SlideShare uma empresa Scribd logo
1 de 56
Baixar para ler offline
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
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia
Aulas climatologia

Mais conteúdo relacionado

Mais procurados

Elementos climáticos - temperatura e umidade
Elementos climáticos - temperatura e umidadeElementos climáticos - temperatura e umidade
Elementos climáticos - temperatura e umidadeFranciele Costa
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosanaatlemos
 
O clima e as formações vegetais
O clima e as formações vegetaisO clima e as formações vegetais
O clima e as formações vegetaisCarlos Super
 
Climatologia: fatores e elementos do clima
Climatologia: fatores e elementos do climaClimatologia: fatores e elementos do clima
Climatologia: fatores e elementos do climaIvanilson Lima
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticoskarolpoa
 
Atmosfera clima e tempo 5 ano c
Atmosfera clima e tempo 5 ano cAtmosfera clima e tempo 5 ano c
Atmosfera clima e tempo 5 ano cmarlenevbarbosa
 
Clima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental II
Clima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental IIClima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental II
Clima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental IIJaciane Anizio
 
Clima 5 fatores climáticos
Clima 5   fatores climáticos Clima 5   fatores climáticos
Clima 5 fatores climáticos Walbruni
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosSuely Takahashi
 
Climatologia - Aula 2
Climatologia  - Aula 2Climatologia  - Aula 2
Climatologia - Aula 2marciotecsoma
 
A atmosfera terrestre
A atmosfera terrestreA atmosfera terrestre
A atmosfera terrestreIone Rocha
 
Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano 12-13
Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano  12-13Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano  12-13
Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano 12-13Gina Espenica
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticoskarolpoa
 

Mais procurados (20)

Modulo 06 - Fatores e elementos do clima
Modulo 06 - Fatores e elementos do climaModulo 06 - Fatores e elementos do clima
Modulo 06 - Fatores e elementos do clima
 
Fatores e elementos do clima
Fatores e elementos do climaFatores e elementos do clima
Fatores e elementos do clima
 
Elementos climáticos - temperatura e umidade
Elementos climáticos - temperatura e umidadeElementos climáticos - temperatura e umidade
Elementos climáticos - temperatura e umidade
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticos
 
Aula 2_Clima_1ano
Aula 2_Clima_1anoAula 2_Clima_1ano
Aula 2_Clima_1ano
 
O clima e as formações vegetais
O clima e as formações vegetaisO clima e as formações vegetais
O clima e as formações vegetais
 
Climatologia: fatores e elementos do clima
Climatologia: fatores e elementos do climaClimatologia: fatores e elementos do clima
Climatologia: fatores e elementos do clima
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticos
 
Clima e meteorologia
Clima e meteorologiaClima e meteorologia
Clima e meteorologia
 
Atmosfera clima e tempo 5 ano c
Atmosfera clima e tempo 5 ano cAtmosfera clima e tempo 5 ano c
Atmosfera clima e tempo 5 ano c
 
Clima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental II
Clima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental IIClima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental II
Clima, tempo e vegetação 6º ano, Ensino Fundamental II
 
Clima 5 fatores climáticos
Clima 5   fatores climáticos Clima 5   fatores climáticos
Clima 5 fatores climáticos
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticos
 
Climatologia - Aula 2
Climatologia  - Aula 2Climatologia  - Aula 2
Climatologia - Aula 2
 
A atmosfera terrestre
A atmosfera terrestreA atmosfera terrestre
A atmosfera terrestre
 
Fenômenos atmosféricos
Fenômenos atmosféricosFenômenos atmosféricos
Fenômenos atmosféricos
 
Clima e tempo
Clima e tempoClima e tempo
Clima e tempo
 
Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano 12-13
Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano  12-13Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano  12-13
Estado tempo-clima e elementos - fatores climáticos 7º ano 12-13
 
Fatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticosFatores e elementos climáticos
Fatores e elementos climáticos
 
Introdução à climatologia
Introdução à climatologiaIntrodução à climatologia
Introdução à climatologia
 

Destaque

Aula 3 monitoria balanço de radiação
Aula 3 monitoria   balanço de radiaçãoAula 3 monitoria   balanço de radiação
Aula 3 monitoria balanço de radiaçãoLCGRH UFC
 
Clima 2 atmosfera e radiação
Clima 2   atmosfera e radiaçãoClima 2   atmosfera e radiação
Clima 2 atmosfera e radiaçãoWalbruni
 
Balanço de Energia na Terra
Balanço de Energia na TerraBalanço de Energia na Terra
Balanço de Energia na TerraPibid Física
 
Variação da temperatura geografia
Variação da temperatura   geografia Variação da temperatura   geografia
Variação da temperatura geografia Thepatriciamartins12
 
Distribuição da precipitação
Distribuição da precipitaçãoDistribuição da precipitação
Distribuição da precipitaçãoprofessoraIsabel
 
Factores do Clima - Temperatura
Factores do Clima - TemperaturaFactores do Clima - Temperatura
Factores do Clima - Temperaturaabarros
 
07 Dinâmica - Força Resultante
07 Dinâmica - Força Resultante07 Dinâmica - Força Resultante
07 Dinâmica - Força ResultanteEletrons
 
A energia solar e o jogo dos climas
A energia solar e o jogo dos climasA energia solar e o jogo dos climas
A energia solar e o jogo dos climasBeth Ramoa
 
APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2
APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2
APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2Muriel Pinto
 
Aula6 força e movimento ii
Aula6 força e movimento iiAula6 força e movimento ii
Aula6 força e movimento iiWeslley Murdock
 
Fichas 11 a_14_e_16_a_18
Fichas 11 a_14_e_16_a_18Fichas 11 a_14_e_16_a_18
Fichas 11 a_14_e_16_a_18Geografias Geo
 
3 balanco energia terra
3   balanco energia terra3   balanco energia terra
3 balanco energia terradaniela pinto
 
Apostila de climatologia
Apostila de climatologiaApostila de climatologia
Apostila de climatologiaLCGRH UFC
 
Aula 3 carta solar
Aula 3   carta solarAula 3   carta solar
Aula 3 carta solarpedrofagu2
 
Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1
Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1
Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1carmenazar78
 
Superfícies frontais
Superfícies frontaisSuperfícies frontais
Superfícies frontaisacbaptista
 
Balanço Energético Da Terra
Balanço  Energético Da  TerraBalanço  Energético Da  Terra
Balanço Energético Da TerraAna Maria Reis
 
Ayoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos cópia
Ayoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos   cópiaAyoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos   cópia
Ayoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos cópiaLCGRH UFC
 

Destaque (20)

Aula 3 monitoria balanço de radiação
Aula 3 monitoria   balanço de radiaçãoAula 3 monitoria   balanço de radiação
Aula 3 monitoria balanço de radiação
 
Clima 2 atmosfera e radiação
Clima 2   atmosfera e radiaçãoClima 2   atmosfera e radiação
Clima 2 atmosfera e radiação
 
Balanço de Energia na Terra
Balanço de Energia na TerraBalanço de Energia na Terra
Balanço de Energia na Terra
 
Variação da temperatura geografia
Variação da temperatura   geografia Variação da temperatura   geografia
Variação da temperatura geografia
 
DinamicaI
DinamicaIDinamicaI
DinamicaI
 
Distribuição da precipitação
Distribuição da precipitaçãoDistribuição da precipitação
Distribuição da precipitação
 
Factores do Clima - Temperatura
Factores do Clima - TemperaturaFactores do Clima - Temperatura
Factores do Clima - Temperatura
 
07 Dinâmica - Força Resultante
07 Dinâmica - Força Resultante07 Dinâmica - Força Resultante
07 Dinâmica - Força Resultante
 
A energia solar e o jogo dos climas
A energia solar e o jogo dos climasA energia solar e o jogo dos climas
A energia solar e o jogo dos climas
 
APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2
APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2
APOSTILA_GEOGRAFIA_VESTIBULAR_2
 
Aula6
Aula6Aula6
Aula6
 
Aula6 força e movimento ii
Aula6 força e movimento iiAula6 força e movimento ii
Aula6 força e movimento ii
 
Fichas 11 a_14_e_16_a_18
Fichas 11 a_14_e_16_a_18Fichas 11 a_14_e_16_a_18
Fichas 11 a_14_e_16_a_18
 
3 balanco energia terra
3   balanco energia terra3   balanco energia terra
3 balanco energia terra
 
Apostila de climatologia
Apostila de climatologiaApostila de climatologia
Apostila de climatologia
 
Aula 3 carta solar
Aula 3   carta solarAula 3   carta solar
Aula 3 carta solar
 
Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1
Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1
Sylvain reynard -_infernul_lui_gabriel vol 1
 
Superfícies frontais
Superfícies frontaisSuperfícies frontais
Superfícies frontais
 
Balanço Energético Da Terra
Balanço  Energético Da  TerraBalanço  Energético Da  Terra
Balanço Energético Da Terra
 
Ayoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos cópia
Ayoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos   cópiaAyoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos   cópia
Ayoade,j.o. introdução à climatologia para os trópicos cópia
 

Semelhante a Aulas climatologia

slides de aula sobre a composicao quimica da atm
slides de aula sobre a composicao quimica da atmslides de aula sobre a composicao quimica da atm
slides de aula sobre a composicao quimica da atmRodrigoTomazelli1
 
Cap.7 - A atmosfera
Cap.7 - A atmosferaCap.7 - A atmosfera
Cap.7 - A atmosferaprofacacio
 
Aula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.ppt
Aula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.pptAula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.ppt
Aula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.pptAlexandreDuarte100
 
Dinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terra
Dinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terraDinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terra
Dinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terraClaudia França
 
Clima e as alterações climáticas
Clima e as alterações climáticasClima e as alterações climáticas
Clima e as alterações climáticasEbimontargil Pte
 
5 altera ambientais partei[1]
5 altera ambientais partei[1]5 altera ambientais partei[1]
5 altera ambientais partei[1]Pelo Siro
 
Clima Geral e Brasileiro para Ensino Médio
Clima Geral e Brasileiro para Ensino MédioClima Geral e Brasileiro para Ensino Médio
Clima Geral e Brasileiro para Ensino MédioArtur Lara
 
clima-ensinomdio-161002212521.pdf
clima-ensinomdio-161002212521.pdfclima-ensinomdio-161002212521.pdf
clima-ensinomdio-161002212521.pdfEduardoBarroso37
 
INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptx
INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptxINTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptx
INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptxMarcelo Pereira
 
Introdução aos conceitos climatolóticos
Introdução aos conceitos climatolóticosIntrodução aos conceitos climatolóticos
Introdução aos conceitos climatolóticosRodrigo Sousa
 
Clima 2 composição das_camadas_da_atmosfera
Clima 2 composição das_camadas_da_atmosferaClima 2 composição das_camadas_da_atmosfera
Clima 2 composição das_camadas_da_atmosferaGabriel Lecoque Francisco
 
Trabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD Climatologia
Trabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD ClimatologiaTrabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD Climatologia
Trabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD ClimatologiaGonçalo Silva
 
Aula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdf
Aula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdfAula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdf
Aula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdfLucasCsarFredianiSan
 

Semelhante a Aulas climatologia (20)

CLIMAS DO BRASIL.ppt
CLIMAS DO BRASIL.pptCLIMAS DO BRASIL.ppt
CLIMAS DO BRASIL.ppt
 
slides de aula sobre a composicao quimica da atm
slides de aula sobre a composicao quimica da atmslides de aula sobre a composicao quimica da atm
slides de aula sobre a composicao quimica da atm
 
Química da Atmosfera.pdf
Química da Atmosfera.pdfQuímica da Atmosfera.pdf
Química da Atmosfera.pdf
 
A atmosfera terrestre
A atmosfera terrestreA atmosfera terrestre
A atmosfera terrestre
 
Geografia atmosfera
Geografia atmosferaGeografia atmosfera
Geografia atmosfera
 
Cap.7 - A atmosfera
Cap.7 - A atmosferaCap.7 - A atmosfera
Cap.7 - A atmosfera
 
Aula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.ppt
Aula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.pptAula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.ppt
Aula_2_Atmosfera_Terrestre_gergrafia.ppt
 
Dinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terra
Dinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terraDinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terra
Dinâmica atmosférica, climática e hidrográfica no planeta terra
 
Clima e as alterações climáticas
Clima e as alterações climáticasClima e as alterações climáticas
Clima e as alterações climáticas
 
Ar aula 1
Ar aula 1Ar aula 1
Ar aula 1
 
5 altera ambientais partei[1]
5 altera ambientais partei[1]5 altera ambientais partei[1]
5 altera ambientais partei[1]
 
Clima Geral e Brasileiro para Ensino Médio
Clima Geral e Brasileiro para Ensino MédioClima Geral e Brasileiro para Ensino Médio
Clima Geral e Brasileiro para Ensino Médio
 
clima-ensinomdio-161002212521.pdf
clima-ensinomdio-161002212521.pdfclima-ensinomdio-161002212521.pdf
clima-ensinomdio-161002212521.pdf
 
INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptx
INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptxINTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptx
INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA.pptx
 
Introdução aos conceitos climatolóticos
Introdução aos conceitos climatolóticosIntrodução aos conceitos climatolóticos
Introdução aos conceitos climatolóticos
 
Interação sol terra
Interação sol terraInteração sol terra
Interação sol terra
 
Clima 2 composição das_camadas_da_atmosfera
Clima 2 composição das_camadas_da_atmosferaClima 2 composição das_camadas_da_atmosfera
Clima 2 composição das_camadas_da_atmosfera
 
Trabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD Climatologia
Trabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD ClimatologiaTrabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD Climatologia
Trabalho F.Q Gonçalo Silva 8ºD Climatologia
 
Climatologia
Climatologia Climatologia
Climatologia
 
Aula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdf
Aula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdfAula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdf
Aula 1, 2 e 3 - Apresentação, Conceitos gerais e Debate.pdf
 

Mais de Nuno Lemos

Batata doce 13207 72975-1-pb
Batata doce 13207 72975-1-pbBatata doce 13207 72975-1-pb
Batata doce 13207 72975-1-pbNuno Lemos
 
Producción de fresa. ingeniería agrícola
Producción de fresa. ingeniería agrícolaProducción de fresa. ingeniería agrícola
Producción de fresa. ingeniería agrícolaNuno Lemos
 
máquinas agricolas
 máquinas agricolas máquinas agricolas
máquinas agricolasNuno Lemos
 
Presentacion plancultivos
Presentacion plancultivosPresentacion plancultivos
Presentacion plancultivosNuno Lemos
 
1244479754 1205968766 manual_do_estudo
1244479754 1205968766 manual_do_estudo1244479754 1205968766 manual_do_estudo
1244479754 1205968766 manual_do_estudoNuno Lemos
 
Agricultura biologica
Agricultura biologicaAgricultura biologica
Agricultura biologicaNuno Lemos
 
Aplicacao de-fertilizantes.ht
Aplicacao de-fertilizantes.htAplicacao de-fertilizantes.ht
Aplicacao de-fertilizantes.htNuno Lemos
 
1318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp02
1318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp021318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp02
1318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp02Nuno Lemos
 
1188253675 376.9461 trabalho_com_monitores
1188253675 376.9461 trabalho_com_monitores1188253675 376.9461 trabalho_com_monitores
1188253675 376.9461 trabalho_com_monitoresNuno Lemos
 
6 – imunologia anticorpos1
6 – imunologia   anticorpos16 – imunologia   anticorpos1
6 – imunologia anticorpos1Nuno Lemos
 

Mais de Nuno Lemos (13)

Blueberryfert
BlueberryfertBlueberryfert
Blueberryfert
 
Batata doce 13207 72975-1-pb
Batata doce 13207 72975-1-pbBatata doce 13207 72975-1-pb
Batata doce 13207 72975-1-pb
 
Producción de fresa. ingeniería agrícola
Producción de fresa. ingeniería agrícolaProducción de fresa. ingeniería agrícola
Producción de fresa. ingeniería agrícola
 
Semeador
SemeadorSemeador
Semeador
 
máquinas agricolas
 máquinas agricolas máquinas agricolas
máquinas agricolas
 
Presentacion plancultivos
Presentacion plancultivosPresentacion plancultivos
Presentacion plancultivos
 
5s
 5s 5s
5s
 
1244479754 1205968766 manual_do_estudo
1244479754 1205968766 manual_do_estudo1244479754 1205968766 manual_do_estudo
1244479754 1205968766 manual_do_estudo
 
Agricultura biologica
Agricultura biologicaAgricultura biologica
Agricultura biologica
 
Aplicacao de-fertilizantes.ht
Aplicacao de-fertilizantes.htAplicacao de-fertilizantes.ht
Aplicacao de-fertilizantes.ht
 
1318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp02
1318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp021318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp02
1318457463 diversidadedasplantas 090301065842-phpapp02
 
1188253675 376.9461 trabalho_com_monitores
1188253675 376.9461 trabalho_com_monitores1188253675 376.9461 trabalho_com_monitores
1188253675 376.9461 trabalho_com_monitores
 
6 – imunologia anticorpos1
6 – imunologia   anticorpos16 – imunologia   anticorpos1
6 – imunologia anticorpos1
 

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
  • 27. 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
  • 28. 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
  • 29. 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
  • 30. 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
  • 31. 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
  • 32. 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
  • 33. 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
  • 34. 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
  • 35. 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
  • 36. 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
  • 37. 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
  • 38. 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