calor perdido pela evaporação. – A temperatura fisiológica é uma função do mei o ambiente térmic o circundante é determinado pelo equilíbrio entre o ganho e a perda de r adiaç ão. – A eficiência e a vel ocidade da evapor ação s ão c ontrol ados por 3 fatores: A umidade do relativa ar, a velocidade do vento e o grau de exposição à luz solar. – Os índices de temperatur a fisiol ógicas são usualmente bas eados na temperatura do ar e na umidade. – Dos vários índices de temperatura fisiológica o mais comumente us ado é o índice de Temperatura Efetiva (TE). TE = 0,4 (Td + Tw) + 4,8 • Onde T d= temperatura de bulbo seco e T w = temperatura de bulbo úmido medicas em ºC. 51 Climatologia Temperatura • Temperatura Fisiológica – Esta equaç ão é c onhecida também como índice de desconforto ou índice de temperatura-umidade e é utilizado em vários países para deter minara as zonas de conforto para adultos vestidos em repous o, com um leve movimento de ar, conforme tabela abai xo. – Indica-se uma temperatur a menor que T E 60ºF (18,9 ºC) para indicar um surgimento de stress provocado por frio e T E de 78º (25,6 ºC) como i ndicado de stress por calor. Área Zona de conforto (TE ºC) Note do EUA 20 – 22 Sul dos EUA 21 – 25 Europa continental 20 – 26 Índia 21 – 26 Indonésia 20 – 26 Malásia 21 – 26 Inglaterra 14 – 19 Norte da Nigéria 18 – 21 52 26
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    Climatologia Temperatura Janeiro Janeiro Julho Julho 53 Climatologia Temperatura • Temperatura Fisiológica – Em área extratropicais c om uma estação fria bem definida o índice que ( ) proporciona a avaliação mais útil do desc onforto tér mico do frio é o índice de resfriamento pelo vento. H = 10,45 +10 V − V × (33 − T ) • Onde H =perda de calor em Kcal m-2 s-1 ; V a velocidade do vento em m s -1 ; T = temperatura do ar em ºC Sensação Térmica Valores de resfriamento pelo v ento (cal m-2 s-1 ) Corpo exposto ao congelamento > 400 Frio constante 235 – 400 Muito Frio 275 – 325 Frio 225 – 275 Muito moderadamente frio 160 – 225 Moderadamente frio 80 – 160 Agradável 50 – 80 Moderadamente quente < 50 54 27
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    Climatologia Circulação Atmosférica • As Escalas do Movimentos Atmosféricos – A atmosfera está constantemente em movimento que é a soma de dois principais componentes: • O movimento em relação a superfície da terra – o vento; e • O movimento em conjunto com a Terra, ao girar em torno de seu eixo. – Há duas dimensões para o movimento da atmosfera em relação à superfície da Terra: a dimensão horizontal e a dimensão vertical. – O próprio movimento ocorre em diferentes escalas temporais e espaciais. – A causa básica e fundamental do mov imento atmosférico, horizontal ou vertical, é o desequilíbrio na radiação líquida, na umidade e na localização se em baixa ou alta latitude. – Outros fatores que influenciam a circulação atmosférica são a topografia, a distribuição das superfícies continentais e oceânicas e as correntes oceânicas. – A Circulação Atmosférica (CA) pode ser classificada da seguinte forma: CA primárias; CA secundárias e CA primárias, em ordem decrescente de grandeza, tanto em sua escala de área quanto de tempo 55 Climatologia Circulação Atmosférica • As Escalas do Movimentos Atmosféricos – Circulação primária: • É a circulação geral da atmosfera e descrita como sendo os padrões em larga escala, ou globais, de vento e pressão que se mantêm ao longo do ano ou se repetem sazonalmente. • É a circulação geral que realmente determina o padrão dos climas mundiais. • Como a circulação geral tende a se dispor em zonas latitudinais, os climas do mundo tendem a ocorrer em zonas. – Circulação Secundária • Inseridos na circulação geral estão os sistemas circulatórios secundários, tais como depressões e os anticiclones das latitudes médias e as várias perturbações tropicais. • Comparados ã circulação geral estes sistemas são de existência relativamente breve e se movem muito rapidamente. – Circulação Terciária • Consistem principalmente de sistemas de ventos locais, tais como as brisas terrestres e marítimas, as ondas de sotavento, ventos catabáticos (decadentes) e anabáticos (ascendentes). 56 28
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    Climatologia Circulação Atmosférica • As Escalas do Movimentos Atmosféricos – Circulação Terciária (continuação...) • Este sistema circulatório é precisamente localizados, sendo amplamente controlados por fatores locais, e seus períodos de existência são consideravelmente mais curtos do que os do sistemas secundários de circulação. • Leis do Movimento Horizontal – Há quatro principais fatores que controlam o movimento horizontal do ar próximo a superfície terrestre: 1. A força do gradiente de pressão; 2. A força de Coriolis; 3. A aceleração centrípeta; e 4. A força de fricção. – A causa primordial do movimento do ar é o desenvolvimento e a manutenção de um gradiente de pressão horizontal, que funciona como a força motivadora para o ar se movimentar de áreas de alta pressão para as áreas de menor pressão. 57 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Diferenças horizontais na pressão são criadas por fatores térmicos e/ou mecânicos, embora estes nem sempre sejam distinguíveis. – A f orça do gradiente de pressão é também inversamente proporcional à densidade do ar. 1 dρ – Matematicamente o gradiente de pressão é expresso por: − Onde: ρ é a densidade do ar; dρ/dn é o gradiente de pressão horizontal. ρ dn – Quanto menor o espaçamento das isóbaras (linhas de delimitação da pressão atmosférica), mais intenso é o gradiente de pressão e maior é a velocidade do vento. – Desde que o ar seja obrigado a se mover pela f orça do gradiente de pressão, ele é imediatamente afetado pela força de Coriolis ou força def letora, que se deve à rotação da Terra. – Por causa da rotação da Terra, há um aparente desvio dos objetos que se movem, inclusive o ar, para a direita de sua trajetória de movimentação, no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul. 58 29
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    Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Essa força defletora, por unidade de massa, é matematicamente expressa por: FD = -2w V senθ Onde: w é a velocidade angular da rotação da Terra em torno do seu eixo (cerca de 15º por hora ou 7,29 x10-5 radianos/s), V é a velocidade da massa e θ é a latitude. – Assim a magnitude da deflexão é proporcional a velocidade da massa e ao seno da latitude. – Para dada velocidade, o ef eito de Coriolis é máximo nos pólos e diminui como o seno da latitude, tornando-se zero no Equador. – Se uma corpo, durante o movimento, segue uma trajetória curva, deve hav er uma aceleração em direção ao centro da rotação. Esta aceleração centrípeta é matematicamente expressa como: FC = -mV2 /r Onde m é massa em movimento, V é sua velocidade e r é o raio de curvatura. 59 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – A aceleração centrípeta pode também ser considerada como uma força centrífuga, que opera radialmente para fora. – Tal força é de igual grandeza, mas de sinal oposto à aceleração centrípeta. – A grandeza da aceleração centrípeta é pequena, de modo que ela somente se torna importante onde os ventos em alta velocidade se movem em trajetória muito curvas, como num sistema de pressão intensa baixa. – Uma quarta força, próxima a superfície da Terra – a força de fricção – ajuda a controlar a velocidade e a direção do movimento aéreo horizontal. – A força de fricção se deve aos obstáculos que a superfície da Terra oferece ao movimento do ar. – A força de fricção atua contra o vento e reduz sua velocidade. Isto também causa diminuição na força de Coriolis que é em parte, dependente da velocidade. 60 30
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    Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Todas as forças descritas não operam necessariamente para controlar a direção e a velocidade do vento num dado momento ou em determinado lugar. – O equilíbrio das forças é mostrado na figura ao lado onde: • A – o vento sopra paralelo a isóboras, ou melhor, mais ou menos formando ângulos retos como o gradiente de pressão. Assim a FGP é controlada pela FC. O vento geostrófico pode ser observado no ar livre onde não há atrito. 61 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – A Velocidade do vento geostrófico é calculada através da seguinte dρ equação: Vg = × 1 2ω× sen θ × ρ dn – Isto indica que a velocidade do vento geostrófico é inversamente proporcional a latitude, exceto nas baixas latitudes, onde a deflexão de Coriolis se aproxima de zero, este tipo de vento é ima aproximação muito boa dos movimentos observado na atmosfera livre. – Da superfície da Terra até 500 – 1000 m, a força de fricção ;e operativa e o vento sopra através das isóboras na direção gradiente de pressão (Figura Slide 61). – O ângulo no qual o vento sopra através das isóboras cresce como o aumento do efeito de fricção criado pela superfície terrestre. – Ela cresce de 10 – 20º na superfície marítima e 25 – 35º sobre o continente. 62 31
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    Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Com aumento da altura acima a superfície, seja sobre a terra ou sobre o mar, o efeito de fricção diminui. – No norte um tipo de espiral de vento ocorre com a altura se considerarmos o perf il teórico da velocidade do vento com a altura, sob condições de turbulência mecânica. 63 Climatologia Circulação Atmosférica • Leis do Movimento Horizontal (continuação...) – Os padrões de fluxo de ar que derivam do equilíbrio de forças, em sistemas de baixa e alta pressão no hemisfério Norte, são mostradas na figura ao lado. – Num sistema de baixa pressão, o fluxo equilibrado é mantido numa trajetória curva pela força excessiva do gradiente de pressão sobre a FC, dando aceleração centrípeta líquida. Este vento é conhecido com vento de gradiente. – No sistema de alta pressão, a aceleração para o centro é desviada ao excesso de FC sobre a força do GP. – Tanto no sistema de alta quanto de baixa pressão, o efeito da FF é o de fazer o ventos soprarem em um ângulo através das isóbaras, assim como diminuir as suas velocidades. 64 32
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    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Introdução – São sistemas de circulação acompanhados por padrões e tipos característicos de tempo. – Eles causam as variações diárias e semanais no tempo e são muitas vezes mencionados como sendo perturbações atmosféricas ou meteorológicas. – Essas perturbações são extensas ondas. Turbilhões ou vórtices de ar inseridos na circulação de ar inseridos na circulação geral da atmosfera. – Os mais importantes desses sistemas produtores de tempo são os ciclones e os anticiclones das latitudes médias os ciclones tropicais e as monções [ventos que no verão sopra do mar para o continente (monção marítima) e no inverno sopra do continente para o mar (monção continental]. – O tempo e o clima nas médias e altas latitudes são dominantes e determinados por uma série de ciclones e anticiclones moveis. 65 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Introdução – Ciclone é o termo usado para descrever a distribuição da pressão atmosférica na qual há uma baixa pressão central em relação às áreas circundantes. – Onde há uma alta pressão central em relação às áreas circundantes, usa-se o termo anticiclone. – A circulação em torno do centro de um ciclone se dá no sentido anti-horário no hemisfério Norte e horário no hemisfério Sul. O tempo é geralmente tempestuoso – Para o anticiclone o movimento se dá de forma contrária. O tempo é geralmente estável e sereno. • Ciclones – Ciclones extratropicais típico de média e altas latitudes – Ciclones tropicais encontrados em baixas latitudes sobre áreas oceânicas e áreas continentais adjacentes – Tufões, que quando sobre o mar são chamados de trombas d’água, e “rodamoinhos”, nas regiões áridas quantes. 66 33
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    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Massas de Ar e Frentes – As depressões frontais desenvolvem-se somente onde as massas de ar de propriedades diferentes existem para estimular a frontogênese – formação ou intensificação das frentes. – As frentes são zonas limites que sopram massas de ar de propriedades diferentes. – Uma massa de ar pode ser definida como um grande corpo de ar horizontal e homogêneo deslocando-se como uma entidade reconhecível e tendo tanto origem tropical quanto polar. – A modificação térmica resulta da influência das características térmicas da superfície sobre a qual se encontra a massa de ar, em seu deslocamento. – A modificação dinâmica origina-se das relações da massa de ar com anticiclones e depressões próximas. – As massas de ara originam-se de áreas onde existem condições que favoreçam o desenvolvimento de vastos corpos de ar horizontais e uniformes. Tais áreas são geralmente extensas e fisicamente homogêneas. 67 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo Classificação Básica das Massa de Ar Grupo Subgrupo R egião de Orige m Propriedad es or iginai s principal Polar ( P ) Polar Marítimo Oceanos, al ém da Fria, úmi da e instável (incluindo a (mP) latitude de 50º, em Ártica A) ambos hemisférios Polar Continental 1. C ontinentes em Fria, seca e muito es tável (cP) Círculo Árticos 2. Antártica Tropical ( T ) Tropical Marítima Oceanos dos Quente úmida; bastante (incluindo a (mT) trópicos e estável na porção l este equatorial E ) subtrópicos do oceano, mas ins tável na porção oeste Tropical Desertos de baixa Quente, muito seca e Continental latitude, particu- bastante es tável larmente o Saara e (cT) os des ertos austra- lianos 68 34
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    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Massas de Ar e Frentes – As principais áreas produtoras de massas de ar no mundo não são caracterizadas por circulações por circulações anticiclônicas, que favorecem o desenvolvimento da uniformidade térmica horizontal exigida numa massa de ar. – Como importante fontes produtoras de massa de ar temos: 1. As planícies subtropicais e tropicais; 2. O deserto do Saara na Áf rica; 3. Os interiores continentais da Ásia, Europa e América do Norte. – Quanto mais tempo uma massa de ar permanece em sua área de origem, antes de se deslocar, mais afetada ela será pelas características térmicas e hídricas da mesma. – O grau em que uma massa de ar é afetada por sua área de origem também depende do grau das diferenças térmicas e hídricas entre o ara e a superfície subjacente. 69 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Massas de Ar e Frentes – A medida que uma massa de ar se afasta de seu local de origem suas características se modificam de diversas maneiras, seja ela térmica e hídricas. – A massa de ar são modificadas pela diferentes quantidades de radiação solar e umidade que recebe. – Tais processos envolvem não somente a condensação e a liberação de calor latente, mas também a ascensão e a subsidência de espessas camadas de ar no interior da massa de ar. – As massas de ara são importantes nos estudos do tempo e do clima porque os influenciam diretamente na área na qual predominam. – As características de uma massa de ar dependem de suas características meteorológicas de uma massa de ar dependem de suas características térmicas e hídricas e da distribuição vertical desses elementos. 70 35
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    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo 71 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões frontais – Três condições devem se verificar para que a frotogênese (e daí as depressões frontais) possa ocorrer. 1. Devem existir duas massas de ar adjacentes, de temperaturas dif erentes 2. Deve haver uma circulação atmosférica com um forte fluxo convergente para transportar as massas de ar, uma em direção a outra. 3. Deve haver uma suficiente força de Coriolis para garantir que o ar quente permaneça sobre o ar frio. – Sempre que ocorrem essas 3 condições, as frentes se enfraquecem e desaparecem – um processo conhecido como frontólise. – A zona frontal do mundo situa-se mais ou menos entre os paralelos 30º e 60º em ambos os hemisférios. – Nessas zonas há fortes gradientes térmicos na direção dos pólos, durante todo ano, mais são 2X mais fortes no inverno que no verão. 72 36
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    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões frontais – As depressões geralmente se formam como ondas sobre as superfícies frontais. Em 6 estágios: 1. A frente não apresenta perturbação; 2. Marca o início da circulação ciclônica, com desenvolvimento de uma onda de baixa amplitude sobre a frente; 3. O setor quente é bem def inido entra s frentes de setor frio quente; 4. A frente fria começa alcançar a f rente quente; 5. Ocorre assim a oclusão da f rentes. O setor quente está em processo de ascensão em vias de ser eliminado; 6. Ocorre o desaparecimento da depressão. – O setor quente é eliminado e o que sobra é o vértice de ar frio. – O período de existência de uma depressão é de aproximadamente de 4 -7 dias. 73 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo A – Estagio inicial; B – Começo da circulação ciclônica; C – Setor quente bem definido entre as frentes; D – Frente fria acavalando a frente quente; E – oclusão; F – Dissipação. 74 37
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    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões frontais – As depressões bem desenvolvidas têm cerca de 1.950 km no eixo mais longo e 1.050 km no eixo mais curto. – As depressões se movem do oeste para o leste à razão de aproximadamente 50km/h no inverno e 30km/h no verão. – Nessas depressões existem duas frentes as frias e as quentes. – A frente quente é a zona onde há um resvalar ativo do ar quente mais leve sobre o ar frio mais denso. – A frente fria é a zona onde há uma ascensão forçada do ar quente sobre o ar frio, como resultado da penetração em cunha do ar frio provocando a ascensão do ar quente. – As f rentes variam de 80 a 240 km de largura, – As mudanças nos elementos do tempo são muito mais rápidas através das frentes do que no interior das próprias massa de ar. – Ao longo da frente quente, a massa de ar quente substitui o ar mais frio, ao passo que a frente fria acarreta a chegada de ar mais frio. – As f rentes se movem a razão de 50 – 80 km/h – A frente fria é mais rápida que a frente quente, um fato que se explica pela oclusão do setor quente no estagio inicial de uma depressão. 75 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo A – Frentes ANA –quando o ar quente eleva-se relativamente às superfícies frontais originando espessas nuvens frontais; B – Fentes KAT A, quando o ar superior desliza relativamente às superfícies frontais e a grandeza vertical das nuvens fica limitada pela inversão da subsidência. 76 38
  • 39.
    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo Elemento Na vanguarda da frente No domínio da frente Na retaguarda da frente Frente Quente Pressão Dimin uiçã o constante Cessa a dim inu ição Peque na vari ação Vento Recua e a umenta a ve loc. Muda a dir eção, vel oc. Constante Temperatura Constante o u grad ual Lentamente Peque na vari ação Umida de Gradual Rápid a Peque na vari ação Tempo Chuva co ntínua/nev e A precipitaç ão qu ase cessa Boas cond ições/ch uva lige iras interm itente/ chuvisco Visibi lid ade Boa, exceto nas chuv as Ruim, neb lin a e Freqüentem ente ruim, Frente Fria Pressão Dimin uiçã o Rápi da Lenta, mas contínua Vento Recua/ aum enta a vel oc. Mudanç as súbitas d ireção Com raja das, estabil. Temperatura Constante, li geir a/chuva Acentuad a Mudanç as peq uenas Umida de Sem mudanç as signfic. Acentuad a Geralmente re duzi da Tempo Há alg uma chuv a, trovoada Aguace iros, gran izo, trov. Aguace iros curtos Visibi lid ade Ruim, nevo eiros Deterior ação rá pida, Muito boa 77 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Depressões não-frontais – Algumas depressões não se de origem frontal. Algumas são c aus adas por aquecimento sol ar, formaç ão em alto de montanhas. O principais tipos são: – Depressão térmica: • Se formam como resultado de intenso e prolongado aquecimento solar da terra, o aquecimento causa uma expansão geral do ar e um fluxo ascendente para os níveis elevados, provocando a queda da pressão no nível do solo. – Depressão Polar • Desenvolvem-se completamente no ar instável polar marítimo (mP) ou ártico (mA). Elas tendem a se formar ao sul do centro de uma depressão frontal antiga ou oclusa. Ocorrem principalmente no inverno – Depressão de Sotavento • Estão associadas a altas cadeias montanhosas como os Alpes, as montanhas rochosas, etc.. Quando uma massa de ar do oeste é forçada a ultrapassar uma barreira montanhosa que se estenda no sentido norte-sul, podem-se desenvol ver talvegues ( Linha sinuosa, no fundo de um vale e que divide os planos de duas encostas ) de ondas de sotavento de tais montanhas, por causa da tendência para a convergência e para curvatura ciclônica. 78 39
  • 40.
    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Anticilcones – Estacionários • São conhecidos como anticiclones quentes, pois possuem um centro aquecido. Intensifica com o da altitude. Movimentação lenta, estáveis – Móv eis • São frios e caracterizados por ar frio excepcionalmente na troposfera inferior. Movem-se rapidamente, tem curta duração e são pouco profundos. • Ciclones Tropicais – É um centro ciclônico quase circular, com pressão extremamente baixa, no qual os ventos giram em espiral. O diâmetro do ciclone varia de 160 a 650 km e a velocidade do vento varia de 120 até 200 km/h. – O tempo de duração é de cerca de uma semana e deslocamento de 15 – 30km/h. – Constituem perigo a av iação e a navegação. – Não se originam sobre a superfície terrestre. Enf raquecendo quando se movimentam sobre o continente. – Se forma sobre todos oceanos tropicais, exceto sobre o Atlântico Sul. 79 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Ciclones Tropicais (continuação...) Área Estação Nome Local Ilhas do Caribe, costa pacífica do México, Junho-outubro Furações Flórida e costa atlântica meridional dos EUA, golfo do México Mar da China, Filipinas, sul do Japão Julho-outubro T ufões Oceano Índico setentrional (norte) – Baia de Abril-dezembro Ciclones Bengala e sul da Índia Oceano Índico meridional (sul) – Madagascar Novembro-abril Ciclones Oceano Pacífico meridional, costa do norte Dezembro-abril Willy-w illies da Austrália 80 40
  • 41.
    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Ciclones Tropicais (continuação...) – Embora a origem dos ciclones tropicais não seja clara, as seguintes condições favorecem seu desenvolvimento: 1. Uma grande área oceânica com temperatura superf icial acima de 26,7ºC para assegurar que o ar acima dela seja quente e úmido; 2. Uma força de Coriolis de grandeza suficiente para causar uma circulação em rodamoinho do ar; por essa razão os ciclones não se formam entre os paralelos 5-8º ao sul e ao norte; 3. Um cisalhamento (Deformaç ão que s ofre um c orpo quando suj eito à ação de forças cortantes) v ertical f raco na corrente básica – por esta razão os ciclone se formam somente em latitudes abaixo do jet stream subtropical, caracterizado por intenso cisalhamento do vento; 4. Um fluxo de nível mais elevado, acima da perturbação superf icial. Muitos ciclones desenvolvem-se também a partir de algumas perturbações tropicais fracas preexistentes. – A pressão em torno do centro pode ser até 914 mb, valor extremamente baixo. 81 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo Ciclones Tropicais (continuação...) 82 41
  • 42.
    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Furações – É um rodamoinho (vórtice) extremamente intenso de pequena extensão horizontal (geralmente menor que 0,5km) que se estende por baixo a partir de uma nuvem tempestuosa. – A circulação do vento em torno de um furação se dá geralmente numa direção anti-horária (ciclônica). – As velocidades dos ventos são muito elevadas (cerca de 100 m/s) e somente são calculadas a partir dos danos causados, uma vez que um anemômetro não suporta a passagem de um furação violento. – A passagem de um furação é acompanhada pela súbita queda de 25 mb na pressão, que poucos prédios podem suportar. – O intenso diferencial de pressão entre o interior e o exterior das construções faz com que os prédios “explodam”. – A origem dos furações não é conhecida, mas geralmente ocorrem em combinação com tempestades violentas ou v entos súbitos acompanhados de chuvas (linhas de borrascas) ou com f rentes frias intensas. – Os que ocorrem com tempestades isoladas são de curta duração, mas os que ocorrem em conexão com linhas de borrascas ou com frentes frias intensas têm uma período de existência maior e possuem trajetórias mais regulares e mais longas. 83 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Tempestades – As tempestades ocorrem praticamente em todos os lugares do globo, mas são mais f reqüentes nos trópicos. – A intensidade das tempestades tropicais é também muito maior que as das médias e altas latitudes. Sendo de grande importância climatológica nos trópicos. – As tempestades são fenômenos meteorológicos altamente localizados, pois seus diâmetros são geralmente menores que 25 km e sua duração normalmente varia de uma a duas horas. – As tempestades desenvolvem-se onde há massas de ar úmidas, quentes e instáveis em camadas verticais consideráveis, de aproximadamente 8.000m. – São na maior parte de origem convectiva e resultantes de intenso aquecimento solar, porém algumas são causadas por brisas marítimas e terrestres. – A ascensão orográfica ao longo de cadeias montanhosas podem fazer com que as tempestades se distribuam em faixas ou linhas de borrascas (Vento f orte e súbito acompanhado de chuva), que podem novamente se organizar em sistemas lineares. 84 42
  • 43.
    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Tempestades – Os aguaceiros são esporádicos, de curta duração mas de intensidade muito elevada. – Os aguaceiros são acompanhados por ventos fortes e por raios e trovoadas. – O raio é o clarão da luz que acompanha descarga elétrica atmosférica, ao passo que o trovão é o barulho resultante do súbito aquecimento e da repentina expansão do ar ao longo da trajetória do raio. – A origem do raio não é ainda completamente conhecida, entretanto sabe- se que a superfície terrestre possui carga negativa e a atmosf era carga positiva. – Numa nuvem de trovoada, cargas positivas e negativas tendem a se concentrar em lugares diferentes à medida que as gotas de chuva e os cristais de gelo se fracionam em gotículas/fragmentos menores possuindo cargas diferentes. – Quando a diferença potencia de 100 milhões de V ou mais é atingida, há uma descarga de faísca entre os centros das cargas. – A descarga do raio pode ser da nuvem para o s olo ou de parte da nuvem para outra. 85 Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Tempestades – As tempestades ocorrem em padrões distintos, dando origem à classificação convencional de tempestades em três tipos: 1. Tem pestad es de M as sa de Ar – são isoladas em s ua distribuiç ão mas ocorrem dentro da mes ma mass a de ar. Elas s e des envolvem loc almente onde a taxa de queda adiabática (sem troc as térmic as com exterior) foi aumentada pelo i ntenso aquecimento s olar. Geral mente ocorrem à tarde e no verão, nas latitudes médi a. 2. Tem pestad es em Linha – s ão aquelas organizadas em zonas ou fai xas na direção dos ventos, nos baixos níveis. Geral mente resultam em elevação mec ânica de uma massa de ar instável ou convecti vamente sobre montanhas. Oc orrem nas baixas e médias latitudes à tarde. 3. Tem pestad es Fronta is – ocorrem em qualquer período do dia ou da noite, mas s omente nas l atitudes médias ao longo das frentes, particul armente de frentes frias. Embora poss am s er isoladas, se movi mentam c om as frentes e são organizadas em sua distribuição geral. 86 43
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    Climatologia Sistemas Produtores do Tempo • Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) – Na maior parte dos trópicos, a estrutura da baixa troposfera é caracterizada por duas principais correntes de ar: • Uma corrente meridional, geralmente úmida mas bastante fria, com um componente de sudoeste; • Com o qual forma uma cunha sob o ar quente e relativamente seco com um componente de nordeste. – A zona limite entre ess as duas c orrentes de ar tem recebido vário nomes tais como: • Frente Intertropical (FIT ) • Zona de Convergência Intertropical (ZCIT ) • Confluência Intertropical (CIT ) • Frente Equatorial e Descontinuidade Intertropical (DIT ). – A ZCIT, é a linha limítrofe que s epar a as mass as de ar do hemisfério Sul e Norte. – A zona limítrofe das duas massas c aracteriza-se por um gradiente de umidade. – A amplitude de movimentação da ZCIT é pequena sobre os oceanos, mas grande s obre o c ontinente. 87 Climatologia Umidade • Introdução a Umidade Atmosférica – Embora o vapor d’água represente somente 2% da massa total da atmosfera e 4% do seu volume, ele é um componente atmosférico mais importante na determinação do tempo e clima. – A variação do vapor d’água pode ser de quase zero, em área quentes e árida, até no máximo de 3% nas latitudes médias e 4% nos trópicos úmidos. – O vapor d’água é de grande importância por diversas razões, de modo que os meteorologistas e os climatologistas estão interessados em sua quantidade e em sua distribuição no tempo e no espaço. 1. O vapor d’água é a origem de todas as formas de condensação e precipitação. A quantidade de vapor d’água num certo volume de ar é uma indicação da capacidade potencial da atmosfera para produzir precipitação. 2. O vapor d’água pode absorver tanto a radiação solar, quanto a terrestre e, assim, desempenha o papel de regulador térmico do sistema Terra-atmosfera. 3. O vapor d’água contém calor latente e essa energia ;e liberada quando o vapor se condensa. O calor latente contido no vapor d’água é importante fonte de energia para a circulação atmosférica e para o desenvol vimento de perturbações atmosféricas. 4. Por conter o vapor d’água calor latente, sua quantidade e distribuição vertical na atmosfera indiretamente afeta a estabilidade do ar. 5. A quantidade de vapor d’água no ara é importante fator que influencia a taxa de evaporação e de evapotranspiração. É, assim, um importante fator que determina a temperatura sentida pela pele humana e, em decorrência, o conforto humano. 6. O vapor d’água, ao contrário dos outros gases atmosféricos, pode passar de forma líquida ou sólida no nível das temperaturas atmosféricas normais.o vapor d’água constantemente muda de fase no sistema Terra-Atmosfera. 88 44
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    Climatologia Umidade Atmosférica • Evaporação e Evapotranspiração – Parte da umidade o ar vem do solo nu, das superfícies aquáticas e através da transpiração das plantas. – A evaporação é o processo pelo qual a umidade, em f orma líquida ou sólida, passa para a forma gasosa 0 o vapor d’ água. – Ev aporação é um termo usado para descrever a perda de água de superfícies aquáticas e solo nu, enquanto evapotranspiração é um termo utilizado para descrever a perda de água das superfícies com vegetação. – A taxa de evaporação e evapotranspiração é determinada por dois fatores: • A disponibilidade de umidade na superfície onde há evaporação, e • A capacidade da atmosfera de vaporizar a água, remover e transportar o vapor para cima. – Evapotranspiração potencial é a capacidade de perda d’ água máxima, quando há disponibilidade de água. – Evapotranspiração real é capacidade de perda d’ água com taxas menores que as que se verificariam quando há água disponível, para o potencial máximo de evaporação. 89 Climatologia Umidade Atmosférica • Evaporação e Evapotranspiração (continuação...) – Outros fatores interferem na evaporação e evapotranspiração, tais como: radiação solar, temperatura, velocidade e a umidade. – Há a necessidade de energia para vaporizar a água, cerca de 590 cal por grama de água. Esta emergia esta diretamente ligada a temperatura do ar. – A turbulência do ar (velocidade do vento) faz com que o ar úmido que esteja sobre a superfície onde ocorre evaporação seja deslocado e substituído pelo ar fresco e relativamente seco, para manter o processo de evaporação. – O grau de umidade interfere diretamente na taxa de evaporação, porque é o fator que determina a capacidade do ar para conservar a umidade. – Deve haver um gradiente de pressão evaporífica entre a superfície onde ocorre se a pressão do vapor na superfície for maior que a do ar acima dela. Baixa umidade no ar favorece a evaporação, enquanto maior umidade, a faz desaparecer. 90 45
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    Climatologia Umidade Atmosférica • Evaporação e Evapotranspiração (continuação...) – Os dados disponíveis sobre taxas de evaporação são poucos e não confiáveis. A evaporação é medida com auxílio de um tanque Classe A, que é cilíndrico, com 1,2m de diâmetro e 25cm de profundidade, disposto a 30cm do solo. – Calcula-se que a evaporação das grandes superfícies hídricas corresponda entre 70 a 75%, daquela de um tanque classe A, no mesmo ambiente. – Estima-se que a evaporação de um solo nu e úmido seja cerca de 90% de uma superfície hídrica aberta, uma vez que a água é, em comparação com está, menos facilmente liberada pelo solo para evaporação. – As taxas de evaporação e de evapotranspiração podem ser estimadas 17,1 (e1 − e2 )(µ1 − µ 2 ) através de várias equações matemáticas. Onde: e1 e e2- pr essão em mm E= mercúrio, há 61 e 81 c m do solo e µ1 e µ2- s ão as vel ocidades do T + 459,4 vento nesta mes ma alturas e T é a temperatur a do ar em ºF. Cálculo de ev apotranspiração de v egetação rasteira 91 Climatologia Umidade Atmosférica • Distribuição da Evaporação – Considerando-se o importante papel do suprimento de energia e da disponibilidade de água na determinação das taxas da evaporação, não é de surpreender que a evaporação seja maior sobre os oceanos que sobre a terra e maior, também, nas baixas latitudes que nas médias e altas latitudes. – No conjunto do ano, as perdas máximas por evaporação ocorrem sobre os oceanos localizados em torno de 15 – 20º N e de 10 – 20ºS, na zona de ventos alísios. – As taxas de evaporação sobre os oceanos, na zona equatorial, são ligeiramente mais baixas por três razões. – Em primeiro lugar, os ventos da zona equatorial têm velocidade menor que os alísios. – Em segundo lugar, o ar equatorial apresenta uma pressão vaporífica próxima do ponto de saturação, de modo que a umidade relativa é alta. 92 46
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    Climatologia Umidade Atmosférica Distribuição latitudinal média anual da evaporação, precipitação e escoamento 93 Climatologia Umidade Atmosférica • Distribuição da Evaporação – Os valores máximos de evaporação sobre os continentes ocorrem, entretanto, em torno do Equador, devido aos valores relativamente elevados de insolação e por causa das grandes perdas de água, por transpiração da vegetação. – As perdas por evaporação nos continentes, nas latitudes médias, são também consideráveis, dev ido aos fortes ventos predominantes de oeste. • Umidade – É o termo usado para descrever a quantidade de vapor d’ água contido na atmosfera. – Os valores mais elevados de vapor atmosférico de 5-6 cm vão ser encontrados sobre a Ásia meridional durante o verão, sendo os mesmos menores que 2 cm no Saara e em outros desertos. – O valores mais baixos, de menos de 5mm, vão ser encontrados sobre altas altitudes e nos interiores continentais do hemisfério norte, no inverno. 94 47
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    Climatologia Umidade Atmosférica • Um idade – Há várias maneiras de se medir o conteúdo de umidade da atmosfera. Os índices de umidade geralmente utilizados são so seguintes: 1. Umidade Absoluta – que é expressa em gramas por metro cúbico de ar e é a massa total de água num dado volume de ar. 2. Umidade específica – é a massa de vapor d’ água por kg de ar. 3. Índice de Massa ou Índice de Umidade – é a massa de vapor d’água por Kg de ar seco. 4. Umidade Relativa – é a razão entre o conteúdo real de umidade de uma amostra de ar e a quantidade de umidade que o mesmo volume de ar pode conservar na mesma temperatura e pressão quando saturado. Expresso em %. 5. Temperatura do ponte de orvalho – é temperatura na qual ocorrerá saturação se o ar esfriar a uma pressão constante, sem aumento ou diminuição de vapor d’água. 6. A Pressão Vaporífica – é a pressão exercida pelo vapor contido na atmosfera em lilibares. 95 Climatologia Umidade Atmosférica • Condensação – É o processo pelo qual o vapor d’água é transformado em água líquida. A condensação ocorre sob condições variáveis, associadas a mudanças de um ou mais fatores: volume de ar, temperatura, pressão ou umidade. – A condensação irá acontecer: 1. Quando o ar se esfria até o seu ponte de orvalho, ainda que o volume permaneça constante; 2. Se o volume do ar aumenta sem que haja aumento do calor, esfriando-se o ar por expansão adiabática (sem troca de calor); 3. Quando uma variação conjunta na temperatura e no volume reduz a capacidade de retenção de umidade do ar, abaixo do conteúdo hígrico existente. – Na atmosfera, a condensação ocorre quando o ar se esfria além de seu ponte de orvalho. – A capacidade o ar reter umidade em forma de vapor diminui com o decréscimo em sua temperatura. – O resfriamento do ar é o método normal para se atingir a saturação e, daí, a condensação. – Tal resfriamento pode acontecer em qualquer uma das seguintes maneiras: 1. Perda de calor por condução para a superfície fria, processo conhecido como resfriamento por contato; 2. Mistura com o ar frio; 3. Resfriamento adiabático devido a elevação do ar. 96 48
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    Climatologia Umidade Atmosférica • Condensação – Vari ação adi abátic a da tem per atura • Quando o volume e ar, por qualquer razão, é deslocado verticalmente, ocorrem algumas mudanças. • Em virtude do volume de ar encontrar pressão mais baixa e de não haver nenhuma troca de calor com o ar circundante, o volume do ar deslocado verticalmente aumenta seguindo a expansão. • Este processo envolve consumo de energia. Desse modo, o calor disponível por unidade de volume de ar diminui e há uma queda na temperatura. • Uma vez que a variação térmica não envolve ganho nem perda de energia para o ambiente, ela é chamada de adiabática. • O processo na qual a temperatura diminui o vilume de ar em ascensão e expansão é conhecido como Razão Adiabática. • Até decorrer a condensação, a temperatura cairá à razão de 9,8ºC/Km (razão adiabática seca) e a condensação ocorrerá quando o ponto de orvalho do volume for atingido. • O calor latente será liberado pelo processo de condensação e este diminuirá o índice de queda de temperatura no volume de ar em ascensão. • O ar então esfria num ritmo lento, conhecido como razão adiabática saturada. Esta não é tão constante quando a seca e varia com a temperatura. • Por ser uma massa de ar quente e capaz de conter mais umidade do que uma massa de ara fria, maior quantidade de calor latente será liberado na condensação. 97 Climatologia Umidade Atmosférica • Condensação – Estabilidade e Instabilidade do ar • Um volume ou uma massa de ar é considerado estável, ou instáv el, quando é submetido a algum impulso perturbador, respectivamente, retorna a sua posição original, permanece em sua posição perturbada ou se af asta de sua posição original quando desaparecer o impulso de perturbação. • Há dois tipos de condição de instabilidade: – Instabilidade condicional – quando um vol ume de ar é forçado a elevar-se pelo aqueci mento c onvecti vo ou pel a barreira orográfica (montanhas), torna-se mais quente do que o ar circundante e s e eleva livremente. – Instabilidade potencial – quando após a elevaç ão um vol ume de ar torna-se condicionalmente instável. • Um v olume de ar ou massa de ar é considerado neutro, quando é f orçado para cima ou para baixo, tem a tendência de permanecer em sua posição perturbada, no momento em que desaparecer a f orça motivadora. 98 49
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    Climatologia Umidade Atmosférica • Nuvens – As nuvens são agregados de gotícul a d’ água i nfimamente pequenas , de cristais de gelo, ou uma mistura de ambos, c om s uas bas es bem acima da superfície terrestre. – As nuvens s ão formadas principalmente por causa do movimento vertical de ar úmido, como na convecção, ou ascensão forçada s obre áreas elevadas, ou do movi mento vertical em l arga escala, ass ociado a frentes e depressões. – As nuvens são classificadas em tipos com base em dois critérios: 1. Aspecto e forma ou aparência da nuvem; 2. A altura na qual a nuvem ocorre na atmosfera. – Utilizando o pri meiro critério, temos os s eguintes tipos principais de nuvens: 1. Nuvens cirriformes, com aparência fibrosa; 2. Nuvens estratiformes, que se apresentam em camadas; 3. Nuvens cumuliformes, que aparecem empilhadas. – Utilizando o segundo critério, podemos identific ar as nuvens como bai xas, médias e altas. Entretanto a altura das nuvens varia de ac ordo com a latitude. – A nebul osidade ou a quantidade de nuvens é es pecific ada pela proporção de céu c oberto por nuvens de qualquer tipo. – A distribuição latitudinal da nebulosi dade é mais baixa nos subtrópicos e mais elevada nas altas l atitudes. 99 Climatologia Umidade Atmosférica Altura em metros das nuvens de acordo com a latitude Latitudes Latitudes Nuv ens Trópicos médias altas Acima de Acima de Acima de Altas 6000 5000 3000 Médias 2000-7500 2000-7000 2000-4000 Abaixo de Abaixo de Abaixo de Baixas 2000 2000 2000 Classificaç ão das nuvens Níveis médio Nuvens superior e Tipos de nuvens inferior (m) Altas 6000- 120 00 Cirrus (Ci) Cirrocumunus (C c) Cirrostratu (C s s) Médias 2000- 600 0 Altocumunus (Ac) Altostra (As) tus Baixas Nível do sol o- Stratocumunus (Sc) 2000 Stratu (S) s Nimbostratu (N s s) Cumulus (Cu)* Cumulinimbus (Cb)* Estendem desde o solo até 6000m 100 50
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    Climatologia Umidade Atmosférica • Formação da Precipitação – Várias teorias sobre a formação das nuvens fora, mas s omente duas s ão válidas elas explicam o crescimento das gotas de chuva em termos de cristais de gel o, que aumentam às custas das gotas d’água ou em termos de coalesc ência (Junção de partes que s e encontravam s epar adas) de pequenas gotas d’água por colisão e pela aç ão de açambarcamento (incorporar algo a si) de gotas que caem 101 Climatologia Umidade Atmosférica 102 51
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    Climatologia Umidade Atmosférica 103 Climatologia Umidade Atmosférica 104 52
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    Climatologia Precipitação • Definição – Deposição em forma líquida ou sólida e derivada da atmosfera. Ref erindo-se a várias f ormas sólidas e líquidas da água, como chuva, nev e, granizo, orv alho, geada e nevoeiro. – Contudo somente a água e a neve contribuem signif icativamente para os totais de precipitação e, no trópicos o termo precipitação pluv ial é sinônimo de precipitação, já que não existe nev e. – A precipitação da água é mais facilmente mensuráv el. • Tipos de Precipitação – Precipitação Convectiv a • Associado às nuvens do tipo cumulus e cumuloninbus. • A precipitação é c aus ada pel o movimento vertic al de uma mass a de ar ascendente, que é mais quente do que o mei o ambi ente. • Este tipo de precipitação é usual mente mais intensa do que a precipitação ciclônico ou or ográfica. • É acompanhada de trovões. 105 Climatologia Precipitação • Tipos de Precipitação (continuação...) – Precipitaç ão Ciclônic a • Causada por um movimento vertical do ar em grande escala, associado com sistemas de baixa pressão com as depressões. • Precipitação é moderadamente intensa, contínua e afeta áreas muito extensas à medida que a depressão se desloca. • Dura de 6 a 12 horas. – Precipitaç ão Or ográfica • Usualmente definida como aquela que é causada inteira ou principalmente pela elevação do ar úmido sobre terreno elevado. • As montanhas, sozinhas, não são muito eficientes para fazer com que a umidade seja removida da massa de ar, que se desloca por elas. • As áreas montanhosas recebem mais precipitação do que os terrenos baixos adjacentes. • As montanhas interferem na precipitação das seguintes formas 1. Provocando instabilidade condicional ou convectiva 2. Aumentam a precipitação ciclônica retardando a velocidade do deslocamento das depressões 3. Causam convergência e a elevação através dos efeitos de afunilamento dos vales sobre as correntes de ar. 4. Propiciam a ascensão turbulenta do ar através da fricção superficial. 106 53
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    Climatologia Precipitação • Distribuição Mundial da Precipitação – A distribuição da precipitação sobre a superfície terrestre é muito mais complexa do que a insolação ou da temperatura do ar. – Os principais aspectos do padrão mundial da precipitação, são: 1. Há precipitaç ão abundante na z ona equatorial e quantidades moderadamente a altas l atitudes médias. 2. As zonas subtropic ais e as áreas circunvizinhas aos pólos são relativamente s ecas. 3. As zonas litorâneas ocidentais nos subtrópicos tendem a s er secas ,m enquanto as z onas litorâneas orientas tendem a ser úmidas. 4. Nas altas l atitudes as costas ocidentais s ão em geral, mais úmidas do que as costas orientais. 5. A precipitação é abundante nas vertentes a barlavento (Direção de onde sopra o vento) nas montanhas, porém es parsa nos lados a sotavento (O lado para onde vai o vento). 6. As áreas próximas dos grandes corpos hídricos recebem mais precipitação do que os interiores dos continentes, que s e loc alizam distantes das fontes oceânicas de s uprimento de umi dade. 107 Climatologia Classificação Climáticas • Finalidade e Problemas da Classificação – A f inalidade predominante de qualquer sistema de classif icação é a obtenção de um arranjo eficiente de informações em uma f orma simplif icada e generalizada. – A classif icação climática tem por objetiv o f ornecer um esboço eficiente para a organização dos dados climáticos e para a compreensão das complexas variações do clima no mundo. – Um dos problemas atribuídos á classif icação está a complexidade da v egetação, solo, relevo, altitude. A associação deste f atores tornam algumas classif icação subjetiv as e pouco conclusivas. – Os elementos climáticos mais f requentemente usados para caracterizar o clima sobre uma determinada área são a temperatura e a precipitação pluvial. – Para superar os problemas criados pela natureza multiv ariada do clima, alguns esquemas de classificação têm tomado a vegetação natural como um índice das condições climáticas predominantes na área. 108 54
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    Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) – As categorias A até E, refere-se a temperatura local A – o mês mais frio c om médi a s uperior a 18º. A precipitação pluvial anual é maior do que a evapotranspiraç ão. B – a evapotr anspiraç ão potencial média anual é maior que a precipitação média anual. Não existe exc edente de água. C – o mês mais frio tem temperatura média entr e – 3º a 18ºC D – o mês mais frio tem temperatura média abai xo de – 3ºC e o mais moderadamente quente tem médi a superior a 10ºC E – o mês mais moder adamente quente é menor que 10ºC. – As subcategorias são feitas com ref erência a: 1. Distribuição saz onal da preci pitação f = nenhuma estação seca, úmido o ano todo (A, C, D) m = de monção, com breve estação seca e com chuvas intensas durante o resto do ano (A) w = chuva de verão (A, C, D) S = estação seca do verão (B) W = estação seca de inverno (B) 109 Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) 2. Características adicionais de temperatura a = verão quente, o mês mais quente tem média maior do que 22ºC b = verão moderadamente quente, o mês quente tem temperatura média inferior a 22ºC c = verão breve e moderadamente frio, menos do que 4 meses têm temperatura média maior do que 10ºC d = inverno muito frio, o mês mais frio tem temperatura média menor do que – 3ºC 3. Nas regiões áridas (BW e BS), o seguintes s ubscritos são us ados : h = quente, temperatura média anual maior do que 18ºC k = moderadamente frio, temperatura anual menor do que 18ºC 110 55
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    Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) A. CLIMAS TROPICAIS CHUVOSOS • Af – clima tropical c huvoso de floresta • Aw – clima de savana • Am – Clima tropic al de monç ão B. CLIMAS SECOS • BSh – clima quente de estepe • BSk – clima frio de es tepe • BWh – clima quente de deserto • BWk – clima frio de des erto C. CLIMAS TEMPER ADOS CHUVOSOS E QUENTES • Cfa – úmido em todas as estaç ões , verão quente • Cfb – úmido em todas as estaç ões , verão moderadamente quente • Cfc – úmido em todas as es tações, verão moderadamente frio e c urto • Cwa – chuva de verão, verão quente • Cwb – chuva de verão, verão moderadamente frio e curto • Csa – c huva de inver no, verão quente • Csb – c huva de inver no, verão moderadamente quente 111 Climatologia Classificação Climáticas • Modelos de Classificação (Köppen) D. CLIMA FRIO COM NEVE–FLORESTA • Dfa – úmido em todas as estaç ões , verão quente • Dfb – úmido em todas as estaç ões , verão frio • Dfc – úmido em todas as es tações, verão moderadamente frio e c urto • Dfd – úmido em todas as estaç ões , inver no intenso • Dwa – chuva de verão, verão quente • Dwb – chuva de verão, verão moderadamente quente • Dwc – c huva de verão, verão moderadamente frio • Dwd – chuva de verão, inverno intenso E. CLIMAS POLARES • Et – tundra • Ef – Neve e gelo perpétuos 112 56