Curso Básico de Meteorologia e Oceanografia -...
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Curso Bsico de Meteorologia e Oceanografia
Agosto, 2006
Universidade Federal do Rio de Janeiro
Departamento de Meteorologia Laboratrio de Modelagem de Processos
Marinhos e Atmosfricos
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EDITORIAL
Este material foi desenvolvido por integrantes do Laboratrio de Modelagem de
Processos Marinhos e Atmosfricos (LAMMA) e alunos do Departamento de
Meteorologia da Universidade Federal do Rio de Janeiro.
O enfoque bsico foi criar material de consulta para apoiar o curso e atividades
acadmicas que o LAMMA vem realizando junto ao Instituto Rumo Nutico, ligado
ao Projeto Grael.
O Projeto Grael uma iniciativa beneficente que visa, basicamente, dar educao
complementar, com nfase na nutica, a crianas de primeiro e segundo graus
matriculados na rede pblica.
O conhecimento da meteorologia e da oceanografia de grande valia neste setor, j
que o contato direto com o mar e sua interao com a atmosfera faz com que os
alunos estejam expostos aos fenmenos naturais que ocorrem neste ambiente,
gerando uma necessidade de compreend-los.
Gostaramos de agradecer aos alunos e professores do Departamento de
Meteorologia da UFRJ que participaram no desenvolvimento desse material, a
PETROBRAS, nas pessoas do Sr. Jairo dos Santos Jnior, Gerente de SMS da UN-
RIO e Sr. Rubinei Rodrigues, Coordenador do Controle de Emergncia da UM-
RIO/SMS, por apoiar essa iniciativa e ao pessoal do Instituto Rumo Nutico/Projeto
Grael, por nos permitirem participar desse belo esforo social. Por fim, gostaramos
de agradecer tambm aos alunos que participam do projeto e fizeram parte da
primeira turma do curso de oceanografia e meteorologia.
Caroline R. Mazzoli da Rocha, Mariana Palagano R. Silva e Maria Francisca Velloso
Agosto, 2006
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Laboratrio de Modelagem de Processos Marinhos e Atmosfricos METEOROLOGIA e OCEANOGRAFIA
SUMRIO
1 Meteorologia.........................................................................................................1
2 - Atmosfera Terrestre ..............................................................................................1
2.1 - COMPOSIO DA ATMOSFERA .............................................................................2
3- Presso Atmosfrica e Densidade do Ar................................................................4
4 - Estrutura Vertical da Atmosfera.............................................................................6
5 - O Aquecimento da Terra e da Atmosfera ..............................................................7
5.1 - TEMPERATURA E TRANSFERNCIA DE CALOR.......................................................7 5.2 - PORQUE A TERRA TEM ESTAES ......................................................................9
5.2.1 - Estaes do Ano no Hemisfrio Sul .........................................................9
6 - A Temperatura do ar ...........................................................................................10
6.1 - AQUECIMENTO DIURNO .....................................................................................10 6.2 - RESFRIAMENTO NOTURNO.................................................................................11 6.3 - FATORES QUE INFLUENCIAM O REGIME TRMICO .................................................11
7 Umidade e Condensao ...................................................................................12
7.1 UMIDADE........................................................................................................12 7.2 - TEMPERATURA DO PONTO DE ORVALHO ............................................................12 7.3 - ORVALHO E GEADA..........................................................................................13 7.4 - NEVOEIRO.......................................................................................................13
8 - Presso Atmosfrica e Ventos ............................................................................14
8.1 - FORAS QUE INFLUENCIAM O VENTO .................................................................16 8.2 - VENTOS EM TORNO DOS CENTROS DE ALTAS E BAIXAS PRESSES ......................17 8.3 - VENTOS E O MOVIMENTO VERTICAL ..................................................................18
9 - Circulao Geral da Atmosfera ...........................................................................18
9.1 - ESCALAS DO MOVIMENTO ATMOSFRICO...........................................................18 9.2 - SISTEMAS DE VENTOS LOCAIS ..........................................................................19 9.3 - VENTOS GLOBAIS ............................................................................................21 9.4 - A CIRCULAO GERAL DA ATMOSFERA .............................................................21
10 - Desenvolvimento das Nuvens e Precipitao ...................................................23
10.1 CLASSIFICAO DAS NUVENS .........................................................................23 10.2 FORMAO DAS NUVENS ...............................................................................26 10.3 - PROCESSOS DE PRECIPITAO.......................................................................27 10.4 - TIPOS DE PRECIPITAO ................................................................................28 10.5 MASSAS DE AR E FRENTES NO HEMISFRIO SUL ..............................................29
10.5.1 - Massas de ar........................................................................................29 10.5.2 - Frentes Frias ........................................................................................30
10.6 TEMPESTADES..............................................................................................30
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11 Previso Do Tempo ..........................................................................................34
11.1 - SINAIS DO TEMPO E REGRAS PARA A PREVISO DO TEMPO .................................35
12 - Oceanografia.....................................................................................................37
13 Dimenses E Formas Dos Oceanos ................................................................38
13.1 - COSTA ..........................................................................................................39 13.2 - PLATAFORMA CONTINENTAL ...........................................................................40 13.3 - TALUDE CONTINENTAL ...................................................................................40 13.4 - ASSOALHO OCENICO PROFUNDO ..................................................................40
14 As Propriedades Fsicas Da gua Do Mar .......................................................41
14.1 - EFEITOS DA TEMPERATURA, DA SALINIDADE E DA PRESSO SOBRE A DENSIDADE .42 14.2 - DISTRIBUIO ESPACIAL DAS PROPRIEDADES NOS OCEANOS ............................43
14.2.1 - Distribuio horizontal de temperatura.................................................43 14.2.2 - Distribuio vertical de Temperatura....................................................44 14.2.3 - Distribuio horizontal de Salinidade ...................................................46 14.2.4 - Distribuio vertical de Salinidade........................................................47
15 Circulao Ocenica.........................................................................................49
15.1 - CORRENTES GERADAS PELO VENTO ................................................................50 15.2 RESSURGNCIA............................................................................................52
15.2.1 - Vrtices e Meandros ............................................................................53 15.3 - OS GRANDES GIROS SUBTROPICAIS OCENICOS ...............................................54
15.3.1 - O Atlntico............................................................................................56 15.3.2 - O PACFICO.............................................................................................59 15.4 - CIRCULAO TERMOHALINA ...........................................................................63
15.4.1 - O diagrama T-S....................................................................................67
16 - Ondas................................................................................................................67
16.1 - FORMAO DAS ONDAS ..................................................................................68 16.2 - QUEBRA DAS ONDAS ......................................................................................69 16.3 - INTERPRETAO DE PREVISES DE ONDA .......................................................70
17 - Mars ................................................................................................................74
17.1 - TIPOS DE MARS............................................................................................75 17.2 - MECANISMOS GERADORES DA MAR................................................................77
18 - Referncias Bibliogrficas .................................................................................79
19 - Colaborao ......................................................................................................81
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1 METEOROLOGIA
Meteorologia a cincia que estuda a atmosfera e todos os fenmenos
ligados a ela, como a chuva, os ventos, as nuvens, o tempo e o clima. Alm de
eventos de maior intensidade como os furaces e os tornados.
Veremos neste curso que existem diferentes tipos de ventos, de nuvens, de
tempestades, e que de alguma maneira todos esses fenmenos esto ligados entre
si.
O termo Meteorologia surgiu quando o filsofo grego Aristteles, em torno de
340 a.C. escreveu um livro chamado Meteorolgica onde ele tentava explicar alguns
fenmenos meteorolgicos de maneira mais filosfica e descritiva. A meteorologia
de fato, como cincia, aconteceu a partir da inveno de alguns instrumentos, como
por exemplo, os termmetros, que permitiram a disponibilidade de medidas para
serem usadas de uma maneira mais concreta nos estudos cientficos. A partir da,
com o avano da tecnologia a cincia se desenvolveu e hoje conta com
instrumentos como satlites e radares, possibilitando assim, estudos cada vez mais
aprofundados sobre a nossa atmosfera.
2 - ATMOSFERA TERRESTRE
A atmosfera da Terra um fino invlucro gasoso composto principalmente de
nitrognio (N2) e oxignio (O2), com pequenas quantidades de outros gases, como
vapor d'gua (H2O) e dixido de carbono (CO2).
Embora nossa atmosfera se estenda na vertical por centenas de quilmetros,
cerca de 99% fica compreendido na camada inferior, com cerca de 30 km da
superfcie da Terra. Este fino manto de ar protege a superfcie e seus habitantes da
radiao ultravioleta do Sol, assim como do material proveniente do espao
interplanetrio, agindo como um filtro. No existe limite superior definido para a
atmosfera; ela se torna cada vez mais tnue, eventualmente se misturando com o
espao vazio, at no ser mais percebida. Na Figura 1 podemos observar uma foto
da atmosfera da Terra vista do espao, onde a fina camada azul no horizonte o ar.
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Figura 1: Atmosfera terrestre vista do espao.
2.1 - Composio da atmosfera
A Tabela I mostra os vrios gases presentes em um volume de ar perto da
superfcie da Terra. Note que o nitrognio ocupa 78% e o oxignio cerca de 21% de
volume total.
Tabela I: Principais constituintes do ar - Fonte: Ahrens, 1993.
Constituintes Permanentes do ar Constituintes variveis do ar
Constituinte Contedo
(% por volume) Constituinte
Contedo
(% por volume)
Nitrognio 78 Vapor dgua 0 a 4
Oxignio 21 Dixido de carbono 0,035
Outros Menos que 1 Oznio 0,002
A concentrao do vapor d'gua, entretanto, varia de um lugar para o outro e
de instante para instante. Perto da superfcie em regies tropicais, o vapor d'gua
pode chegar a 4% dos gases da atmosfera, enquanto que em reas polares, sua
concentrao pode se reduzir a uma frao de 1% (ver Tabela I). As molculas de
vapor d'gua so, naturalmente, invisveis. Elas se tornam visveis somente quando
se transformam em grandes partculas lquidas ou slidas, tais como gotas de
nuvens e cristais de gelo. A mudana do vapor d'gua para gua lquida chamada
de condensao, enquanto que o processo de transformao de lquido para vapor
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chamado de evaporao.
O dixido de carbono (CO2), um componente natural da atmosfera, ocupa
uma porcentagem pequena (mas importante) do volume do ar, cerca de 0,035%. O
CO2 entra na atmosfera principalmente a partir do decaimento da vegetao, assim
como das erupes vulcnicas, da exalao da vida animal, da queima de
combustveis fsseis (tais como carvo, leo e gs natural) e do desflorestamento. A
remoo do CO2 da atmosfera ocorre durante a fotossntese, quando as plantas
consomem CO2 para produzir matria verde.
Na superfcie, o oznio (O3) prejudicial sade e a vegetao. No entanto,
a maioria do oznio na atmosfera (cerca de 97%) encontrado na atmosfera
superior, onde formado naturalmente, quando tomos de oxignio se combinam
com molculas de oxignio. Ali a concentrao de oznio tem uma mdia de menos
do que 0,002% por volume. Esta pequena quantidade importante, porque atua
como um escudo para os raios ultravioleta do Sol prejudiciais s plantas, animais e
ao homem (camada de oznio).
Impurezas de origem humana ou natural esto tambm presentes na
atmosfera. O vento levanta poeira e outras partculas do solo e as carrega para
cima. Pequenas gotas de gua salgada das ondas do mar so levadas para o ar, e
ao evaporarem estas gotas deixam microscpicas partculas de sal suspensas no ar.
Fumaa proveniente de incndios florestais elevam-se at bem longe da superfcie e
os vulces introduzem toneladas de finas partculas e gases no ar. Coletivamente,
estas pequenas partculas slidas ou lquidas de vrias composies so chamadas
de aerossis.
O gs dixido de nitrognio geralmente d atmosfera uma cor escura,
marrom clara. Na luz do Sol, ele reage com os hidrocarbonetos e outros gases para
produzir oznio. O monxido de carbono o maior poluente do ar das cidades.
Embora sem cor e inodoro, este venenoso gs se forma durante a combusto
incompleta de combustveis que contm carbono, em reas urbanas 75% do CO tem
sua origem nos veculos.
A queima de combustveis que contm enxofre (tais como carvo e leo)
libera para o ar o gs incolor dixido de enxofre (SO2). Quando a atmosfera est
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suficientemente mida, o SO2 pode se transformar em finas gotas diludas de cido
sulfrico. A chuva que contm cido sulfrico corri metais e superfcies pintadas e
aumenta o teor de acidez da gua. A chuva cida, como conhecida, um dos
maiores problemas do meio ambiente, principalmente na trajetria dos ventos que
vm das principais regies industriais. Em adio, altas concentraes de SO2
produzem srios problemas respiratrios para os seres humanos, tais como a
bronquite, e tm efeitos adversos nas plantas.
3- PRESSO ATMOSFRICA E DENSIDADE DO AR
As molculas do ar (assim como todas as outras coisas) esto presas junto a
Terra pela gravidade. O cientista que descobriu a gravidade foi Galileu Galilei (1564
1642) (Figura 2). Esta fora invisvel pressionando as molculas de ar umas sobre
as outras e comprimindo-as, faz com que haja um aumento do nmero de molculas
por volume quando nos aproximamos da superfcie. J que a densidade do ar o
nmero de molculas de ar em um dado espao (volume), segue-se que a
densidade do ar maior na superfcie e decresce na medida que nos movemos para
cima na atmosfera.
Figura 2: Retrato de Galileu Galilei.
O peso das molculas de ar exerce uma fora sobre a Terra, que chamada
de presso atmosfrica ou, simplesmente, presso do ar. A presso em qualquer
nvel na atmosfera pode ser medida em termos do peso total do ar em um ponto a
uma certa altura, e assim, a presso atmosfrica sempre decresce com a altura.
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Assim, possvel perceber que uma cidade localizada na montanha, como por
exemplo, Petrpolis, recebe uma presso atmosfrica menor que uma cidade que se
localiza no nvel do mar, como por exemplo, Niteri. O instrumento utilizado para
medir a presso atmosfrica o barmetro, e pode ser observado na Figura 3.
Figura 3: Barmetro de mercrio e barmetro aneride. Fonte: INMET
A unidade de medida o milibar (mb) ou hectopaschal (hPa). No nvel mdio
do mar, o valor mdio ou padro da presso atmosfrica :
1013,25 mb = 1013,25 hPa
A Figura 4 ilustra quo rapidamente a presso do ar decresce com a altura.
Com uma presso ao nvel do mar de 1000 milibares, vemos pela Figura 4 que, a
uma altitude de somente 5,5 quilmetros, a presso do ar cerca de 500 milibares,
ou metade da presso ao nvel do mar.
Figura 4: Representao da variao vertical da densidade e da presso com a altura. Fonte:
Adaptada de Ahrens, 1993.
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4 - ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA
Na tentativa de dividir a atmosfera em camadas para melhor estud-la,
percebemos que tanto a presso como a densidade do ar decrescem com a altura
sobre a superfcie. Entretanto, a temperatura do ar tem um perfil vertical mais
complexo, o que nos facilita a diviso. Observe a Figura 5 e note que a temperatura
do ar normalmente decresce desde a superfcie da Terra at uma elevao de cerca
de 11 quilmetros. Este decrscimo na temperatura do ar com o aumento da altitude
devido ao fato de que a luz do Sol esquenta a superfcie da Terra, que por sua vez
aquece o ar sobre ela.
Nesta parte da atmosfera (desde a superfcie at cerca de 11 km) esto
compreendidos os fenmenos meteorolgicos considerados mais comuns na Terra.
Esta regio chamada de troposfera.
Note tambm na Figura 5, que acima de 11 km a temperatura do ar pra de
decrescer com a altura. Esta regio, onde a temperatura do ar permanece constante
com a altura, conhecida como uma regio isotrmica (de igual temperatura). A
base desta zona marca o topo da troposfera e o incio de uma nova camada, a
estratosfera. O limite de separao da troposfera e da estratosfera chamado de
tropopausa. Observa-se tambm que, na estratosfera a uma altitude de 20 km, a
temperatura do ar comea a aumentar com a altitude. Tal aumento da temperatura
do ar com a altura chamado de inverso trmica, j que ocorre de maneira inversa
ao esperado.
Embora a temperatura do ar esteja aumentando com a altura, o ar a uma
altitude de 30 km extremamente frio, tendo uma mdia de menos de 46C.
A razo da inverso trmica na estratosfera a presena do gs oznio que
responsvel pela maior parte do aquecimento nesta altitude, porque ele absorve
energia solar ultravioleta (UV). Parte desta energia absorvida esquenta a
estratosfera, o que explica a inverso.
Acima da estratosfera fica a mesosfera. O ar extremamente tnue e a
presso atmosfrica bastante baixa (Figura 5). Neste nvel, sem equipamento de
oxignio adequado, o pulmo no ter oxignio suficiente e a pessoa sufocar. Com
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uma temperatura mdia de 90C, o topo da mesosfera representa a parte mais fria
da atmosfera.
A "camada quente" sobre a mesosfera a termosfera. Aqui as molculas de
oxignio (O2) absorvem os raios solares energticos, aquecendo o ar. Na
termosfera, existem relativamente poucos tomos e molculas. Conseqentemente,
a absoro de uma pequena quantidade de energia solar pode causar um grande
aumento na temperatura do ar.
A regio onde os tomos e molculas escapam para o espao denominada
de exosfera, que representa o limite superior da nossa atmosfera.
Figura 5: Perfil vertical da atmosfera. Fonte: Vianello e Alves, 1991.
5 - O AQUECIMENTO DA TERRA E DA ATMOSFERA
5.1 - Temperatura e Transferncia de Calor
A temperatura uma quantidade que nos diz quo quente ou frio algo est
relativo a algum valor padro. Mas podemos olhar a temperatura de outra maneira.
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Sabemos que o ar uma mistura incontvel de bilhes de tomos e
molculas. Se eles pudessem ser vistos, apareceriam se movendo em todas as
direes, se lanando livremente, girando e colidindo uns com os outros. Falando de
uma maneira simples, a temperatura uma medida da velocidade mdia dos
tomos e molculas, onde maiores temperaturas correspondem a maiores
velocidades mdias.
Se lentamente resfriarmos o ar, seus tomos e molculas se movero mais
devagar at que o ar atinja a temperatura de -273 C (0 Kelvin), que a menor
temperatura possvel. Nesta temperatura, chamada zero absoluto, os tomos e
molculas possuiriam uma quantidade mnima de energia e nenhum movimento.
O calor, por outro lado, a energia envolvida no processo de transferncia de
um objeto para outro por causa da diferena de temperatura que h entre eles. Na
atmosfera, o calor transferido por conduo, conveco e radiao. Examinaremos
com mais detalhe estes mecanismos de transferncia de energia depois de darmos
uma olhada no conceito de calor latente.
Calor Latente A energia trmica necessria para mudar o estado de uma
substncia chamada de calor latente.
Conduo - A transferncia de calor de molcula para molcula em uma substncia
chamada conduo. A transferncia de calor neste sistema sempre flui das regies
mais quentes para as mais frias. Geralmente, quanto maior a diferena de
temperaturas, mais rpida a transferncia de calor.
Conveco - A transferncia de calor pelo movimento da massa de um fluido (como
a gua e o ar) chamada conveco. Este tipo de transferncia trmica aparece em
lquidos e gases porque eles podem se mover livremente e possvel estabelecer
fluxos dentro deles.
Radiao - Num dia de vero voc deve ter notado o quo quente sua face fica se
voc exp-la ao Sol. Os raios solares viajam pelo ar a sua volta, sem produzir muitos
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efeitos no mesmo. Sua face, no entanto, absorve essa energia e a converte em
energia trmica. Entretanto, os raios solares aquecem sua face, sem efetivamente
aquecer o ar. A energia transferida do Sol para a sua face chamada energia
radiante ou radiao.
5.2 - Porque a Terra tem Estaes
A Terra gira completamente em torno do Sol (movimento de translao) num
caminho elptico ao longo de 365 dias (um ano). Assim como a Terra gira em torno
do Sol, ela tambm gira em torno do seu prprio eixo (movimento de rotao) em 24
horas (um dia). A distncia mdia da Terra para o Sol 150 milhes de km.
5.2.1 - Estaes do Ano no Hemisfrio Sul
Em 22 de junho, o Hemisfrio Sul est experimentando uma estao
completamente diferente. Porque esta parte do mundo est agora inclinada para fora
do Sol, as noites so longas e os dias curtos. Todos esses fatores mantm a
temperatura do ar razoavelmente baixa. O solstcio de junho marca o comeo
astronmico do inverno no Hemisfrio Sul (Figura 6). Nesta parte do mundo, o vero
no comear oficialmente antes que o Sol esteja sobre o Trpico de Capricrnio
(23,5) - lembre-se que isto ocorre em 22 de dezembro. Assim, quando inverno
(junho) no Hemisfrio Sul, vero no Hemisfrio Norte.
Figura 6: A terra, ao girar em torno do Sol, tem seu eixo inclinado com um ngulo de 23,5 . O eixo da Terra aponta sempre para uma mesma rea no espao (com seria visto de uma estrela distante).
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6 - A TEMPERATURA DO AR
6.1 - Aquecimento Diurno
Quando o Sol nasce pela manh, aquece o solo por radiao, que por sua
vez aquece o ar em contato com ele por conduo. Contudo, o ar um mau
condutor de calor, e este processo s ocorre at poucos centmetros da superfcie.
Enquanto o Sol ascende, o ar em contato com o solo se torna ainda mais quente, e,
em um dia calmo, h uma diferena substancial de temperatura imediatamente
acima do solo.
Prximo superfcie comea a haver conveco, e bolhas de ar ascendente
ajudam a redistribuir o calor (Figura 7). Com tempo calmo, esse processo no
mistura o ar efetivamente. Logo, grandes diferenas de temperatura na vertical
podem ocorrer. Em dias com vento, entretanto, o ar quente da superfcie com o ar
mais frio acima podem se misturar. Esta forma de mistura mecnica, s vezes
referida como conveco forada, ajuda a transferir o calor em excesso da superfcie
com maior eficincia. Portanto, a diferena de temperatura entre o ar prximo
superfcie e o ar imediatamente acima no to grande em dias com vento quanto
em dias calmos.
Figura 7: Distribuio de calor superfcie.
Podemos agora ver porque a parte mais quente do dia na parte da tarde,
embora prximo do meio-dia, os raios solares sejam mais intensos. A hora exata da
temperatura mxima varia. Onde o cu no vero permanece claro toda tarde, a
mxima ocorrer entre 15:00 e 17:00.
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Quo quente o ar fica depende de fatores tais como tipo de solo, sua umidade
e cobertura vegetal. Quando o solo um mal condutor de calor (como por exemplo,
areia), o calor no se transfere imediatamente para as camadas mais profundas do
solo. Isso permite que a temperatura da superfcie aumente ainda mais, deixando
mais energia disponvel para aquecer o ar acima. Por outro lado, se o solo mido e
vegetado, grande parte da energia disponvel evapora gua, deixando menos
energia para aquecer o ar.
6.2 - Resfriamento Noturno
Quando o Sol descende, sua energia se espalha sobre uma rea maior, o que
reduz o calor disponvel para aquecer o solo. Em um certo horrio no fim da tarde ou
princpio da noite, a superfcie terrestre e o ar acima passam a perder mais energia
do que recebem, logo, eles passam a se resfriar.
A superfcie e o ar acima se resfriam irradiando energia infravermelha, um
processo chamado de resfriamento radiativo. O solo se resfria mais rapidamente.
Conseqentemente, logo aps o pr do Sol, a superfcie terrestre est um pouco
mais fria que o ar diretamente acima. Este passa a transferir energia por conduo
para a superfcie, que por sua vez irradia para o espao.
6.3 - Fatores que influenciam o regime trmico
Os principais fatores que causam variaes na temperatura de um lugar para
outro so chamados de controladores da temperatura. Os principais controladores
so: a latitude, o contraste terra/gua e a altitude.
Como a temperatura do ar geralmente diminui com a altura, cidades no alto
de montanhas so mais frias do que ao nvel do mar.
A importncia da latitude sobre a temperatura faz com que esta seja mais
elevada em regies prximas ao Equador (latitudes mais baixas) e mais fria prxima
aos Plos (altas latitudes).
As variaes na temperatura dependem ainda do contraste terra / gua, e a
razo para estas variaes pode ser atribuda ao aquecimento diferenciado entre a
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terra e a gua. Na superfcie, a energia solar que chega ao solo s absorvida por
uma fina camada, enquanto que no mar, esta penetra em camadas mais profundas,
fazendo com que a energia seja distribuda por uma camada maior.
7 UMIDADE E CONDENSAO
7.1 Umidade
Umidade se refere a uma das vrias maneiras de especificar a quantidade de vapor
no ar. J que existem vrios modos de expressar o contedo de vapor dgua,
existem vrios significados para o conceito de umidade. No entanto vamos dar
nfase ao conceito de umidade relativa.
Umidade Relativa Embora a umidade relativa seja o modo mais comumente
usado para descrever a umidade atmosfrica, ela tambm, a mais mal
interpretada. O conceito de umidade relativa nos diz quo perto o ar est de se
tornar saturado. A umidade relativa a razo da quantidade de vapor dgua
realmente no ar comparada com a quantidade mxima de vapor dgua necessria
para saturar (o ar est saturado quando o nmero total de molculas evaporando
est equilibrado pelo nmero de molculas que esto condensando) o ar naquela
temperatura (e presso) particular. A umidade relativa expressa em porcentagem.
Uma parcela de ar com 100% de umidade relativa dita saturada, pois ela atingiu
sua capacidade de conter vapor dgua. A umidade relativa expressa em
porcentagem. Uma parcela de ar com 100% de umidade relativa dito estar
saturado porque ele atingiu sua capacidade de conter vapor dgua.
7.2 - Temperatura do Ponto de Orvalho
Temperatura do ponto de orvalho representa a temperatura na qual o ar deve
ser resfriado (sem que haja mudana na presso e no contedo de umidade do ar)
para que ocorra a saturao.
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A diferena entre a temperatura do ar e do ponto de orvalho pode indicar se a
umidade baixa ou alta. Quando a temperatura do ar e a temperatura do ponto de
orvalho esto muito afastadas, a umidade baixa; quando elas esto com valores
prximos, a umidade alta. Quando as temperaturas do ar e do ponto de orvalho
so iguais, o ar est saturado e a umidade do ar de 100%.
7.3 - Orvalho e Geada
Em noites claras e calmas, a superfcie da Terra resfria-se rapidamente pela
emisso de radiao infravermelha, por conseqncia, o ar que fica em contato com
a superfcie resfria-se por conduo. Na medida em que as superfcies resfriam
abaixo desta temperatura, o vapor dgua comea a se condensar sobre elas,
formando uma fina cobertura de gua chamada de orvalho. Se a temperatura do ar
cair at atingir o ponto de congelamento ou abaixo dela, o orvalho ir se congelar,
tornando-se uma fina camada de gelo chamada de orvalho congelado.
A geada se forma em manhs frias, calmas e claras quando a temperatura do
ponto de orvalho igual ou abaixo do ponto de congelamento. Quando a
temperatura do ar cai at temperaturas, o vapor dgua pode eventualmente mudar
diretamente para gelo sem passar pelo estado lquido - um processo chamado de
deposio. A geada tem uma aparncia de ramos ou galhos como em uma rvore
que facilmente distinguvel do caso de orvalho congelado.
7.4 - Nevoeiro
O nevoeiro como qualquer nuvem (Figura 8), geralmente produzido por
resfriamento da terra chamado de nevoeiro de radiao. Como o ar frio e pesado
escoa para os lugares mais baixos como os vales, pode-se observar normalmente a
formao deste tipo de nevoeiro nestes lugares.
Na medida que os ventos de vero transportam o nevoeiro para dentro do
continente sobre terras mais quentes, o nevoeiro perto do solo se dissipa,
permanecendo uma lmina de nuvens baixas cinzas que bloqueiam o Sol. Mais para
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dentro do continente, o ar suficientemente quente, de tal modo que estas nuvens
baixas evaporam e se dissipam.
Figura 8: Foto ilustrativa de nevoeiro.
8 - PRESSO ATMOSFRICA E VENTOS
O ar se move em resposta s diferenas horizontais de presso. Na
atmosfera, o vento se forma na tentativa de igualar diferenas na presso do ar.
Na medida em que subimos na atmosfera existem cada vez menos molculas
de ar sobre ns; portanto a presso do ar sempre diminui com o aumento da
altitude. Outro conceito que j vimos o de que a nossa atmosfera est concentrada
junto superfcie, fazendo com que a presso atmosfrica decresa com a altitude
rapidamente no comeo e mais lentamente em altas altitudes.
Suponha que de alguma maneira forcemos o ar a entrar na coluna da Figura
9. O que aconteceria? Se a temperatura na coluna no se alterasse, a adio do ar
tornaria a coluna de ar mais densa e o peso adicional deste ar na coluna aumentaria
a presso do ar na superfcie. Do mesmo modo, se uma grande quantidade de ar
fosse removida da coluna, a presso do ar na superfcie mudaria pela variao da
quantidade de ar sobre a superfcie.
Suponha que as duas colunas de ar na Figura 10a estejam localizadas a uma
mesma elevao e tenham idnticos valores de presso superfcie. Esta condio,
naturalmente, significa que existe o mesmo nmero de molculas (a mesma massa
de ar) em cada coluna sobre ambas as cidades. Alm disso, suponha que a presso
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do ar superfcie em ambas as cidades permanea a mesma, enquanto o ar sobre a
cidade 1 resfriado e o ar sobre a cidade 2 aquecido (Figura 10b).
Na medida em que a coluna 1 se resfria, as molculas se movem mais
devagar e se juntam - neste caso o ar se torna mais denso. No ar mais aquecido,
acima da cidade 2, as molculas se movem mais rapidamente e se afastam umas
das outras - o ar se torna menos denso. Se a largura das colunas no se altera (e
se assumirmos que exista uma barreira invisvel entre as colunas) ento, para
manter a presso na superfcie sem variar, o total de molculas sobre cada cidade
deve permanecer o mesmo. No ar mais denso e frio sobre a cidade 1, a coluna se
contrai, enquanto que a coluna se expande e fica mais alta no ar menos denso e
mais quente sobre a cidade 2.
Ns agora temos uma coluna de ar menor e mais fria sobre a cidade 1 e uma
coluna mais alta e mais quente de ar sobre a cidade 2. Desta situao ns podemos
concluir que necessita-se de uma coluna menor de ar mais frio e denso para exercer
a mesma presso a superfcie que uma coluna maior de ar quente e menos denso.
Este conceito tem uma grande aplicabilidade e significncia em Meteorologia.
O fato de que o nmero de molculas sobre um nvel ser um indicador da
presso atmosfrica nos leva a um importante conceito: ar quente em altitude
normalmente est associado com altas presses atmosfricas e ar frio em altitude
est associado com baixos valores de presso atmosfrica.
Na Figura 10c, a diferena horizontal na temperatura cria uma diferena
horizontal de presso. A diferena de presso estabelece uma fora (chamada de
fora do gradiente de presso) que causa o movimento do ar da presso mais alta
na direo da presso mais baixa. Conseqentemente, se removermos a barreira
invisvel entre as duas colunas e permitirmos que o ar em altitude se mova
horizontalmente, o ar ir se mover da coluna 2 na direo da coluna 1. Na medida
que o ar em altitude saia da coluna 2, o peso do ar na coluna decrescer e, deste
modo, haver uma diminuio da presso em superfcie. Do mesmo modo, a
acumulao de ar na coluna 1 causar um aumento na presso do ar em superfcie.
Resumindo, aquecimento ou resfriamento de uma coluna de ar pode
estabelecer variaes horizontais na presso que causaro movimentos
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compensatrios no ar. O acumulo de ar sobre a superfcie provocar um aumento da
presso do ar, enquanto que um decrscimo na quantidade de ar sobre a superfcie
provocar uma diminuio na presso do ar em superfcie.
Figura 9 - Modelo da atmosfera onde a densidade do ar permanece constante com a altura. Fonte:
Adaptada de Ahrens, 1993.
Figura 10 Necessita-se de uma coluna menor de ar frio para exercer a mesma presso do que uma longa coluna de ar aquecido. Por isso, ar frio em altos nveis est associado com baixas presses e ar quente em altos nveis est associado com altas presses. A diferena de presso em cima cria uma fora que faz o ar se mover da regio de presso mais alta para a regio de presses mais baixas. A remoo do ar da coluna 2 causa uma queda de presso na superfcie, enquanto que a adio de ar na coluna 1 faz com que a presso na superfcie aumente. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993. 8.1 - Foras que Influenciam o Vento
Fora do gradiente de presso Se calcularmos de quanto a presso est
mudando sobre uma determinada distncia, ns teremos o gradiente de presso.
Quando existem diferenas horizontais na presso do ar existe uma fora
lquida atuando sobre o ar. Esta fora chamada de fora do gradiente de presso
(FGP) que se dirige diretamente das altas para as baixas presses.
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Se a FGP fosse a nica a atuar sobre o ar, ns sempre veramos o vento se
dirigindo das altas para as baixas presses. No entanto, assim que o ar comea a se
deslocar o vento desviado de seu curso pela fora de Coriolis.
Fora de Coriolis a fora de Coriolis descreve uma fora aparente que surge
devido rotao da Terra. Todos os objetos que se movem, tais como correntes
ocenicas, avies, projteis de artilharia e molculas sofrem este efeito. A fora de
Coriolis faz com que o vento se desvie para a esquerda de seu curso no hemisfrio
sul e para a direita de seu curso no hemisfrio norte.
Na maioria das nossas experincias dirias, a fora de Coriolis to pequena
que desprezvel, contrariamente crena popular, ela no faz a gua girar na
direo horria ou ao contrrio quando ela escoa em uma pia (o formato da pia
desempenha um papel muito mais determinante neste fato).
8.2 - Ventos em torno dos Centros de Altas e Baixas Presses
Porque as baixas so chamadas tambm de ciclones, o fluxo horrio do ar em
torno delas freqentemente chamado de fluxo ciclnico (no HS). Do mesmo modo,
o fluxo anti-horrio do ar em torno das altas chamado de fluxo anticiclnico (Figura
11).
Figura 11: Fluxo idealizado em torno dos centros de altas e baixas presses no Hemisfrio Sul. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.
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8.3 - Ventos e o Movimento Vertical
At agora vimos que os ventos em superfcie fluem convergindo para o centro
de baixa presso e divergindo em torno do centro de alta presso. Na medida que
ele converge para o centro da rea de baixa presso, ele tem que ir para algum
lugar. Como o ar que converge no pode penetrar no solo, ele sobe vagarosamente.
Acima da baixa em superfcie (em torno de 6.000 metros) o ar comea a divergir
para compensar a convergncia do ar em superfcie. Assim que o fluxo de ar
divergente em altos nveis equilibra o fluxo convergente de ar na superfcie, a
presso no centro da baixa no muda. Entretanto, a presso superfcie mudar se
o fluxo divergente em ar superior e a convergncia em superfcie no estiverem em
equilbrio. Por exemplo, se a divergncia em altos nveis exceder a convergncia em
superfcie, a presso no centro da baixa ir decrescer, e as isbaras em torno da
baixa ficaro mais prximas umas das outras. Este processo aumenta o gradiente
de presso (e, portanto, a fora do gradiente de presso) o que, por seu lado,
aumenta o vento em superfcie.
O vento em superfcie se move para fora do centro de alta presso (diverge).
Para substituir o ar que sai em superfcie, o ar nos nveis mais acima convergem e
descem vagarosamente. Novamente, na medida que o ar que converge equilibra o
ar que diverge em superfcie, a presso no centro da alta no vai mudar.
9 - CIRCULAO GERAL DA ATMOSFERA
9.1 - Escalas do Movimento Atmosfrico
Existem circulaes de todas as escalas dentro da atmosfera, e para ajudar
no entendimento destas, os meteorologistas agrupam as circulaes de acordo com
sua abrangncia. Esta hierarquia de movimentos, desde pequenos redemoinhos at
tempestades gigantes chamada de escalas de movimento.
Considere a fumaa de uma chamin subindo pelo ar claro em uma regio
industrial de uma grande cidade (Figura 12a). Dentro da fumaa, pequenos
movimentos caticos pequenos redemoinhos fazem com que ela gire e se mova.
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Estes redemoinhos se constituem na menor escala de movimento a microescala.
Na microescala, os redemoinhos com dimetros de poucos metros no s dispersam
a fumaa como tambm carregam poeira e papis para o ar. Eles se formam pela
conveco do ar ou pela passagem do vento sobre obstculos e geralmente tm
vida curta, durante, no mximo, uns poucos minutos.
Na Figura 12b observe que, na medida que a fumaa sobe, ela gira e se
dirige para o centro da cidade. A fumaa sobe mais alto ainda e carregada de volta
para o setor industrial. Esta circulao da cidade se constitui na prxima escala - a
mesoescala (significando escala mdia). Circulaes tpicas de mesoescala variam
de poucos km at cerca de centenas de km. Geralmente elas duram muitos minutos,
horas e, em muitos casos, at um dia. As circulaes de mesoescala incluem as
tempestades, e algumas tempestades tropicais menores.
Na escala sintica (Figura 12c), as circulaes dominam regies de centenas
a milhares de km quadrados e embora seu tempo de vida varie, eles tipicamente
duram por vrios dias e, s vezes, semanas. Existem circulaes de vrias escalas
sobre todo o planeta. Algumas vezes as escalas sintica e global so combinadas e
referidas como macroescala.
Figura 12 Escalas do movimento atmosfrico. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.
9.2 - Sistemas de Ventos Locais
Brisas Martimas e Terrestres As desigualdades nas taxas de aquecimento da
terra e do mar causam estes sistemas de ventos costeiros. Durante o dia, a terra se
aquece mais rapidamente que a gua adjacente e o forte aquecimento do ar acima
desta superfcie produz uma baixa (presso) trmica rasa. O ar sobre a gua
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permanece mais frio do que o ar sobre a terra; donde se forma uma alta (presso)
trmica sobre a gua. O efeito final desta distribuio de presso a brisa martima
que sopra do mar para a terra (Figura 13a). Como os mais fortes gradientes de
temperatura e presso ocorrem perto da fronteira entre a gua e a terra, os ventos
mais fortes tipicamente ocorrem perto das praias e diminuem para dentro do
continente. Alm disso, como o maior contraste de temperatura entre o mar e a terra
ocorre tarde, do mesmo modo, as brisas martimas so mais fortes neste horrio.
Durante a noite, a terra se resfria mais rapidamente do que a gua. O ar
sobre a terra torna-se mais frio que o ar sobre a gua, produzindo uma distribuio
de presso tal como a mostrada na Figura 13b. Com presses mais altas agora
sobre a terra, o vento se inverte e torna-se brisa terrestre uma brisa que flui da
terra para a gua. Esses contrastes trmicos entre a gua e a terra so menores
noite, portanto, a brisa terrestre bem menos intensa que a martima.
(a) (b) Figura 13: Representao das brisas (a) martima; (b) terrestre Fonte:
http://www.aeroclubeparana.com.br/meteorologia/circgervento.htm Brisas de Montanha e de Vale Naturalmente, as brisas de montanha e de vale se
desenvolvem ao longo de cadeias montanhosas. Observe na Figura 14 que durante
o dia a radiao solar aquece as paredes dos vales, que por sua vez aquece o ar em
contato com elas. O ar aquecido, sendo menos denso que o ar que esta mais acima
do vale, ascende montanha acima como um vento suave denominado de brisa de
vale. noite, o fluxo se reverte. As paredes da montanha se resfriam rapidamente,
esfriando o ar em contato com elas. O ar mais frio e denso se escoa para baixo,
para o fundo do vale, produzindo a brisa de montanha. Este ciclo dirio no fluxo do
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vento mais bem desenvolvido em dias claros de vero quando o vento
predominante fraco.
(a) (b) Figura 14: Representao das brisas (a) vale; (b) montanha
Fonte: http://atelier.uarte.mct.pt/rota-do-tempo/Vento/Vento.htm#Vento
9.3 - Ventos Globais
At agora vimos que os ventos locais variam consideravelmente de dia para
dia e de estao para estao do ano. Como voc pode suspeitar, esses ventos
fazem parte de uma circulao muito maior. As reas de baixa e alta presso que
giram so como redemoinhos em grandes rios; assim o fluxo de ar em torno do
globo como um rio. Quando se toma a mdia dos ventos sobre o globo por um
perodo longo, os ventos locais desaparecem e o que vemos a configurao dos
ventos em escala global o que comumente chamado de circulao geral da
atmosfera.
9.4 - A Circulao Geral da Atmosfera
Antes de estudarmos a circulao geral da atmosfera, devemos lembrar que
ela apenas representa o fluxo mdio do ar em torno do globo. Na verdade, os ventos
em um determinado ponto e num dado instante podem diferir consideravelmente
desta mdia. Por outro lado, a mdia pode responder porque e como os ventos
circulam em torno do globo da maneira como o fazem. A mdia pode nos dar
tambm uma viso dos mecanismos que governam aqueles ventos, assim como nos
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d um modelo de como so transportados o calor e o movimento no Equador para
as regies polares, tornando o clima das latitudes mdias tolerveis.
A causa da circulao geral o aquecimento desigual da superfcie terrestre.
Tomando a mdia sobre toda a Terra, a radiao solar que chega
aproximadamente igual energia que sai. Entretanto, este balano de energia no
mantido para todas as latitudes, j que os trpicos experimentam um ganho lquido
de energia enquanto as regies polares sofrem uma perda lquida de energia. Para
equilibrar estas desigualdades, a atmosfera transporta ar quente na direo dos
plos e ar frio na direo do Equador. Embora aparentemente simples, o fluxo real
do ar bastante complexo; certamente nem tudo conhecido sobre este processo.
Modelo Tricelular - As regies tropicais recebem um excesso de calor e os plos
um dficit. Em cada hemisfrio, trs clulas tm a funo de redistribuir a energia.
Uma rea de alta presso superfcie est localizada em cada plo e baixas
presses a superfcie existe no equador. Vamos olhar o modelo mais de perto
examinando o que acontece com o ar sobre o Equador (Figura 15).
Figura 15: Representao esquemtica simplificada da circulao geral da atmosfera. Fonte: http://www.atmosphere.mpg.de
Sobre as guas equatoriais, o ar quente, os gradientes horizontais de
presso e os ventos so fracos. O ar ascendente atinge a tropopausa, que atua
como uma barreira, fazendo com que o ar se mova lateralmente na direo dos
plos. A fora de Coriolis desvia estes fluxos na direo dos plos para a direita no
hemisfrio norte e para a esquerda no hemisfrio sul, dando origem a ventos de
oeste no ar superior em ambos os hemisfrios.
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O ar se movendo para os plos a partir dos trpicos vai se resfriando
continuamente e, ao mesmo tempo, comea a convergir, especialmente quando ele
se aproxima das latitudes mdias. Esta convergncia do ar nos nveis altos aumenta
a massa de ar sobre a superfcie o que faz a presso do ar aumentar na superfcie.
Portanto, em latitudes prximas a 30, a convergncia do ar em cima produz
cintures de altas presses chamados altas subtropicais (ou anticiclones). Na
medida em que convergem, o ar relativamente seco acima desce vagarosamente, e
se aquece por compresso. Este ar subsidente geralmente produz cu claro e
temperaturas altas superfcie; portanto, nesta regio que se encontram os
maiores desertos do mundo. Sobre os oceanos, os fracos gradientes de presso no
centro das altas produz apenas ventos fracos. De acordo com a lenda, os barcos
vela viajando para o Novo Mundo eram geralmente afetados nesta regio; j que a
comida no podia ser descartada, os cavalos eram ento jogados ao mar ou
comidos. Como conseqncia, esta regio conhecida como latitudes dos cavalos.
A partir das latitudes dos cavalos, parte do ar a superfcie se move de volta
para o Equador. Ele no se move diretamente, pois a fora de Coriolis desvia o ar,
fazendo com que ele se mova de nordeste no hemisfrio norte e de sudeste no
hemisfrio sul.
10 - DESENVOLVIMENTO DAS NUVENS E PRECIPITAO
Uma nuvem consiste num aglomerado visvel de pequenas gotas de gua ou
cristais de gelo suspensos no ar. Umas so encontradas a altitudes muito elevadas,
outras quase tocam no cho. Podem assumir formas diversas, mas so geralmente
divididas em 10 tipos bsicos.
10.1 Classificao das nuvens
O naturalista francs Lamarck (1744-1829) props o primeiro sistema de
classificao de nuvens em 1802, mas seu trabalho no foi reconhecido. Um ano
mais tarde, foi a vez do ingls Luke Howard apresentar um novo sistema, sendo
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aceito pela comunidade cientfica. Em 1887, Abercromby e Hildebrandsson
generalizaram o sistema de Howard, sendo este o utilizado atualmente. As nuvens
aparecem assim divididas segundo as suas dimenses e altura da base (Tabela II e
Figura 16):
Tabela II classificao internacional de nuvens
Classe
Designao
Smbolo Altura da base (km)
Cirrus (Cirro) Ci 7-18
Cirrocumulus (Cirrocumulo) Cc 7-18 Nuvens Altas
Cirrostratus (Cirrostrato) Cs 7-18 Altostratus (Altostrato) As 2-7 Nuvens Mdias
Altocumulus (Altocumulo) Ac 2-7 Stratus (Estrato) St 0-2 Stratocumulus
(Estratocumulo) Sc 0-2 Nuvens Baixas
Nimbostratus (Nimbostrato) Ns 0-4 Cumulonimbus (Cumulonimbo) Cb 0-3
Nuvens com desenvolvimento vertical
Cumulus (Cumulo) Cu 0-3
Figura 16: Tipos de nuvens.
Apesar de parecerem muitos tipos, basta notar que resultam da combinao
de algumas caractersticas bsicas:
- As nuvens altas so sempre antecedidas do prefixo cirro porque apresentam
sempre um aspecto tnue e fibroso;
- As nuvens mdias apresentam o prefixo alto;
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- A designao estrato referente s nuvens de maior extenso horizontal,
enquanto a designao cumulo refere-se s de maior desenvolvimento vertical;
- As nuvens com possibilidades de precipitao identificam-se com o termo nimbo.
As nuvens brancas que vemos em geral nas manhs de vero chamam-se
cmulos. Elas existem em todo o mundo, duram entre 20 e 30 minutos e so
formadas quando h inverso trmica. Em geral, a temperatura da atmosfera diminui
com o aumento da altitude. Mas, em determinados nveis atmosfricos, a
temperatura aumenta com a altitude ao invs de diminuir. S depois de centenas de
metros, ela volta a diminuir quanto mais alto fica. Esse fenmeno chamado de
inverso trmica. Ele impede a nuvem de ultrapassar a espessura entre 500 metros
e um quilmetro.
As nuvens de chuva so chamadas cumulonimbus. A cor escura sua marca
registrada e isto ocorre devido aos raios solares, que em sua maioria, so refletidos
no topo deste tipo de nuvem por cristais de gelo. Os avies evitam passar por essas
nuvens por causa da turbulncia que elas provocam. A turbulncia causada pelas
fortes correntes de ar que h dentro da nuvem. So jatos de ar voltados para cima,
provocados pelo levantamento de ar quente da superfcie, e tambm de jatos de ar
direcionados para baixo, criados quando as gotas se formam e caem. O movimento
do ar provoca turbulncia sua volta.
Tempestades causadas por nuvens cumulonimbus podem formar jatos de ar
que chegam at 12 km de altitude. Nessa altura, h o limite entre duas camadas da
atmosfera: a troposfera e a estratosfera. Como o ar da troposfera no consegue
entrar na estratosfera, ele espalhado por baixo dela. Nesse local, a temperatura
de 60 graus abaixo de zero. Por isso, o vapor d'gua imediatamente sublima, ou
seja, passa do estado gasoso para o slido. As gotas de gua que forem expostas a
temperaturas to baixas congelam. Viram, portanto, gelo.
Esses cristais de gelo vo formar as nuvens cirros, que parecem suaves
faixas brancas no cu. Na altitude em que so formadas, h ventos com velocidade
de 150 km/h. Eles espalham os cristais por lugares distantes, que no esto sendo
atingidos pela tempestade. As nuvens cirros podem durar dias, pois demoram muito
a se dissipar. Isso ocorre porque, apesar de haver ventos fortes nos locais em que
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elas se formam, eles no criam turbulncias. Alm disso, a temperatura baixa
favorece a preservao dos cristais de gelo por longos perodos.
As nuvens estratos ou de camadas cobrem reas extensas e formam chuvas
finas. Elas surgem com a passagem de uma frente fria o seu tamanho est
relacionado com o tamanho destas frentes, que podem ter 1000 km de comprimento
e 100 km de largura. Elas so capazes de provocar o levantamento de grande
quantidade de ar.
10.2 Formao das nuvens
O ar atmosfrico contm vapor d'gua, resultado da evaporao, e
minsculas partculas como poeira, fumaa e sal, suficientemente leves para
permanecerem suspensas no ar. A condensao e a sublimao do vapor d'gua
ocorrem em torno dessas minsculas partculas, que so chamadas de ncleos de
condensao de nuvem (CCN`s). Se no fosse por essas impurezas, seria
necessria uma umidade muito grande para formar as nuvens. A quantidade de
vapor d'gua no ar varia com a temperatura, quanto mais quente maior a quantidade
de vapor, sem que comece a ocorrer condensao. A temperatura a partir da qual o
vapor d'gua comea a condensar chamada de ponto de orvalho. Quando o ar
atinge a mxima quantidade de vapor d'gua que capaz de conter, dizemos que
atingiu o ponto de saturao ou que est saturado. Quando ocorre elevao de ar
mido, o resfriamento pode levar o ar saturao. Aps a saturao, qualquer
resfriamento adicional produzir a condensao ou a sublimao do vapor d'gua,
formando gotculas de gua e cristais de gelo. Se a temperatura suficientemente
baixa, ocorre a sublimao, ou seja, o vapor d'gua passa diretamente a cristais de
gelo. Essas gotculas de gua e cristais de gelo so freqentemente muito pequenas
e permanecem em suspenso formando as nuvens.
A precipitao ocorre quando algumas gotculas ou cristais de gelo da nuvem
crescem at um tamanho suficientemente grande para cair sob a ao da gravidade.
Este crescimento pode acontecer de vrias formas. Um processo que ocorre
usualmente a coalescncia, ou seja, a unio de gotculas que colidem, devido
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turbulncia no interior da nuvem. A gotcula resultante sofre menor resistncia do ar
e cai mais rapidamente, colidindo com gotculas menores em seu caminho,
incorporando-as e continuando a crescer. Essa gotcula passa a se chamar gota de
chuva quando deixa a base da nuvem.
Para as gotas de gua carem necessrio que tenham um peso superior s
foras que mantm as gotculas das nuvens em suspenso, ou seja, que tenham
uma velocidade de queda superior s componentes verticais do movimento do ar.
Conforme determinaes experimentais, as gotas de chuva tem dimetros entre 0,5
a 2 mm, com um mximo de 5,5 mm, acima do que elas se rompem devido
resistncia do ar, formando gotas menores, antes de elas atingirem o limite de
velocidade de queda (tabela III).
Tabela III Dimetros e caractersticas de diferentes precipitaes
No momento em que as nuvens se formam, grandes quantidades de calor
so liberadas na atmosfera, e obviamente sem nuvens no haveria precipitao.
Mas as nuvens so tambm significativas porque elas indicam atravs de sua forma
alguns processos fsicos que esto ocorrendo na atmosfera.
10.3 - Processos de Precipitao
Como todos sabemos, o tempo nublado no quer dizer que necessariamente
vai chover ou nevar. De fato muitas nuvens se formam e so vistas por vrios dias
sem que produzam precipitao.
Uma gotcula comum de nuvem extremamente pequena, tendo o dimetro
mdio de 0,02 mm. As nuvens so compostas de muitas gotculas pequenas,
pequenas demais para cair como chuva. Estas diminutas gotculas requerem apenas
fracas correntes ascendentes para se manterem suspensas. Mesmo aquelas gotas
que caem, descem lentamente e evaporam no ar mais seco em volta da nuvem.
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Precipitao nas Nuvens Nas nuvens convectivas, a precipitao pode comear
poucos minutos depois que a nuvem se forma. A precipitao no ocorre
normalmente nas nuvens estratiformes quentes, mas bastante comum estar
associada s nuvens estratiformes frias como os nimbostratos e os altostratos. As
nuvens nimbostratos so normalmente espessas o suficiente para se estender a
alturas onde a temperatura do ar seja bastante baixa, e tais nuvens perduram por
longos perodos, o suficiente para que cristais de gelo possam iniciar a precipitao.
10.4 - Tipos de Precipitao
At aqui vimos como as gotculas da nuvem so capazes de crescer o
suficiente para cair at o solo como chuva ou neve. Enquanto caem, as gotculas e
os flocos de neve podem ser alterados pelas condies atmosfricas encontradas
abaixo da nuvem, transformando-se em outras formas de precipitao.
Chuva: Gota que cai deve ter um dimetro igual ou maior que 0,5 mm para ser
considerada chuva. Gotas finas uniformes de gua cujo dimetro seja menor que
isto so chamadas chuvisco ou garoa. A maior parte do chuvisco cai das nuvens
estratos; contudo pequenas gotas de chuva podem cair atravs do ar que no esteja
saturado, evaporando parcialmente e alcanando o cho como chuvisco.
Ocasionalmente a chuva caindo de uma nuvem pode nunca alcanar a superfcie
porque a baixa umidade pode causar a sua rpida evaporao. Aps a chuva,
comum que a visibilidade melhore principalmente porque a precipitao remove
muitas partculas, poluentes ou no, em suspenso.
Neve: A precipitao que alcana o solo na realidade comea como neve. No vero,
a altura de congelamento normalmente bastante alta e os flocos de neve ao
carem de uma nuvem derretem bem antes de alcanar a superfcie. No inverno em
regies temperadas, contudo, o nvel de congelamento pode estar bastante baixo e
os flocos de neve teriam mais chance de continuarem congelados.
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Granizo: o granizo definido como pedaos de gelo transparentes ou parcialmente
opacos, que vo desde o tamanho de uma pequena bolinha at o tamanho de uma
bola de golfe ou maior. Alguns so redondos enquanto outros tm forma irregular. A
maior pedra de granizo documentada cada nos Estados Unidos atingiu Coffeyville,
Kansas em setembro de 1970, pesava 681g e seu dimetro era de 14 cm. O granizo
produzido nas nuvens cumulunimbus. Para o granizo crescer at o tamanho de
uma bola de golf, este deve permanecer na nuvem entre cinco e dez minutos.
10.5 Massas de ar e frentes no Hemisfrio Sul
10.5.1 - Massas de ar
Denominam-se massas de ar as pores de ar atmosfrico que possuem
homogeneidade horizontal na distribuio das propriedades termodinmicas
(temperatura e umidade). A homogeneidade alcanada se as pores de ar
permanecem em contato com determinadas regies-fonte da superfcie da terra por
tempo suficiente para absorver suas propriedades. Alm das duas j citadas, outras
caractersticas so observadas quando se procura definir a massa de ar: a
profundidade (ou espessura) e a estabilidade. Considerando as propriedades e
outras caractersticas termodinmicas, as massas de ar se classificam conforme a
Tabela IV.
Tabela IV: Caractersticas das massas de ar. Quente
Temperatura Fria Seca
Propriedades Umidade
mida Rasa
Espessura Profunda Estvel
Outras caractersticas
Estabilidade Instvel
Diz-se que a massa de ar quente quando ela mais quente do que a
superfcie sobre a qual ela se desloca. E, uma massa de ar dita fria, quando se
desloca para regies mais quentes.
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10.5.2 - Frentes Frias
Quando ocorre o encontro entre duas massas de ar, de diferentes
caractersticas, elas no se misturam imediatamente. Ao invs disso, a massa
quente, menos densa, sobrepe massa fria, mais densa (Figura 17). Num primeiro
momento, entre elas se configura uma frente, pois cada uma delas possui energia
prpria. na verdade, uma zona de separao, por isso chamada de zona frontal.
Uma frente fria definida como aquela ao longo da qual o ar frio est
deslocando o ar quente. Caractersticas da aproximao de uma frente fria:
Sensvel reduo na presso
Elevao da temperatura
Aps a passagem:
A presso sobe rapidamente
A temperatura cai abruptamente.
Um outro tipo de frente, a chamada frente estacionria. Diz-se que uma frente
se encontra em tal situao quando seu deslocamento mnimo, por algum tempo,
que pode chegar a trs ou mais dias.
Figura 17: Esquema simplificado da ocorrncia de frente fria.
10.6 Tempestades
Existem vrios fenmenos meteorolgicos que causam precipitao. Um
deles foi discutido acima, as chamadas frentes frias, porm, vamos discutir alguns
outros, como as tempestades isoladas, multiclulas, superclulas, linhas de
instabilidade, descargas eltricas, ciclones extratropicais, tornados e furaco.
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Tempestade Isolada (ou Clula Simples)
Ocorre principalmente no vero, devido ao aquecimento local, formando uma
nica clula (nuvem), acompanhada em geral de troves, descargas eltricas,
granizo e ventos fortes. A nuvem caracterstica a cumulunimbus (cb), uma nuvem
em forma de torre, que se expande lateralmente no topo, assumindo a configurao
de uma bigorna. Esta nuvem tem tempo de vida entre 30 e 60 minutos.
Multiclulas
Usualmente, as tempestades no resultam de uma nica clula simples, mais
sim de uma famlia de nuvens cumulunimbus, chamadas multiclulas. O tempo de
vida de aproximadamente 3 horas. Pode haver ocorrncia de rajada de ventos
(ventos muito fortes), chuva muito intensa, granizo e tornado.
Superclulas
So nuvens do tipo cumulunimbus muito intensa, em que as correntes
ascendente e descendente esto em balano suficiente para manter o sistema por
vrias horas, em torno 5 horas. Causam tempo severo com grande destruio,
podendo dar origem a tornados.
Linhas de Instabilidade
Caracterizam-se pelo conjunto de cumulunimbus em forma de linha. A forma
mais comum de tempo severo so as ventanias prximas ao solo. Ocorrem ainda
descargas eltricas e em alguns casos, granizo (tamanho do granizo menor do que
em grandes tempestades isoladas). Uma vez formada, a linha de instabilidade
promove seu prprio mecanismo de alimentao (formando novas nuvens) e
deslocamento.
Descargas Eltricas: Relmpagos e Troves
O relmpago uma descarga eltrica que ocorre em nuvens de tempestade,
que pode ocorrer dentro da nuvem, de nuvem para nuvem, de nuvem para o ar
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vizinho ou de nuvem para a superfcie da terra. A maioria dos relmpagos ocorre
dentro das nuvens, e apenas 20% ocorrem entre a nuvem e o solo.
O relmpago aquece o ar a temperaturas elevadas, e este aquecimento
ocorre rapidamente em uma faixa de ar bastante estreita. No entanto, o aquecimento
provoca uma expanso imediata do ar dando origem a uma onda de som que se
propaga em todas as direes, chamada de trovo. Como a velocidade do som de
aproximadamente 300 m/s, ou seja, o som leva em torno de 3 segundos para
percorrer 1 km, significa que se voc comear a contar os segundos a partir do
momento que observar um relmpago, voc pode determinar o quo distante
aconteceu a descarga eltrica. Por exemplo, se observar um relmpago e ouvir o
trovo 6 s aps, o relmpago ocorreu, em torno de 2 km de distncia.
Ciclones Extratropicais
O ciclone extratropical um sistema de escala sintica associado a episdios
de mau tempo, com fortes chuvas nas regies sul e sudeste do Brasil e a ocorrncia
de intensa atividade martima no oceano Atlntico Sul, fazendo com que ondas com
alturas elevadas atinjam a costa destas regies brasileiras.
Tornados
So tormentas em rotao de pequeno dimetro. A maioria dos tornados dura
poucos minutos, em mdia 10 minutos.
Os tornados ocorrem em vrias partes do mundo, porm nenhum pas
registra tantos casos como os Estados Unidos, onde ocorrem em mdia 800
tornados por ano, sendo que em 1992 foram registrados 1293 casos. A maioria
desses casos ocorre no chamado cinturo de tornado, na regio central do pas.
Nesta regio, principalmente durante os meses de maro a julho, existe ar quente e
mido, que so condies necessrias para a formao de tempestades severas,
que podem dar origem aos tornados. No mar, os tornados so chamados de tromba
dgua.
A escala Fujita utilizada para classificar os tornados de acordo com a
velocidade do vento e danos causados pela tempestade (Ver Tabela V).
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Tabela V: Escala Fujita. Fonte: Adaptada de Ahrens, 2003.
Escala Categoria Velocidade do Vento Destruio
F0 Fraco 64 114 Km/h Pequena: galhos de rvores quebrados
F1 Fraco 115 179 km/h Moderada: rvores quebradas, janelas
quebradas
F2 Moderado 180 293 km/h Considervel: rvores grandes derrubadas,
pequenas estruturas destrudas F3 Moderado 293 322 km/h Severa: carros revirados F4 Forte 322 406 km/h Devastadora: casas destrudas
F5 Forte 406 496 km/h Inacreditvel: estrutura do tamanho de um
automvel carregada por 100 metros, estruturas reforadas destrudas
Furaco
Trata-se de uma intensa tempestade de origem tropical, com ventos intensos,
que se formam sobre as guas quentes dos oceanos Atlntico e Pacfico. Este
mesmo tipo de tempestade recebe diferentes nomes em outras regies. No oeste do
Pacfico Norte prximo ao Japo chamado tufo, na ndia e na Austrlia, ciclone.
Por simplicidade, trataremos todas essas tempestades por furaco.
Com a aproximao de um furaco, o cu comea a ficar nublado, a presso
cai no incio, e depois mais rapidamente com a aproximao do centro do furaco, e
a velocidade do vento aumenta. Os ventos fortes, que geralmente geram ondas
acima de 10 m, so acompanhados de precipitao intensa. Quando nos
aproximamos do olho do furaco, a temperatura aumenta, os ventos diminuem, a
chuva para e o cu fica claro. Esta trgua termina quando entramos na regio a
leste do olho. Nesta regio a precipitao e o vento so fortes. Aps a passagem do
furaco, a presso aumenta, os ventos diminuem, a chuva para e o cu fica claro.
Para estimar a destruio que um furaco pode causar em uma rea de
costa, foi desenvolvida a escala de classificao (Tabela VI):
Tabela VI: Escala de classificao de furaces. Fonte: Adaptada de Ahrens, 1993.
Escala Intensidade do vento Destruio 1 115 147 km/h Danos principalmente em rvores 2 148 171 km/h rvores derrubadas e alguns telhados 3 172 203 km/h Danos estruturais em pequenas construes
4 204 243 km/h Portas, janelas e telhados destrudos, sinais de
trnsito, estruturas prximas orla
5 > 244 km/h Telhados de casas e indstrias destrudos, pequenas
construes carregadas pelo vento
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11 PREVISO DO TEMPO
Com tudo que foi exposto at o momento, possvel ento, reunir as
informaes na elaborao de previses do tempo. Geralmente, a previso do
tempo pode ser utilizada para salvar vidas, salvar propriedades e plantaes e nos
informar o que esperar do meio ambiente atmosfrico.
Assim, saber como estar o tempo muito importante para diversas
atividades humanas. Alguns exemplos:
- se temos previso de frio e chuvas fortes: Construtores podem planejar atividades
sob proteo, ou mesmo cancelar atividades que possam ser impedidas pela chuva;
lojistas podem adequar as vitrines ao tempo, por exemplo colocando guarda-chuvas
no lugar de roupas de praia; vendedores ambulantes de sorvete podem optar por
tirar folga; agricultores podem antecipar a colheita, j que o campo molhado
geralmente no suporta o uso de mquinas; defesa civil e servios pblicos podem
se preparar para cuidar de situaes como enchentes, trnsito difcil,
desmoronamento de encostas e etc.
- se temos previso de temperaturas altas e sem chuva: Vendedores de sorvete
podem se abastecer para vender muito; fazendeiros podem se preparar para queda
na produo de leite e ovos; guarda florestal fica em alerta para a possibilidade de
incndios em florestas; construtores planejam jornadas de trabalho comeando e
terminando mais cedo; servios pblicos se preparam para atender as pessoas que
sofrem com o calor, como os idosos, ou problemas no trnsito como o super
aquecimento dos carros.
responsabilidade do meteorologista prever o tempo corretamente para que
milhares de pessoas possam se prevenir e diminuir os contratempos citados acima.
A previso do tempo, porm, no uma cincia exata, e portanto, algumas
previses podero ser incorretas, e as vezes, pode se tornar difcil responder
algumas perguntas como: Vai chover sbado? (pra algum que pergunta isso na
segunda feira), ou O prximo inverno vai mesmo ser frio?.
A previso do tempo consiste em prever como o estado atual da atmosfera ir
mudar. Para isso, necessrio que se conhea bem as condies meteorolgicas
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sobre uma grande rea. Atualmente, para a obteno dessas informaes contamos
com uma rede de estaes meteorolgicas coletando informaes continuamente,
como por exemplo: 10.000 estaes em terra e centenas em navios, fazendo 4
observaes por dia; aeroportos, fazendo observaes horrias; radiossondas,
avies e satlites nos fornecendo dados de altitude.
A Organizao Meteorolgica Mundial (OMM) uma agncia internacional,
com mais de 130 pases membros que organiza as atividades na rea de
meteorologia, sendo responsvel pela troca internacional de dados e cuidando para
que haja uma padronizao em relao aos procedimentos utilizados para a
obteno de dados no mundo todo, j que estes precisam ser comparados. As
informaes meteorolgicas so transmitidas para os centros nacionais, como
NCEP, INMET, CPTEC, entre outros e estes dados so plotados, analisados,
utilizados em cartas e mapas. Com esse material, possvel ento, elaborar uma
previso em escalas regional e global.
As previses so transmitidas para agncias pblicas e privadas e para
centros regionais que faro as previses locais e regionais. Aps esse longo
percurso, finalmente o pblico informado pelos meios de comunicao.
11.1 - Sinais do tempo e regras para a previso do tempo
Existem muitos provrbios, regras, lemas e sinais relacionados com a
previso do tempo. Alguns se complementam, outros se contradizem e alguns so
at mesmo certos, pelo menos parcialmente.
Os sinais de tempo s tero valor para uma previso se o previsor tiver
disponvel alguma espcie de mapa de tempo e se ele entender as condies
atmosfricas que os sinais indicam.
Sinais:
O bom tempo geralmente continuar quando:
- O nevoeiro de vero dissipa antes do meio dia;
- A base das nuvens sobre as montanhas ficam mais altas;
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- As nuvens tendem a diminuir em nmero;
- O vento sopra agradavelmente de leste ou de nordeste (no hemisfrio sul);
- A temperatura normal para a poca do ano;
- O barmetro est firme ou caindo ligeiramente;
- O pr do sol se assemelha a uma bola de fogo e o cu est claro;
- A Lua brilha intensamente e o vento ameno;
- Existe um forte orvalho, ou at mesmo geada noite.
O tempo geralmente mudar para pior quando:
- As nuvens movem-se rapidamente aumentando em nmero e tornando-se mais
baixas;
- As nuvens se movem em alturas e direes diferentes;
- As nuvens se movem entre NNE e leste para o sul e a velocidade do vento
aumenta;
- Altocumulus ou altostratus escurecem o horizonte a oeste e o barmetro comea a
cair rapidamente;
- O vento ronda de N para O. A maior mudana acontece quando o vento ronda de
N para S pelo O;
- O vento sopra forte no incio da manh;
- A temperatura aumenta anormalmente no inverno;
- A temperatura est muito acima ou muito abaixo da que seria normal para a poca
do ano;
- O barmetro cai continuadamente;
- Uma frente fria se aproxima;
O tempo geralmente melhorar quando:
- A base das nuvens aumentar de altura;
- O cu nublado comear a clarear;
- O vento rondar de S ou SE para N ou NE no sentido anti-horrio. As maiores
mudanas ocorrero quando o vento rondar de S para N pelo L (HS);
- O barmetro subir rapidamente.
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Chuva geralmente ocorrer quando:
- Uma frente fria se aproxima;
- Cerca de 14 a 26 horas aps os cirrostratus serem notados e existir halos em torno
do sol ou da lua;
- Dentro de 6 a 8 horas quando a temperatura matinal est anormalmente alta, o ar
mido e se observa o desenvolvimento de cmulus;
- Dentro de cerca de 1 hora, tarde quando existe esttica no rdio e nuvens do tipo
cmulo comeam a se desenvolver;
- O vento, especialmente o vento N, ronda para o S passando por O (ou
genericamente os ventos rondam no sentido contrrio ao dos ponteiros de um
relgio);
- O barmetro cai continuamente.
A temperatura cai quando:
- O vento ronda para S (traz a massa fria);
- O vento continua a soprar do S;
- O cu noite est claro e o vento ameno;
- O barmetro sobe continuamente no inverno;
- Uma frente fria tenha passado.
A temperatura geralmente sobe quando:
- O vento ronda de L ou SE para o N ou N;
- Uma frente quente tenha passado
12 - OCEANOGRAFIA
Oceanografia o nome dado cincia que estuda e descreve os oceanos em
seus aspectos fsicos, biolgicos, geolgicos e qumicos. , portanto, dividida em
quatro reas: Oceanografia Fsica, Oceanografia Biolgica, Oceanografia Geolgica
e Oceanografia Qumica.
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O presente curso trata de noes bsicas de Oceanografia Fsica, rea que
estuda os movimentos ocenicos, como as correntes marinhas, as ondas e as
mars. Esses fenmenos oceanogrficos podem ser estudados separadamente,
pois apresentam diferentes escalas espaciais e temporais, diferentes mecanismos
de gerao, e importncia diferenciada dependendo da regio do oceano. Um
exemplo disto que quanto mais prximo costa, maior a influncia da mar, e
medida que nos afastamos das regies costeiras em direo ao oceano aberto, a
influncia da mar diminui, dando espao maior influncia de outras foras, como
a energia do vento, que tambm gera as chamadas correntes marinhas (Ex: corrente
do Brasil e corrente do Golfo). As correntes podem em maior ou menor intensidade
(de acordo com a regio do globo) influenciar no clima de uma regio continental
adjacente, como a influncia da corrente do Golfo sobre alguns pases da Europa
setentrional, que torna o clima, nessa regio, mais ameno.
Como vimos no anteriormente, movimentos ocenicos podem apresentar uma
variao espacial e temporal pequena, como a variao da mar durante algumas
horas na costa; mas tambm podem ter grande variao espao-temporal, como
quando as correntes influenciam no clima de algumas regies do globo.
13 DIMENSES E FORMAS DOS OCEANOS
Pode-se distinguir as principais regies ocenicas em termos de suas
caractersticas oceanogrficas, particularmente sua circulao. So definidas como:
oceano Atlntico, oceano Pacfico, oceano ndico e oceano rtico. Essas reas so
claramente separadas entre si por pores continentais (Figura 18). Pode-se
destacar tambm pequenos (relativamente aos primeiros) corpos dgua como o
mar Mediterrneo, o mar do Caribe, o mar do Japo e outros. O termo mar tambm
pode ser usado para uma poro do oceano no separada por pores continentais,
mas por caractersticas oceanogrficas distintas das regies adjacentes.
Cerca de 71% da superfcie terrestre coberta por gua, sendo apenas 29%
cobertos por terra. O oceano Pacfico o maior dos oceanos, sendo mais extenso
que o oceano Atlntico e ndico juntos. A profundidade mdia dos oceanos 4000
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metros. A profundidade mxima encontrada nos oceanos de 11524 metros, na
Fossa de Mindanao, no Pacfico Oeste. As dimenses verticais dos oceanos so
muito menores que as dimenses horizontais, as quais so da ordem de 5000 a
15000 km.
Figura 18 - Mapa de topografia submarina dos oceanos. Fonte: Larrousse, 1993.
Apesar da pequena dimenso vertical dos oceanos, h uma grande variao
e detalhamento nessa fina camada entre a superfcie e o fundo ocenico. Os
continentes so as principais fronteiras dos oceanos e as caractersticas da linha de
costa e do fundo ocenico influenciam o movimento das guas. As principais
divises do fundo ocenico so: a costa, a plataforma continental o talude
continental e o assoalho ocenico profundo (Figura 19).
Figura 19 - Seo transversal do relevo submarino. Fonte: www.vestibular1.com.br/revisao/
relevo_continental_submarino_brasil.pps.
13.1 - Costa
A costa definida como a poro continental adjacente ao oceano que tem
sido gradativamente modificada pela ao do mesmo. O limite ocenico da costa a
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praia. A praia estende-se da regio onde o mar atinge a costa durante a mar alta,
regio onde o mar atinge a costa durante a mar baixa. Outro nome utilizado para
denominar essa feio margem continental.
13.2 - Plataforma Continental
A plataforma continental estende-se da costa em direo ao oceano com um
gradiente vertical mdio de profundidade de 1 por 500, com a profundidade
aumentando 1 metro a cada 500 metros de distncia. O limite externo da plataforma,
chamado de quebra da plataforma, localizado na regio onde a inclinao do
fundo apresenta gradientes de 1 por 20. A partir da, inicia-se o chamado Talude
continental, regio de forte inclinao. A plataforma continental apresenta uma
distncia mdia em relao costa de cerca de 65 km e uma profundidade mdia de
aproximadamente 130 metros.
13.3 - Talude Continental
O talude continental uma regio de forte inclinao, onde ao longo de
pequenas distncias horizontais, a distncia vertical chega a ser de cerca de 4000
metros. Nessa regio assim como nas plataformas continentais pode-se encontrar
formas geolgicas tpicas como canyons submarinos. Pode-se encontrar tambm
vales com formato em V geralmente em regies onde h a existncia de rios na
costa. Na verdade, esses vales nada mais so que a antiga calha desses rios que
em perodos glaciais (quando o nvel dos oceanos estava bem mais baixo)
encontravam-se expostas na superfcie.
13.4 - Assoalho Ocenico Profundo
Do fundo do talude continental at o assoalho ocenico dos oceanos observa-
se uma diminuio na inclinao do fundo ocenico. Esta regio estende-se por
grandes reas, atinge profundidades de 3000 a 6000 metros e corresponde a 74%
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das bacias ocenicas. Essa regio apresenta uma enorme variedade de feies
topogrficas, chamada de cordilheira meso-ocenica.
A cordilheira meso-ocenica a mais extensa formao geolgica existente
sobre a superfcie terrestre. Do sul da Groelndia estende-se pelo meio do oceano
Atlntico de norte a sul e atravessa os oceanos ndico e Pacfico. No Atlntico, a
cordilheira separa as guas de fundo dos lados leste e oeste.
14 AS PROPRIEDADES FSICAS DA GUA DO MAR
Existem vrias propriedades fsicas relevantes da gua do mar como:
temperatura, salinidade, presso, densidade, transparncia, velocidade do som e
outras. No entanto, as principais propriedades fsicas da gua do mar so a
temperatura e a salinidade. Essas duas propriedades exercem grande influncia
sobre muitos movimentos no oceano. Nesse captulo estudaremos como essas
propriedades podem influenciar nos movimentos e como esto distribudas nos
oceanos.
A temperatura da gua do mar foi um dos primeiros parmetros ocenicos a
serem medidos. Essa propriedade pode ser facilmente medida com o uso de
termmetros.
A salinidade o nome dado quantidade total de material dissolvido em uma
parcela de gua do mar. A salinidade pode ser definida como a quantidade total, em
gramas, de material slido contido em um quilograma de gua do mar quando todos
os carbonatos forem convertidos a xidos, brometos e iodetos substitudos por
cloretos e toda a matria orgnica for completamente oxidada. A salinidade mdia
da gua do mar de 35.
Outra propriedade importante a ser considerada a presso que a coluna
dgua exerce sob uma parcela de gua. A presso pode ser expressa em decibares
(um decibar equivale, aproximadamente, a um metro). Portanto uma outra maneira
de expressarmos a profundidade nos oceanos atravs da presso.
Informaes de temperatura, salinidade e presso (propriedades
independentes) so particularmente importantes para estudos em Oceanografia
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Fsica, pois atravs delas pode-se determinar a densidade da gua do mar, assim
como outras propriedades dependentes. Em oceanografia, a densidade pode ser
expressa em kg/m3 e seu valor varia de 1021,00 kg/m3 na superfcie, a 1070,00
kg/m3 em profundidades superiores a 10000 metros, nas regies ocenicas. Existem
algumas maneiras de se expressar a densidade, sendo a mais usual apenas a
leitura dos ltimos quatro dgitos de acordo com a frmula abaixo:
Com a utilizao da frmula acima passamos a obter os seguintes valores de
densidade:
1021,00 kg/m3 = 21,00 kg/m3
1025,00 kg/m3 = 25,00 kg/m3
. 1070,00 kg/m3 = 70,00 kg/m3
14.1 - Efeitos da temperatura, da salinidade e da presso sobre a densidade
Na seo anterior definimos as chamadas propriedades independentes da gua do mar e destacamos sua importncia para a determinao da densidade.
Nessa seo descreveremos como presso, temperatura e salinidade influenciam a
densidade da gua do mar.
A temperatura apresenta variao inversamente proporcional densidade, ou
seja, encontraremos nos oceanos, guas frias associadas a altas densidades e
guas quentes associadas a baixas densidades. A salinidade apresenta variao
diretamente proporcional densidade, ou seja, encontraremos nos oceanos guas
com altos valores de salinidade associadas a altas densidades e guas menos
salinas associadas a baixas