adauto gomes barbosa - fundamentos da climatologia
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Instituto Federal de Educao,
Cincia e Tecnologia
de Pernambuco
2011Recife-PE
Licenciatura em Geografi a
Climatologia
Adauto Gomes Barbosa
Coautoria
Aantnio Vicente Ferreira Jnior
-
Presidncia da Repblica Federativa do Brasil
Ministrio da Educao
Coordenao de Aperfeioamento de Pessoal de Nvel Superior - CAPES
Este Caderno foi elaborado em parceria entre o Instituto Federal de Educao, Cincia e Tecnologiade Pernambuco - IFPE e a Universidade Aberta do Brasil - UAB
Equipe de Elaborao
Coordenao do CursoMaria Jos Golalves de Melo
Logstica de ContedoGiselle Tereza Cunha de ArajoMaridiane VianaVernica Emlia Campos Freire
Coordenao InstitucionalReitoria Pr-Reitoria de Ensino Diretoria de Educao a DistnciaPr-Reitoria de ExtensoPr-Reitoria de Pesquisa e InovaoPr-Reitoria de Administrao e Planejamento
Projeto Grfi co - CapaGiselle Tereza Cunha de ArajoVernica Emlia Campos Freire
DiagramaoRafaela Pereira Pimenta de Oliveira
Edio de ImagensRafaela Pereira Pimenta de Oliveira
Reviso LingusticaAlice Paula Bastos ChagasFtima SuassunaIvone Lira de Arajo
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Sumrio
Sumrio 5
Apresentao da disciplina 7
Aula 1 11
Aula 2 21
Aula 3 31
Aula 4 59
Aula 5 83
Aula 6 101
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Licenciatura em Geografi aUAB 6
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Apresentao da Disciplina
Caro(a) estudante,
Bem-vindo(a) disciplina Climatologia do curso de Licenciatura em Geogra-
fi a na modalidade a distncia, oferecida pelo Instituto Federal de Educao,
Cincia e Tecnologia de Pernambuco (IFPE). Esta disciplina est subdividida
em seis aulas, que tratam dos assuntos essenciais formao do professor
de Geografi a. Em nossa primeira aula, iremos abordar os conceitos bsicos
para o entendimento da dinmica do clima da Terra. Faremos, inicialmente,
uma apresentao dos diversos campos da Climatologia, bem como a dife-
renciao entre a Climatologia e a Meteorologia, onde esclareceremos seus
distintos objetivos e aplicaes. Alm disso, abordaremos a interao dos
sistemas naturais atmosfera superfcie terrestre. Sem o entendimento de
como ocorre tal interao, qualquer tentativa de compreenso do funciona-
mento da dinmica atmosfrica ser infrutfera.
Na aula seguinte a aula 2 , aprofundaremos o assunto atmosfera e, desta
feita, explicaremos quais so os principais elementos qumicos que partici-
pam da sua composio, a estrutura em camadas e suas respectivas proprie-
dades. Na aula 03, sero analisados os elementos e fatores que infl uenciam
o clima. Os elementos climticos so os prprios aspectos que formam o
clima do planeta: a umidade, a temperatura e a presso atmosfrica. Cada
um ser abordado luz do arcabouo terico conceitual claro e conciso,
sem perder de vista a linguagem cientfi ca, indispensvel para a formao
do licenciado. Em seguida, nesta mesma aula, trataremos dos fatores ge-
ogrfi cos que interferem na dinmica climtica do planeta. Assim, sero
analisados, enquanto fatores que infl uenciam e interferem nos elementos
climticos, a latitude, a altitude, as massas de ar, as correntes martimas,
dentre outros, que, em interao com os elementos do clima, interferem no
sistema atmosfrico local ou regionalmente.
Na aula 04, abordaremos os principais modelos de classifi cao climtica.
Sero destacados os pontos relevantes em termos de aplicao, clareza e
fi nalidade de cada classifi cao apresentada. Na aula 05, como continuao
da discusso apresentada nas aulas anteriores, veremos os tipos climticos
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que ocorrem no Brasil, tendo por base a infl uncia da dinmica das massas
de ar. Destacaremos que a enorme extenso territorial brasileira, associada
sua localizao geogrfi ca predominantemente tropical, constitui quadro de
referncia importante na compreenso da diversidade climtica e paisagsti-
ca do territrio brasileiro.
Por fi m, na aula 06, veremos as mudanas climticas que marcam a dinmi-
ca atmosfrica atual e chamaremos a ateno para as mudanas climticas
em tempos pretritos e seus principais indicadores. Apresentaremos, ainda,
uma breve discusso sobre o campo de incertezas que paira no meio aca-
dmico sobre tal assunto, visto que qualquer concluso cientfi ca mais apro-
fundada sobre o clima e, mais ainda, sobre mudanas climticas demanda
investigao de um lapso temporal nem sempre compatvel com os dados e
instrumentos de anlise disponveis no momento. O tema do aquecimento
global apreciado com bastante nfase no papel dos gases de efeito estufa
no provvel aumento da temperatura global. Contudo, tem-se o cuidado de
tratar desse assunto no como uma verdade absoluta, mas como um campo
muito recente das pesquisas cientfi cas, em que a ecodiplomacia e a cincia
nem sempre do conta de esclarecer a realidade. Encerrando esta aula, ana-
lisaremos o El Nio e o processo de desertifi cao, dois temas de absoluta
importncia no quadro das mudanas climticas atuais.
Esperamos que as anlises e a discusso aqui apresentadas contribuam para
instigar a sua curiosidade para a Climatologia como tema fundamental na
formao acadmica em Geografi a. Ao longo dos textos, h ainda sees
que tratam, sucintamente, de alguns aspectos que podem incit-lo(a) a
buscar outros materiais para aprofundamento da leitura sobre os assuntos
aqui abordados.
As referncias bibliogrfi cas que serviram de apoio construo deste mate-
rial didtico devem, na medida do possvel, ser adquiridas pelo aluno, como
forma de aprofundar seus conhecimentos sobre o campo de estudos da
Climatologia e servir de suporte para futuras intervenes profi ssionais que
demandaro reviso de bases conceituais. Ademais, sugerimos que explore
a internet como meio de busca de ricos artigos, dissertaes e teses no
apenas sobre esse assunto, mas sobre qualquer outra temtica do curso de
Geografi a. O material tambm acompanhado de atividades com exerc-
cios. Aproveite-os bem e faa timo uso deste material.
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Aula 1
Objetivos
Nesta aula, abordaremos os conceitos bsicos para o entendimento
da dinmica do clima da Terra. Nesse sentido, faremos inicialmen-
te uma apresentao dos diversos campos de estudo e aplicaes
da Climatologia, bem como a diferenciao entre a Climatologia e
a Meteorologia, onde esclarecemos seus distintos objetivos e apli-
caes. Outro objetivo desta aula consiste em abordar a interao
dos sistemas naturais atmosfera superfcie terrestre.
Assuntos Campos de estudo da Climatologia; Diferena entre tempo e clima; Subdivises da Climatologia.
1. Introduo O campo de estudo e atuao da Climatologia A Climatologia uma das cincias da natureza e o seu estudo de extrema
relevncia no amplo campo das cincias ambientais. Para Ayoade (2004), os
processos atmosfricos infl uenciam os processos nas outras partes do am-
biente, principalmente na biosfera, hidrosfera e litosfera. Da mesma forma,
estes ambientes no se sobrepem uns aos outros, mas permanecem em
constante troca de energia entre si e no podem ser ignorados no estudo da
Climatologia (Fig. 1.1).
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Figura 1.1 O tempo e o clima inseridos nas cincias ambientais.
Como podemos ver na fi gura acima, ocorre uma interao direta entre todos
os seus constituintes. O clima infl uencia diretamente as plantas, os animais
(incluindo o homem) e o solo. Desse modo, ele infl uencia as rochas atravs
do intemperismo1 e os agentes externos do relevo so basicamente contro-
lados pelas condies climticas. O clima, principalmente prximo da super-
fcie, infl uenciado pelos elementos naturais e humanos, atravs de suas
vrias interaes.
De acordo com Azevedo (2005), o fato de o objeto de estudo da Climato-
logia ser essencialmente abstrato e no poder ser integralmente apreendido
pelo instrumental sensorial prprio do ser humano, isto , nossos prprios
sentidos, h que se recorrer a dois expedientes: o uso de instrumental ar-
tifi cial e a observao de indicadores e indcios de processos em sua evolu-
o temporal. Essa observao instrumental bastante custosa, pois envolve
equipamentos muitas vezes de ltima gerao e, portanto, de acesso a pou-
cas instituies de pesquisa. O trabalho de campo, antecedido de hipteses
1 Intemperismo ou meteorizao um dos agentes externos do relevo terrestre, ocorrendo na natureza
por meio da decomposio qumica e da desagregao fsica da rocha, diretamente associadas s condi-
es climticas reinantes no ambiente. Assim, numa rea submetida ao clima mido, prevalece o intem-
perismo qumico, ao passo que, numa rea seca, predomina o intemperismo fsico.
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e objetivos bem formulados sobre o que se pretende investigar, depende da
observao direta dos fenmenos, bem como sua medio e monitoramen-
to por meio de distintos recursos tecnolgicos. Esta uma rea do conhe-
cimento cientfi co extremamente instigante e, como no deveria deixar de
ser, a abordagem feita aqui est voltada para a formao do licenciado em
Geografi a.
Fique por dentro!
Interao biosfera e atmosfera
A atmosfera atual tem uma concentrao de gases que mantida
pelas atividades biolgicas na biosfera. Essa interrelao se d em
diferentes escalas. Uma fl oresta tropical e um campo ou a super-
fcie dos oceanos, por exemplo, produzem e consomem volumes
diferentes de O2 e CO2 no processo da fotossntese. Outro exemplo
da interrelao do clima com a biosfera refere-se quantidade de
energia absorvida e devolvida atmosfera. Um ecossistema com
uma quantidade elevada de matria orgnica (biomassa), como
uma fl oresta tropical, absorve grandes quantidades de energia e
devolve atmosfera, sob a forma de calor, uma quantidade dessa
energia menor do que a devolvida por um deserto. Esses fatos per-
mitem afi rmar que cada superfcie com vida ou parte da biosfera,
sejam rochas expostas, mares ou desertos, possui uma capacidade
distinta de interagir com a atmosfera. (CONTI; FURLAN, 2000, p.
71 72).
1.1 Climatologia e Meteorologia Inicialmente, faz-se necessrio distinguir e compreender estes dois ramos da
cincia atmosfrica. Apenas a partir do sculo XIII que esta cincia incorpo-
rou princpios de lgica e mtodo, sendo seguida de fragmentao de ramos
especfi cos de cada cincia, a partir de estudos individualizados de cada rea
de conhecimento.
De acordo com Ayoade (2004), a Meteorologia estuda as condies mo-
mentneas da atmosfera no que se refere ao seu estado fsico, dinmico e
qumico e s interaes entre eles e a superfcie terrestre subjacente. Desse
modo, esse ramo do conhecimento se enquadra na rea das cincias natu-
rais, tendo como objetivo o estudo dos fenmenos isolados da atmosfera
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(raios, troves, nuvens, composio fsico-qumica do ar, entre outros) e do
tempo atmosfrico.
O tempo outro conceito que causa confuso com o clima. O tempo pode
ser defi nido como o estado da atmosfera em um determinado momento e
local. Assim, seria um conjunto de elementos que caracterizam um instante,
tais como radiao (insolao), temperatura, umidade (precipitao, nebulo-
sidade, etc.) e presso (ventos).
Reforando o conhecimento
O tempo e o clima so duas noes bem distintas. A primeira cor-
responde a uma situao transitria da atmosfera, com mudanas
dirias e at horrias, ao passo que a segunda se defi ne por pa-
dres estabelecidos aps, pelo menos, trinta anos de observaes,
apresentando, portanto, no mnimo, um perfi l relativamente est-
vel. Por isso mesmo fcil detectar modifi caes no tempo, porm
difcil demonstrar alteraes no clima, principalmente em escala
global. (CONTI; FURLAN, 2000).
Dessa forma, vale salientar que, para determinar um tipo de clima, seja ele
local, regional ou global, necessrio um estudo do comportamento da at-
mosfera num intervalo de tempo de, no mnimo, 30 anos. De acordo com
a Organizao Meteorolgica Mundial (OMM), o clima defi nido como um
conjunto fl utuante de condies atmosfricas caracterizadas pelos estados
e evoluo do tempo no curso de um perodo sufi cientemente longo, em
um domnio espacial determinado, sendo, assim, a sntese do tempo num
determinado lugar durante um perodo de 30 a 35 anos de observaes.
Nesse sentido, podemos afi rmar que o clima da Zona da Mata do Nordeste
brasileiro do tipo Tropical mido, com chuvas de outono inverno.
Mendona e Danni-Oliveira (2007) abordam a Climatologia com enfoque na
paisagem geogrfi ca. Para esses autores, a Climatologia est defi nida como
um estudo de padres de comportamento da atmosfera em suas interaes
com as atividades humanas e com a superfcie do planeta durante um longo
perodo de tempo. Ento, observa-se uma forte ligao entre as relaes da
sociedade e da natureza como pressuposto para a compreenso das diferen-
tes paisagens do planeta.
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A Climatologia situa-se entre as Cincias Humanas (Geografi a) e as Cincias
Naturais (Meteorologia e a Fsica), sendo que possui maior ligao com as
Cincias Humanas do que as Naturais (Fig. 2.1). Apesar da similaridade entre
a Climatologia e Meteorologia, estas cincias utilizam distintas tcnicas e
mtodos. O meteorologista utiliza leis da fsica clssica e faz uso da lingua-
gem da matemtica para compreender os processos atmosfricos, enquanto
que o climatlogo aplica, principalmente, tcnicas estatsticas sobre os da-
dos obtidos do clima. Assim, podemos sintetizar que o meteorologista estu-
da o tempo, enquanto que o climatlogo estuda o clima. Apesar de que um
estudo deve complementar o outro, a Meteorologia deve incorporar tanto o
estudo do tempo quanto o do clima e, para legitimar os dados do clima, so
imprescindveis os dados da Meteorologia.
Figura 1.2- rea da Climatologia no campo do conhecimento cientfi co.
O clima resulta da interao dos elementos com os fatores climticos. pre-
ciso, ento, procurar distingui-los corretamente. Pode-se dizer que os ele-
mentos climticos so os aspectos naturais que compem o clima. So eles:
a temperatura, a umidade e a presso atmosfrica. Porm, eles se apresen-
tam na atmosfera com maior ou menor intensidade, dependendo justamen-
te da interferncia dos fatores climticos. Em outras palavras, os elementos,
em suas diferentes manifestaes, variam espacial e temporalmente em de-
corrncia da infl uncia dos fatores climticos, que so: a latitude, a altitude,
a maritimidade, a continentalidade, a vegetao, as correntes martimas, as
massas de ar e as atividades humanas. Na aula 03, os elementos e os fatores
climticos sero explicados de forma detalhada.
Dependendo do objetivo para o qual o estudo for dirigido, a Climatolo-
gia est subdividida em distintos ramos ou nveis de abordagens, conforme
aponta Ayoade (2004):
1. Climatologia regional a descrio dos climas em reas selecionadas da
Terra.
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2. Climatologia sintica o estudo do tempo e do clima em uma rea com
relao ao padro de circulao atmosfrica predominante. A Climatologia
sintica , assim, essencialmente, uma nova abordagem para a Climatologia
regional.
3. Climatologia fsica envolve a investigao do comportamento dos ele-
mentos do tempo ou processos atmosfricos em termos de princpios fsicos.
Neste, d-se nfase energia global e aos regimes de balano hdrico da
terra e da atmosfera.
4. Climatologia dinmica enfatiza os movimentos atmosfricos em vrias
escalas, particularmente na circulao geral da atmosfera.
5. Climatologia aplicada enfatiza a aplicao do conhecimento climatol-
gico e dos princpios climatolgicos nas solues dos problemas prticos que
afetam a humanidade.
6. Climatologia histrica o estudo do desenvolvimento dos climas atravs
dos tempos.
1.2 Escalas de estudos em ClimatologiaEm qualquer rea de conhecimento, o estudo da escala procura delimitar
a sua dimenso para uma melhor compreenso espao-temporal do obje-
to a ser investigado. De acordo com Mendona e Danni-Oliveira (2007), a
escala climtica diz respeito dimenso ou ordem de grandeza espacial
(extenso) e temporal (durao), segundo as quais os fenmenos climticos
so estudados. As escalas espaciais ganham maior destaque na abordagem
geogr ca do clima, sendo as mais conhecidas as escalas macroclimtica,
mesoclimtica e microclimtica. As escalas temporais mais utilizadas so as
escalas geolgica, histrica e contempornea (Tab. 1.1).
A seguir, esto apresentadas as subdivises apontadas pelos respectivos au-
tores:
1- Macroclima: a maior das unidades climticas e compreende reas muito
extensas na superfcie da Terra e com movimentos atmosfricos em larga
escala que afetam o clima do planeta. A extenso espacial dos climas nesta
unidade escalar , genericamente, superior ordem de milhes de km2, sen-
do sua de nio subordinada circulao geral da atmosfera (altas e baixas
presses), a fatores astronmicos e fatores geogr cos (grandes divises do
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relevo, oceanos, continentes, etc.) e variao da distribuio da radiao
no planeta (baixas e altas latitudes).
2 - Mesoclima: uma unidade intermediria entre as de grandeza superior
e a inferior do clima e pode ser aplicada s regies naturais interiores aos
continentes, como o estudo de grandes fl orestas, de extensos desertos ou
de pradarias. Nessa escala, no h uma extenso defi nida, pois em Geogra-
fi a a regio por si s no possui delimitaes espaciais precisas, a no ser
por um ou outro elemento de destaque da paisagem. O clima regional, por
essa caracterstica, uma subunidade de transio entre a ordem superior e
a inferior.
3- Microclima: a menor e a mais imprecisa unidade escalar climtica; sua
extenso pode ir de alguns centmetros a at algumas dezenas ou centenas
de m2. Os fatores que defi nem essa unidade dizem respeito ao movimento
turbulento do ar na superfcie, a determinados obstculos circulao do ar,
a detalhes do uso e da ocupao do solo, entre outros. A ttulo de exemplo,
podem ser citados o clima de construes (uma sala de aula, um apartamen-
to), o clima de uma rua ou de um parque urbano beira de um lago, etc.
Tabela 1.1: Organizao das escalas espacial e temporal do clima.
Ordem de Grandeza
Subdivi-ses
Escala Horizon-
tal
Escala Vertical
Tempora-lidade das variaes
mais repre-sentativas
Exemplifi ca-o Espacial
Macroclima Clima zonalClima regio-
nal
>2.000 km
3 a 12 km
Algumas semanas a vrios decnios
O globo, um hemisfrio,
oceano, conti-nente, mares,
etc.
Mesoclima Clima regio-nal
Clima localTopoclima
2.000 km a 10 km
12 km a 100 km
Vrias horas a alguns dias
Regio natu-ral, monta-nha, regio
metropolitana, cidade, etc.
Microclima 10 km a alguns m
Abaixo de 100
m
De minutos ao dia
Bosque, uma rua, uma
edifi cao-casa, etc.
Fonte: Mendona; Danni-Oliveira (2007).
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Exerccios 1. Com base na leitura atenta do texto, esclarea como se d a interao
atmosfera superfcie terrestre na conformao da dinmica climtica da
Terra.
2. Qual a diferena entre clima e tempo e em que contexto cada uma dessas
duas noes aplicada?
Respostas dos exerccios
1. Conforme aponta o texto, h uma interao entre o clima e o ambiente
fsico. Clima, solos, relevo, vegetao e sistema hidrogrfi co se infl uenciam
mutuamente. A cobertura vegetal, que depende e infl uencia os solos, con-
tribui para a umidade do ar atravs da evapotranspirao ou ainda ao reter
gua no lenol fretico, contribuindo ainda para amenizar a temperatura
local. Dependendo das caractersticas do relevo, o clima de uma regio po-
der ser mais ou menos mido, mais ou menos frio. Dessa forma, o clima
no pode ser compreendido de forma separada dos demais aspectos fsicos
do ambiente. Alm disso, com a crescente capacidade de atuao, o homem
tambm interfere no clima, atravs das variadas atividades que ele desenvol-
ve na superfcie do planeta.
2. O clima varia de acordo com os elementos climticos e indica as condies
atmosfricas durante longos perodos: anos, dcadas ou at sculos. O clima
varia espacial e temporalmente em decorrncia da infl uncia dos fatores cli-
mticos, que so: a latitude, a altitude, a maritimidade, a continentalidade, a
vegetao, as correntes martimas, as massas de ar e as atividades humanas.
J o tempo pode ser defi nido como o estado da atmosfera em um deter-
minado momento e local. Assim, um conjunto de elementos que carac-
terizam um instante, tais como radiao (insolao), temperatura, umidade
(precipitao, nebulosidade, etc.) e presso (ventos). O primeiro objeto de
estudo da Climatologia e o segundo da Meteorologia.
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Referncias
AZEVEDO, Tarik Rezende de. Tcnicas de campo e laboratrio em climatologia. In: VENTURI, Luis Antonio Bittar (org.). Praticando geografi a: tcnicas de campo e laboratrio. So Paulo: Ofi cina de Textos, 2005, p. 131 146.
AYOADE, J. O. Introduo Climatologia para os trpicos. Traduo: Maria Juraci Zani dos Santos. 10a ed. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 2004. 332 p.
CONTI, J. Bueno; FURLAN, S. Angelo. Geoecologia: o clima, os solos e a biota. In: Geografi a do Brasil. Ross, J. L. Sanches (org.). 3a ed. So Paulo: EDUSP, 2000, p 67-198.
MENDONA, F.; DANNI-OLIVEIRA, I. M. Climatologia: noes bsicas e climas do Brasil. So Paulo: Ofi cina de Textos, 2007. 206 p.
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Aula 2
Objetivos
Nesta aula, explicaremos a composio qumica da atmosfera,
bem como sua estrutura em camadas e respectivas propriedades.
Esperamos que, ao fi nal desta aula, tenha uma compreenso clara
sobre a dinmica intensa que caracteriza as distintas camadas at-
mosfricas e os seus efeitos aqui na superfcie do planeta.
Assuntos As camadas da atmosfera e suas propriedades.
2. IntroduoA atmosfera uma massa gasosa que envolve a superfcie do globo ter-
restre, estendendo-se por cerca de 800 km acima da superfcie, de acordo
com Ayoade (2004). Em comparao ao raio da Terra, de aproximadamente
6.600 km, uma camada muito fi na. Na verdade, por conta da atrao gra-
vitacional, a maioria dos gases est concentrada na camada mais inferior da
atmosfera, chamada de troposfera, formando uma capa de cerca de 15 km
acima da superfcie terrestre.
Diversos autores apontam a importncia de se estudar a troposfera, pois
nesta parte da atmosfera que ocorrem as grandes interaes atmosfricas e
fenmenos meteorolgicos que ocasionam efeitos nas nossas vidas, sejam
eles positivos ou prejudiciais para nossa sobrevivncia. Como exemplo, po-
demos citar as mudanas de temperatura que provocam transformaes no
padro do tempo, em escala global, afetando o suprimento de alimentos, o
regime de precipitaes, o recebimento de radiao solar, entre outros.
Ferreira (2006) alerta que muito difcil entender a atmosfera e prever a
ocorrncia de fenmenos meteorolgicos, visto que existem interaes en-
tre a chegada e a sada de energia. As diferenas de temperatura so causa-
das pelo aquecimento ou resfriamento da superfcie terrestre, que, em seu
entorno, causam mudanas do volume e da densidade do ar, resultando
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em mudanas de presso. Exemplifi cando: o ar frio mais pesado porque
as molculas dos gases que o formam esto comprimidas, enquanto o ar
quente mais leve, pois as molculas esto mais dilatadas, ocasionando
mudanas de presso. esse jogo permanente de entrada e sada de energia
que torna a atmosfera terrestre extremamente dinmica, o que constitui um
enorme desafi o para os pesquisadores estabelecerem modelos ou padres
com vistas a explicar o comportamento do clima.
2.1 Composio da atmosferaA atmosfera composta de uma mistura de gases, formada, principalmente,
por nitrognio (78%) e oxignio (21%) e por pequenas quantidades de hi-
drognio, metano, oznio, dixido de nitrognio, dixido de carbono, xido
de carbono e outros gases nobres (Tab. 2.1).
Tabela 2.1 Principais gases do ar seco (adaptado de BARRY e CHORLEY,
1976).
Gs Volume (%)
Nitrognio (N2)78,08
Oxignio (O2)20,94
Argnio (A)0,93
Dixido de Carbono (CO2)0,03
Nenio (Ne)0,0018
Hlio (He)0,0005
Oznio (O3)0,00006
Hidrognio (H2)0,00005
Criptnio (Kr)Indcios
Xennio (Xe)Indcios
Metano (CH4)Indcios
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A composio do ar no constante nem no tempo nem no espao. A
composio do ar mantm-se invarivel at, mais ou menos, 70 km de al-
titude. Entre esse nvel e 130 km, os raios ultravioleta rompem e separam
a molcula de oxignio, aumentando a proporo desse gs, que chega a
aproximadamente 34%, diminuindo a quantidade de nitrognio para 66%.
A partir dos 300 km de altitude, comea a ionizao do nitrognio e, mais
acima, esse gs, alcana a proporo de 80%, e a quantidade de oxignio
passa a 20% (Ferreira, 2006).
Na primeira camada da atmosfera, tambm ocorre em pequeno nmero o
vapor dgua, material particulado e o oznio. Mendona e Danni-Oliveira
(2007) defi nem os trs compostos de maneira especial devido s suas pecu-
liaridades de ocorrncia.
O vapor dgua no se apresenta uniformemente distribudo, uma vez que sua presena depende no s de uma superfcie que fornea gua,
mas tambm de uma srie de outros fatores, como os ventos. Estes trans-
portam o vapor dgua ao redor do planeta, levando gua para regies
com menor disponibilidade hdrica.
O material particulado de origem natural constitui-se de poeira, cinzas, material orgnico e sal em suspenso no ar, provenientes do solo, da
atividade vulcnica, da vegetao e dos oceanos, alm das atividades hu-
manas que decorrem da utilizao de combustveis fsseis em indstrias
e veculos, da queima do carvo mineral e orgnico para aquecimento e
cozimento domsticos e de prticas agrcolas, como queimadas, entre
outros.
O oznio est presente em forma concentrada entre os 20 e 35 km de altura. A propriedade que os gases oxignio e oznio apresentam ao
reagirem fotoquimicamente nesses nveis, agindo como um fi ltro ao ab-
sorverem a maior parte das radiaes ultravioleta, que garante a exis-
tncia da vida na superfcie da Terra. A caixa de texto abaixo faz meno
ao aumento da radiao ultravioleta na superfcie do planeta devido
rarefao da camada de oznio.
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Fique por dentro!
A energia fl ui pela atmosfera
A fi ltragem da radiao ultravioleta importante para o equilbrio
da biosfera, e qualquer alterao nesse processo coloca em risco
a vida do planeta. Atualmente, h fortes indcios de que produtos
oriundos da atividade industrial, sobretudo os clorofl uorcarbonos
(CFCs), estejam comprometendo a camada de oznio, tornando-a
mais rarefeita ou destruindo-a em alguns pontos. Estudos divul-
gados em 1991 pelo Programa Ecolgico da ONU informam que
o buraco na camada de oznio entende-se alm da Antrtida,
como se pensava inicialmente, abrangendo tambm a Amrica do
Norte, a Europa, a Austrlia, a Rssia e a Amrica Latina. Em 1986,
celebrou-se um acordo internacional na cidade de Montreal obje-
tivando controlar o uso de gases nocivos ao oznio estratosfrico.
Na troposfera, o dixido de carbono (CO2) e o vapor dgua retm
a radiao infravermelha, provocando o aquecimento conhecido
como efeito estufa, que seria responsvel, a longo prazo, pela ele-
vao da temperatura na Terra. (CONTI; FURLAN, 2000, p. 92.)
2.2 Estrutura da atmosferaConforme descrita por Ayoade (2004), a atmosfera apresenta uma com-
plexa estrutura de vrios nveis, composta de diversos gases e est dividida,
de forma alternada, em trs camadas relativamente quentes, separadas por
duas relativamente frias.
As trs camadas quentes ocorrem nas proximidades da superfcie da Terra,
entre 50 e 60 km, e acima de 120 km, enquanto que as camadas frias so
encontradas entre 10 e 30 km, e em torno de 80 km acima da superfcie da
Terra (Fig. 2.1).
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Figura: 2.1 A estrutura da atmosfera, de acordo com as mudanas de temperatura (modifi cado de: AYOADE, 2004).
Como foi visto na fi gura acima, a camada inferior da atmosfera denomina-
da troposfera. Esta camada possui aproximadamente 75% da massa gasosa
total da atmosfera, alm da totalidade do vapor dgua e de aerossis. Ou-
tra especifi cidade desta camada que a sua temperatura diminui a uma taxa
mdia de 6,5C por quilmetro, porm essa taxa pode apresentar variaes
ao longo de diferentes latitudes. A sua altitude tambm no constante,
variando de lugar para lugar e de poca para poca, sendo mais elevada na
linha do Equador (16 km), onde ocorrem aquecimento e turbulncia vertical,
e mais baixa nos polos (8 km). nesta camada onde os fenmenos do
tempo atmosfrico e a turbulncia so os mais marcantes, sendo descrita
como a camada da atmosfera que estabelece as condies meteorolgicas
(AYOADE, 2004).
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Por esta alta complexidade, a troposfera a principal camada para o desen-
volvimento de estudo dos meteorologistas. Ferreira (2006) ressalta o uso de
bales de radiossondagens meteorolgicas, lanados em estaes meteo-
rolgicas de altitude, para a medio de temperatura na atmosfera. Com
os valores de temperatura, os bales meteorolgicos medem outros par-
metros, tais como: a umidade do ar, a presso atmosfrica e a velocidade e
direo do vento, em diferentes altitudes.
As camadas atmosfricas no terminam de forma abrupta, pois ocorre sem-
pre uma faixa de transio entre elas, nas quais pouco a pouco vo desapa-
recendo as caractersticas dominantes da camada anterior e sobressaindo
as caractersticas da camada seguinte. A faixa de transio entre a primeira
camada troposfera e a segunda a estratosfera chamada de tropo-
pausa. Nela, h uma pequena faixa de isotermia e, logo acima, o ar comea
a esquentar com a altitude, indicando o incio da estratosfera.
A camada seguinte, a estratosfera, se estende at aproximadamente 50 km
acima da superfcie da Terra. Ao contrrio do que acontece na troposfera, na
estratosfera a temperatura tende a aumentar com a altitude. Como a den-
sidade do ar muito menor, at mesmo uma absoro pequena de radia-
o solar pelos constituintes atmosfricos, principalmente o oznio, produz
um grande aumento de temperatura (AYOADE, 2004). Considerando que o
oznio possui a capacidade de absorver a radiao ultravioleta do Sol, como
consequncia ocorre o aquecimento da estratosfera.
O fi m da estratosfera assinalado pela estratopausa, ou seja, ela marca a
transio entre a estratosfera e a mesosfera. A estratopausa est localizada
acima da infl uncia da camada de oznio e por isso ela no se aquece com
o aumento da altitude, conforme ocorre na poro inferior da estratosfera e
indica a transio para o incio da mesosfera.
A camada seguinte chamada de mesosfera e se distribui entre 50 e 80 km
da superfcie. Quanto temperatura, ocorre o processo inverso da estratos-
fera, ou seja, h uma diminuio da temperatura medida que aumenta a
altitude. Suas temperaturas podem atingir -90C. Nesta faixa ocorre uma
zona de grande rarefao do ar, o que diminui, consideravelmente, a ca-
pacidade de seus gases reterem energia solar, por isso a queda de energia
(MENDONA; DANNI-OLIVEIRA, 2007).
A termosfera estende-se de 80 km de altitude at o espao e apresenta
temperaturas extremamente altas, em geral, acima de 1.200C. Isso bem
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compreendido quando recordamos que temperatura uma medida do mo-
vimento das molculas, no o calor que sentimos com o tato. As tempe-
raturas nessa camada so extremamente altas, porque as molculas de ar
so movimentadas por partculas de alta energia oriundas do espao. Como
essas partculas carregadas viajam por essa camada, elas movimentam as
molculas de ar com sua energia e, algumas vezes, criam fenmenos lumi-
nosos conhecidos como aurora boreal, no hemisfrio Norte, e aurora austral,
no hemisfrio Sul (FERREIRA, 2006).
Os limites e camadas da atmosfera no so consenso na comunidade cien-
tfi ca. A diviso apresentada nos pargrafos acima o modelo mais aceito
entre os pesquisadores, mas importante que saiba que tal diviso pode
apresentar pequenas diferenas, a depender do autor consultado. A caixa
de texto a seguir faz referncia presena da ionosfera, que no foi men-
cionada anteriormente. S a ttulo de esclarecimento, essa camada tem uma
espessura de aproximadamente 500 km e est localizada e se distribui a
partir da termosfera, portanto na parte superior da atmosfera. A ionosfera
extremamente rarefeita e ainda assim oferece sufi ciente resistncia aos me-
teoros, que bombardeiam diariamente a Terra, fragmentando-os.
Saiba mais!
A homosfera, a ionosfera e a exosfera
A atmosfera possui cinco camadas, divididas por um critrio: as
variaes de temperatura. Alm disso, as trs primeiras camadas
- troposfera, estratosfera e mesosfera - formam a chamada ho-
mosfera, onde predomina a mesma composio qumica do ar:
basicamente nitrognio (78%) e oxignio (21%). As mudanas na
temperatura que as defi nem so causadas pela radiao solar e
suas interaes com o solo (a maior fonte de calor da atmosfera)
e as partculas do ar. Na verdade, essas divises no so rgidas,
porque a atmosfera uma estrutura complexa e pode ser classi-
fi cada de formas diferentes, mas cada regio tem uma srie de
caractersticas em comum, diz Robert Clemesha, meteorologista
do Instituto de Pesquisas Espaciais (INPE), em So Carlos (SP). Fora
a homosfera, h mais uma camada que se sobrepe s cinco divi-
ses da atmosfera - a ionosfera, que comea a 80 quilmetros de
altitude e termina junto com a exosfera.
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Essa camada foi defi nida por outra caracterstica: onde a energia
do Sol quebra as molculas de ar, formando os ons, partculas com
carga eltrica positiva ou negativa. A atmosfera, principalmente as
duas primeiras camadas, onde ocorrem os fenmenos climticos.
A diferena de temperatura no Equador, onde a incidncia de
raios solares maior, e nos polos, causa o movimento dos ven-
tos, diz Pedro Dias, meteorologista do Instituto Astronmico e
Geofsico da USP. A espessura da atmosfera sobre a Terra pode ser
comparada, proporcionalmente, casca de uma ma. Mas, sem
ela, o planeta seria to inspito quanto a Lua. A atmosfera fornece
ar e gua para os seres vivos, mantm o planeta aquecido e nos
protege dos raios solares e de meteoritos.
Fonte: http://mundoestranho.abril.com.br/geografi a/pergun-
ta_285767.shtml
Acessado em: 26 jan. 2011.
Exerccios 1. Analise a composio da atmosfera e como essa composio infl uencia
na dinmica climtica.
2. Caracterize a estrutura da atmosfera, destacando as propriedades trmi-
cas de cada uma de suas camadas.
Respostas dos exerccios
1. Conforme foi visto no texto, a atmosfera composta de uma mistura
de gases, como o nitrognio (78%) e o oxignio (21%), alm de pequenas
quantidades de hidrognio, metano, oznio, dixido de nitrognio, dixido
de carbono, xido de carbono e outros gases nobres que, por serem mui-
tos raros, so chamados de gases nobres. A distribuio desses gases no
ocorre de forma homognea entre as camadas da atmosfera. Exemplo disso
que a presena de vapor dgua depende no s de uma superfcie que
fornea gua, mas tambm de uma srie de outros fatores, como os ventos,
logo no encontrado uniformemente na atmosfera. Alm dos gases, na
atmosfera encontrado material particulado, isto , partculas de poeira em
suspenso de diversas origens, como cinzas vulcnicas, sedimentos e polens
transportados pelos ventos, dentre outros.
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2. A atmosfera possui uma estrutura bastante complexa e, do ponto de vista
trmico, est dividida, de forma alternada, em trs camadas relativamente
quentes, separadas por duas relativamente frias. As trs camadas quentes
so a troposfera, junto superfcie at 10 km, a mesosfera, entre 50 e 60
km, e a camada acima da termosfera. As camadas frias so a estratosfera,
entre 10 e 30 km, e a termosfera, em torno de 80 km acima da superfcie
da Terra.
Referncias
AYOADE, J. O. Introduo climatologia para os trpicos. Traduo: Maria Juraci Zani dos Santos. 10a ed. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 2004. 332 p.
BARRY, R. G.; CHORLEY, R. J. Atmosphere, weather and climate. 3a ed. Londres: Menthuem, 1976. 327 p.
CONTI, J. Bueno; FURLAN, S. Angelo. Geoecologia: o clima, os solos e a biota. In: Geografi a do Brasil. Ross, J. L. Sanches (org.). 3a ed. So Paulo: EDUSP, 2000, p. 67-198.
FERREIRA, A. Gonalves. Meteorologia prtica. So Paulo: Ofi cina de Textos, 2006. 188 p.
MENDONA, F.; DANNI-OLIVEIRA, I. M. Climatologia: noes bsicas e climas do Brasil. So Paulo: Ofi cina de Textos, 2007. 206 p.
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Aula 3
Objetivos
Nesta aula, temos por objetivo analisar os elementos climticos e
os fatores geogrfi cos e suas interinfl uncias no complexo jogo do
clima do planeta. Dessa forma, discutimos como eles interagem
entre si, resultando nas condies climticas de cada poro da
superfcie terrestre. Abordamos ainda como se formam as condi-
es que levam a mudanas da temperatura, alm da formao do
orvalho, dos nevoeiros e das geadas.
Assuntos Os elementos formadores do clima; Os fatores geogrfi cos que interferem no clima; A circulao geral da atmosfera.
IntroduoConforme sugere o ttulo, esta aula trata dos elementos e fatores climticos.
Podemos dizer que o clima o resultado dessa interao, sempre muito
dinmica. Para termos uma compreenso dos diferentes tipos de clima da
Terra, preciso, inicialmente, abordar os elementos e fatores que os condi-
cionam.
Conforme foi dito na aula anterior, os elementos climticos so os aspec-
tos que compem o clima, e esto relacionados com as propriedades da
atmosfera de um dado local. Os mais utilizados para caracteriz-lo so a
temperatura, a umidade e a presso, que, infl uenciados pela diversidade
geogrfi ca, manifestam-se por meio de precipitao, vento, nebulosidade,
ondas de calor e frio, entre outros.
Aos elementos citados, juntam-se os fatores geogrfi cos que interferem no
clima. E so constitudos por aspectos dinmicos do meio ocenico e at-
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mosfrico, como correntes ocenicas, massas de ar e frentes, quanto por
aspectos como latitude, altitude, relevo, vegetao, continentalidade/mariti-
midade e atividades humanas.
Conforme j foi dito, tais elementos e os fatores climticos exercem infl u-
ncia mutuamente, de modo que, na natureza, impossvel compreender
a atuao de um sem a interferncia de outros. E apenas por uma questo
didtica, sero explicados um a um, ainda que, na prtica, estejam intima-
mente relacionados.
3.1. TemperaturaA temperatura um dos elementos mais abordados nos estudos da Climato-
logia, e se refere ao estado trmico da atmosfera, sendo defi nida em termos
do movimento de molculas, de modo que quanto mais rpido o seu deslo-
camento mais elevada ela ser.
A temperatura a condio que determina o fl uxo de calor que passa de
uma substncia para outra. Quanto maior esse fl uxo, maior a sensao
de calor.
A temperatura do ar mensurada atravs de termmetros sendo expressos
em graus Celsius ou Fahrenheit. Anders Celsius, fsico e astrnomo sueco,
foi o inventor do termmetro centgrado, o qual toma por base o valor de
100 para indicar o ponto de ebulio da gua. Por sua vez, Daniel Fahre-
nheit, fsico alemo, dividiu o termmetro em 212. Essa diviso usada nos
pases de lngua inglesa.
Alm da temperatura mdia que refl ete o calor presente no ar naquele de-
terminado instante, tambm so registrados com termmetros especfi cos
os valores da temperatura mxima e mnima (fi g. 3.1), que correspondem ao
maior e menor valor registrado em um intervalo de tempo, seja dirio, sema-
nal, mensal, anual ou decenal. A diferena entre as temperaturas mximas e
mnimas reconhecida como amplitude trmica.
Assim, a amplitude trmica diria a diferena entre a mnima e mxima
temperatura ao longo de um determinado dia, a amplitude trmica mensal,
de um determinado ms e assim por diante.
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Figura 3.1: Termmetro de mxima e mnimaFonte: http://www.ufjf.br/labcaa/equipamentos/
O termmetro de mxima constitudo de um vidro contendo mercrio, o
qual se dilata ao ser submetido a um aumento da temperatura e se contrai
quando a temperatura diminui. J o termmetro de mnima, que ao invs de
mercrio, utiliza o lcool, responsvel por registrar a menor temperatura
diria.
Vrios fatores infl uenciam na distribuio de temperatura sobre a superfcie
da Terra, a exemplo da latitude, altitude, do tipo de superfcie, da distncia
de corpos hdricos, do relevo, dos tipos de ventos e das correntes ocenicas.
Em decorrncia da esfericidade da Terra, a latitude o principal fator respon-
svel pela diferena de intensidade de insolao na superfcie do planeta, ou
seja, os raios solares incidem desigualmente. Quanto mais inclinada for tal
incidncia, mais baixa a temperatura e o contrrio tambm verdadeiro,
quanto mais reto o ngulo de incidncia, maior a temperatura (fi g. 3.2).
Nas reas polares, por exemplo, os raios solares incidem sempre de forma
muito inclinada, ou seja, na sua trajetria aparente na abboda celeste, o Sol
no passa no meio do cu, logo as temperaturas dessas regies so sempre
baixssimas. O contrrio ocorre na zona intertropical do globo, cujos ngulos
de incidncia dos raios solares fi cam prximos de 90 e as temperaturas,
constituindo a zona climtica mais quente do globo.
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Figura 3.2: ngulo de incidncia dos raios solaresFonte: MOREIRA, Joo Carlos; SENE, Eustquio de. Geografi a Geral e do Brasil. So Paulo: Scipione, 2004.
Outro aspecto que deve ser levado em considerao a distncia de corpos
hdricos que atua como um regulador da temperatura do ar, reduzindo a sua
amplitude anual. Essa caracterstica auxilia no efeito da continentalidade.
Segundo Varejo-Sila (2001), a continentalidade corresponde infl uncia
causada pelo oceano e normalmente, expressa pela distncia do mar, to-
mada na direo do vento dominante.
Assim, nas reas situadas no interior dos continentes e sob condies de
baixa umidade do ar, ocorre uma grande amplitude trmica diria, ou seja,
uma grande diferena entre a temperatura mnima e a mxima.
Essa elevada amplitude trmica se explica pelo fato de as rochas que formam
os continentes serem formadas por material que em geral so bons condu-
tores de calor. Durante o dia, com a insolao, a temperatura sobe bastante.
noite, as rochas se esfriam e a temperatura cai consideravelmente. Esse
fenmeno bastante comum em reas continentais de climas seco, a exem-
plo do interior do Nordeste brasileiro, onde o clima semirido, e as reas
desrticas, como o Saara, no norte da frica.
J a maritimidade corresponde infl uncia da proximidade dos oceanos ou
de grandes superfcies lquidas no clima das regies vizinhas. Como a gua
possui um calor especfi co alto e, portanto, um mau condutor de calor, as
Observe que a quantidade de energia emitida pelo Sol a mesma nos dois casos, mas a superfcie coberta na faixa mais prxima do polo maior, onde os raios chegam de forma mais inclinada, logo no se aquece tanto quanto na faixa mais prxima da linha do Equador, que menor e dessa maneira se aquece mais.
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reas litorneas tropicais, carregadas por elevada umidade (concentrao de
vapor dgua na atmosfera), apresentam pequena diferena entre a tempe-
ratura mnima e a mxima ao longo do dia ou at mesmo ao longo do ano.
Nesse caso, durante o dia, faz calor por conta do aquecimento do continen-
te, e apesar de logo no incio da noite as rochas que formam o continente
esfriarem, a gua do oceano libera, lentamente, o calor produzido durante
o dia. por isso que em reas litorneas, as temperaturas no caem muito
durante a noite e embora a areia da praia, rapidamente, esfrie, a gua do
mar permanece morna por bem mais tempo.
Os ventos predominantes e as correntes ocenicas tambm infl uenciam as
temperaturas do ar, porque podem transportar ou transmitir por adveco
o calor ou o frio de uma rea para outra, dependendo das caractersticas
trmicas junto s reas que infl uenciam (AYOADE, 2004).
Uma das consequncias de diferenas entre as temperaturas est relaciona-
da ao tamanho da rea continental e dessa maneira distribuio das terras
e das guas na superfcie do globo. Como a maior extenso do Hemisfrio
Norte formada por terras emersas, os veres so mais quentes e os inver-
nos mais frios do que no Hemisfrio Sul, que predominantemente cons-
titudo por guas na sua superfcie (tab. 3.1). Mais uma vez, a questo do
elevado calor especfi co da gua e do baixo calor especfi co das rochas exer-
ce infl uncia na variao anual da temperatura em ambos os hemisfrios.
Portanto, seguindo o mesmo raciocnio apresentado nos pargrafos acima,
sobre a maior capacidade de conduo de calor pelas rochas e menor pela
gua, a distribuio das terras e das guas na superfcie do planeta tambm
repercute nas condies climticas na escala global.
Tabela 3.1: Temperaturas mdias dos Hemisfrios Norte e Sul
Hemisfrio Norte Hemisfrio Sul
Vero 22,4C 17,1C
Inverno 8,1C 9,7C
Fonte: Ayoade, (2004).
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Quanto altitude, o efeito sobre a temperatura mdia do ar evidente. Duas
localidades prximas, mas situadas em altitudes muito diferentes, devem
apresentar curvas anuais de temperatura bastante diferentes. Assim, pode-
se concluir que a temperatura mdia do ar diminui com a altitude. Na regio
tropical, esse efeito bastante acentuado e contribui, signifi cativamente,
para a melhoria do conforto ambiental, perceptvel nas serras e montanhas,
pois, na troposfera, a cada 100 metros de altitude, a temperatura diminui
0,6C (VAREJO-SILVA, 2001).
Continentalidade e maritimidade
A maior ou menor proximidade de grandes quantidades de gua
exerce forte infl uncia no s no comportamento da umidade rela-
tiva do ar, mas tambm na temperatura. O calor especfi co da gua
maior do que o da terra. Sendo assim, os continentes aquecem-
se mais rpido e resfriam-se tambm mais rpido e o contrrio
vlido para os oceanos. Resultado: reas sob a infl uncia da mariti-
midade apresentam baixa amplitude trmica diria e sob a infl un-
cia da continentalidade apresentam caracterstica inversa.
3.1.1 Variaes na temperaturaOcorrem variaes na temperatura em vrias escalas temporais, sejam elas,
quase instantneas, dirias ou anuais, apresentando um ciclo que percorre
da temperatura mxima a mnima. As variaes instantneas podem decor-
rer de fatores como a presena de fenmenos como vrtices turbulentos,
vapor dgua, poluentes, dentre outros. No caso de variaes dirias, por
exemplo, uma invaso de ar frio, pode alterar a expectativa de temperaturas
extremas quanto aos horrios esperados (VAREJO-SILVA, 2001).
Nos primeiros pargrafos, voc viu que a latitude o principal fator que
interfere na diferenciao trmica na superfcie do globo e isso decorre da
incidncia dos raios solares ao longo do ano. Em razo da inclinao do eixo
terrestre e do movimento de translao em torno do Sol, o ngulo de inci-
dncia dos raios solares varia de acordo com as estaes do ano.
As temperaturas so mais elevadas no vero, quando os volumes de insola-
o so maiores e mais baixas no inverno, quando as recepes de insolao
so mais baixas. As variaes sazonais na temperatura do ar so maiores nas
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reas extratropicais, a exemplo das faixas sob o efeito de climas temperados.
Assim, as variaes sazonais da temperatura do ar aumentam com a latitude
e com o grau de continentalidade.
Fique por dentro!
Infl uncia da temperatura do ar em seres vivos
A temperatura do ar desempenha um papel muito importante
dentre os fatores que condicionam o ambiente propcio aos ani-
mais, s plantas e ao prprio Homem.
De uma maneira geral, cada raa ou cultivo tem exigncias pr-
prias quanto s variaes da temperatura, requerendo uma faixa
tima, dentro da qual o crescimento e o desenvolvimento ocorrem
normalmente. Essa faixa situa-se dentro de outra mais ampla, cha-
mada faixa de tolerncia, cujos limites superior e inferior so crti-
cos. Quando a temperatura do ar atinge a faixa de tolerncia (zona
superior ou inferior), as atividades fi siolgicas do ser comeam a
ser comprometidas. A taxa de crescimento diminui, ou cessa por
completo, em funo do tempo de exposio e do afastamento
em relao ao limite timo correspondente, refl etindo-se na pro-
duo de biomassa. Uma exposio temperatura maior que a
mxima tolervel (crtica superior) ou menor que a mnima tole-
rvel (crtica inferior) muito prejudicial: os efeitos podem no
ser reversveis e, caso a exposio seja prolongada, pode levar o
organismo morte.
Nos animais que vivem em regies frias, a pele espessa e os pelos
longos e abundantes; a derme muito irrigada e rica em gordura,
protegendo, termicamente, o organismo. J naqueles da mesma
espcie que habitam climas quentes, a pele menos espessa, nor-
malmente pigmentada e revestida por pelos mais curtos, fi nos e
menos abundantes; a epiderme torna-se espessa, enquanto a der-
me se atrofi a. Tais fatos revelam a adaptao dos animais ao clima,
mediante o desenvolvimento de caracteres que lhe asseguram um
intercmbio mais efi ciente de energia com o ambiente. (VAREJO-
SILVA, 2001).
UABClimatologia 37
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3.2 A umidade do arA presena do vapor dgua na atmosfera tratada como umidade. Os ter-
mos presso de vapor, umidade absoluta e umidade relativa so as principais
variaes da forma de abordar a presena de vapor. A presso de vapor refe-
re-se ao peso do vapor dado pela presso que ele exerce sobre uma superf-
cie ao nvel mdio do mar. A umidade absoluta expressa o peso do vapor de
gua em um dado volume de ar, representado em gramas por metro cbico
(g/m3). J a umidade relativa o termo mais utilizado para representar a pre-
sena de vapor no ar, sendo expressa por uma relao de proporo relativa
entre o vapor existente no ar e o ponto de saturao do mesmo. Ou seja,
representa uma porcentagem de quanto de vapor est presente no ar em
relao quantidade mxima possvel de vapor que nele poderia haver, sob
a temperatura em que se encontra. (MENDONA e DANNI-OLIVEIRA, 2007).
De toda a sua composio gasosa, a atmosfera s comporta 4% de va-
por dgua. Isso signifi ca que, quando apresentar esse percentual, est com
100% de umidade relativa. Se, por exemplo, a gua sob a forma de vapor
na atmosfera representar 3,2% do total dos gases, signifi ca que a umidade
relativa do ar de 80%. Alm disso, toda vez que atinge 100% de umidade
relativa, a atmosfera no consegue absorver mais vapor dgua e para que
o ciclo hidrolgico continue a funcionar necessrio que existam as preci-
pitaes, as quais, no mundo tropical, ocorrem, predominantemente, sob a
forma de chuva.
O instrumento para medir a umidade relativa do ar denominado de psic-
metro (fi g. 3.4). Em geral, esse equipamento constitudo por dois term-
metros comuns, denominados de termmetro de bulbo seco e termmetro
de bulbo mido. O diferencial que o segundo revestido por um tecido
ou cordo de algodo que permanece constantemente molhado, preferen-
cialmente, com gua destilada.
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Figura 3.4: Psicmetro que mede a umidade relativa do ar, de modo indireto, em porcentagem (%)Fonte: http://www.ufjf.br/labcaa/equipamentos/
3.2.1 Formao de orvalhos, geadas, nevoeiro e nuvensConforme apontam Mendona e Danni-Oliveira (2007), a ocorrncia de or-
valho, nevoeiro e nuvens depende do modo como o ar mido se resfria
e, consequentemente, do modo como a condensao ocorre. Quando a
condensao do vapor se d por contato entre o ar quente e mido e uma
superfcie fria, h a gerao de orvalho. O orvalho forma-se quase ao ama-
nhecer, quando, geralmente, o ar registra sua temperatura mnima, deixan-
do as superfcies frias recobertas por uma pelcula de gotas de gua. O vapor
dgua ao entrar em contato com a superfcie mais fria sofre condensao,
isto , passa do estado gasoso para o lquido. O orvalho pode ocorrer tam-
bm ao anoitecer, em noites de acentuado resfriamento.
J a geada, provocada por resfriamento mais intenso do ar, quando as
temperaturas chegam prximas a 0C ou at negativas, com a presena de
massas de ar frio e cu limpo. Assim, uma cobertura de pequenas partculas
de gelo, que se formam noite no solo e nos objetos expostos, resfriam-se
abaixo do ponto de orvalho e o ponto de orvalho inferior ao ponto de
congelamento da gua. Os nevoeiros tambm podem ser conhecidos como
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neblina e cerrao, que so formados por gotculas dgua suspensas na
atmosfera, prximas superfcie.
De acordo com Ayoade (2004), as nuvens constituem agregados de gotcu-
las de gua ou cristais de gelo em suspenso no ar. Elas se formam por causa
do movimento vertical de ar mido, como na conveco, ou em ascenso
forada sobre reas elevadas, ou no movimento vertical em larga escala,
associado a frentes e depresses. So classifi cadas de acordo com dois as-
pectos:
1. Estrutura e forma ou aparncia da nuvem;
2. Altura na qual a nuvem ocorre na atmosfera.
Seguindo o primeiro aspecto, ocorrem os principais tipos de nuvens:
(i) nuvens cirriformes, com aparncia fi brosa;
(ii) nuvens estratiformes, que se apresentam em camadas;
(iii) nuvens cumiliformes que se apresentam empilhadas.
Utilizando o segundo critrio, podem ser identifi cadas:
(i) nuvens baixas;
(ii) nuvens mdias;
(iii) nuvens altas. (tab. 3.2).
Tabela 3.2: Variaes na altitude na base das nuvens, nas diversas zonas
latitudinais, em metros (conforme Barry e Choley, 1976)
Grupo Nveis mdios superior e inferior (em metros)
Tipos de nuvens
Nuvens altas 6.000 12.000Cirrus (Ci)
Cirroscumulos (Cc)Cirrostratus (Cs)
Nuvens mdias 2.000 6.000 Altocumulus (Ac)Altostratus (As)
Nuvens baixas Nvel do solo 2.000
Stratocumulos (Sc)Stratus (S)
Nimbostratus (Ns)Cumulos (Cu)
Cumulonimbus (Cb)
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Baseando-se nos autores Ayoade (2004), Ferreira (2006) e Varejo-Silva
(2001) e nas informaes adicionais do Centro de Previso de Tempo e Estu-
do Climticos (CPTEC), sero descritos, a seguir, os principais tipos de nuvens
de acordo com a sua base em relao ao nvel do solo (fi g. 3.5).
Nuvens altas: sua base est a mais de 6 km da superfcie, correspondem s nuvens do tipo Cirrus compostas por cristais de gelo, em que as tem-peraturas so muito frias. Essa nuvem tem aparncia fi brosa e delgada,
delineada pelos fortes ventos em altitude, em que existe pouca quantida-
de de vapor dgua, portanto, so bastante fi nas. Normalmente, os cirrus so visualizados antes de uma frente fria chegar, na linguagem popular,
so chamados de crista de galo.
Nuvens mdias: sua base est em mdia de 2 a 6 km de altura. Forma-das por nuvens altostratus, com aspecto de lenol ou camada de nuvem acinzentada ou branca azulada de aspecto estriado, fi broso ou uniforme,
cobrindo parcial ou inteiramente o cu. Comumente associado ao mau
tempo, formam-se na frente de tempestades com chuva ou neve cont-
nua.
Figura 3.5: Principais tipos de nuvensFonte: http://www.cptec.inpe.br/glossario.shtml#10
Nuvens baixas: sua base est do nvel do solo at 2 km de altitude. Corres-
ponde s nuvens do tipo stratus e stratuscumulus, tambm fazendo parte as nuvens nimbostratus, que so as nuvens de chuva geradas a partir da stratus. Possuem camada nebulosa, acinzentada, de base uniforme e defi ni-
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da. So constitudas por gotculas micromtricas de gua e quando espessas
podem vir a ocasionar chuvisco.
3.2.2 Formao da precipitaoA formao de nuvens no sufi ciente para que ocorra a precipitao. A
condensao e a sublimao, que geram as nuvens, marcam apenas o incio
do processo de precipitao. Gotas de gua, cristais de gelo e gotas de chu-
va devem ainda ser produzidas. A maioria das gotas muito pequena para
vencer a barreira das correntes ascendentes de ar que produzem as nuvens e
se precipitaram alm delas. As gotas de chuva e os fl ocos de neve precisam
crescer o sufi ciente para no serem carregados pelas correntes do interior
das nuvens e para no serem capazes de atingir a superfcie sem antes eva-
porarem completamente (MENDONA; DANNI-OLIVEIRA, 2007).
Alm da chuva e da neve, pode haver precipitao de pelotas de gelo chama-
das de granizo, o qual gerado nas nuvens cumulonimbus, que, por terem grande desenvolvimento vertical e serem formadas por correntes convectivas
(ascendentes e descendentes) velozes, permitindo que as gotas de nuvem
e de chuva congelem-se ao serem levados pelos movimentos turbulentos a
setores da nuvem onde as temperaturas encontram-se abaixo de 0C.
O tamanho das pelotas de granizo indica a capacidade de transporte dos
movimentos de turbulncia que as sustentam, quanto maiores, mais pode-
rosos so os movimentos em seu interior.
A fi g. 3.6 apresenta grfi cos com variao da precipitao no intervalo apro-
ximado de 30 anos para as cidades de Recife, Porto Alegre e Manaus.
Observe bem os trs grfi cos e identifi que quais so os perodos chuvosos e secos ao longo do ano nas trs cidades citadas.
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Figura 3.6: Variao da precipitao em cidades brasileiras com latitudes diferentesFonte: http://www.inmet.gov.br/html/clima. php
A precipitao pluviomtrica (chuva) a precipitao de gotas de gua com
dimetro superior a 0,5 cm. Para quantifi car a queda de gua cada no solo,
geralmente expressa em termos da espessura da cama de gua que se
formaria sobre uma superfcie horizontal, plana e impermevel.
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Esse fenmeno caracterizado por sua durao, intensidade, defi nido como
a quantidade de gua cada por unidade de tempo, em uma hora ou em 10
minutos. A unidade adotada o milmetro (mm) e os instrumentos de leitura
direta, usados para quantifi car a precipitao so os pluvimetros e os plu-
vigrafos (fi g. 3.7). A grande vantagem destes sobre aqueles possibilitar a
determinao da intensidade e da durao da precipitao (VAREJO-SILVA,
2001).
Figura 3.7: Pluvimetro que mede a quantidade de precipitao pluvial (chuva), em milmetros (mm)Fonte:/http://www.ufjf.br/labcaa/equipamentos/
As chuvas so classifi cadas de acordo com a sua gnese, que resultado do
tipo de processo que controla os movimentos ascensionais geradores das
nuvens das quais se precipitam, sendo assim diferenciadas conforme Men-
dona e Danni-Oliveira (2004).
Chuva de origem convectiva: Ocorre nas clulas convectivas. Os movi-mentos verticais que caracterizam a clula de conveco resultam do
acentuado aquecimento de dada coluna de ar mido, que forada a
se expandir, ascendendo para nveis superiores da troposfera, onde se
resfria adiabaticamente. Uma vez resfriada, a parcela de ar forada a se
adensar, retornando superfcie em movimentos turbilhonares e comple-
tando a clula convectiva.
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No processo de resfriamento, a parcela atinge seu ponto de saturao, ha-
vendo a formao de nuvem (fi g. 3.8). O aquecimento de ar, ao longo do
dia, desencadeia o processo convectivo, gerando, com a continuidade do
aquecimento, pequenas nuvens cumulus, que tendem a se transformar em cumulonimbus, geralmente, responsveis pelos aguaceiros tropicais de fi nal de tarde. o tipo de chuva que ocorre na Floresta Amaznica e praticamente
em toda faixa equatorial do globo, onde comum a formao de correntes
convectivas do ar.
Figura 3.8: Chuva convectivaFonte: http://www.infoescola.com/meteorologia/tipos-de-chuvas/
Chuva de origem orogrfi ca: ocorre por ao fsica do relevo, que atua como
uma barreira adveco livre do ar, forando-o a ascender (fi g. 3.9). O ar
mido e quente, ao ascender prximo s encostas, resfria-se, adiabatica-
mente, devido descompresso promovida pela menor densidade do ar nos
nveis mais elevados. O resfriamento conduz saturao do vapor, possibili-
tando a formao de nuvens estratiformes e cumuliformes, que com a con-
tinuidade do processo de ascenso tendem a produzir chuvas. Nesse caso,
chove nas encostas localizadas a barlavento, ao passo que nas encostas a
sotavento fi cam secas. So as chuvas que ocorrem nas encostas midas dos
Brejos do Planalto da Borborema, em estados como Paraba e Pernambuco e,
sobretudo, na Serra do Mar, a exemplo da faixa litornea do Estado de So
Paulo, onde o ndice de pluviosidade de aproximadamente 4.000 mm/ano.
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Figura 3.9: Chuva orogrfi caFonte: http://www.infoescola.com/meteorologia/tipos-de-chuvas/
Chuva de origem frontal: resulta do contato de duas massas de ar (fren-te) de caractersticas diferentes, uma quente e outra fria, associado
formao de nuvens e consequente precipitao da gua na forma de
chuva (fi g. 3.10). A intensidade das chuvas, bem como a sua durao
ser infl uenciada pelo tempo de permanncia da frente do local, pelo
teor de umidade contido nas massas de ar que as formam, pelos contras-
tes de temperatura e pela velocidade da mesma.
Esse tipo de chuva comum ao longo da faixa litornea leste e sul do Brasil,
ou seja, do litoral oriental do Rio Grande do Norte ao Rio Grande do Sul,
sobretudo no inverno, quando a massa polar (fria) proveniente da Antr-
tida avana na direo norte e se encontra com a massa tropical atlntica
(quente), ocasionando as tpicas frentes frias to anunciadas pelos rgos de
previso do tempo nessa poca do ano.
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Figura 3.10: Chuva frontalFonte: http://www.infoescola.com/meteorologia/tipos-de-chuvas/
3.3 Presso atmosfricaA presso atmosfrica corresponde fora provocada pelo peso do ar. As
molculas de gases presentes na atmosfera possuem uma massa defi nida e
por causa da gravidade da Terra, tm um peso. Assim, essa fora exercida
pelas molculas de gases na atmosfera sobre uma superfcie chamada de
presso atmosfrica.
Um aspecto que deve ser levado em considerao diferena de altitude
que modifi ca a densidade da presso atmosfrica, quanto maior altitude,
menor a coluna e maior a rarefao do ar, o que diminui a presso. De
acordo com Ferreira (2006), a presso atmosfrica decresce com a altitu-
de medida que a gravidade concentra mais massa de gases atmosfricos
prximos superfcie terrestre. Isso explica por que mais difcil respirar em
reas da Terra que esto em grandes elevaes, como nas cidades de Quito,
no Equador, e La Paz, na Bolvia, ambas localizadas sobre a Cordilheira dos
Andes, situadas, respectivamente, acerca de 2.800 e 3.800 metros de altitu-
de. Nessas reas, existe menor quantidade de oxignio disponvel, porque a
atmosfera menos espessa e densa do que no nvel do mar.
A atmosfera est em permanente dinamismo
A curvatura do planeta produz contrastes importantes da distribui-
o de energia, a qual por sua vez, responsvel pela formao de
massas de ar. Nas mdias e altas latitudes, onde o balano radiativo
negativo, originam-se massas frias ou polares; nas baixas, onde
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positivo, as quentes ou tropicais, estabelecendo-se entre ambas,
na altura das latitudes mdias, uma linha de descontinuidade co-
nhecida como frente polar. Mecanismos complexos, ao movimen-
to de rotao do planeta e ao fl uxo da alta troposfera, determinam
ondulaes na frente polar e esses movimentos, tambm chama-
dos de correntes perturbadoras vo defi nir as condies de tempo
e do clima na maior parte da Terra.
Nas baixas latitudes, na altura do Equador, confi gura-se a Zona
de Convergncia Intertropical (ZCIT) e, entre as latitudes de 25
e 35 para norte e para sul, a faixa dos anticiclones subtropicais.
A primeira corresponde ao encontro dos alsios, e sua oscilao,
para o norte ou para o sul, importante para defi nir as estaes
de seca e de chuva nas suas reas de infl uncia. Os alsios so ven-
tos de grande escala que se manifestam, principalmente, sobre os
oceanos, tendo sua origem nos anticiclones subtropicais. (Fonte:
CONTI, J. B; FURLAN, S. A, 2000).
Na escala planetria, a ZCIT atua no sentido de transferir calor e
umidade dos nveis inferiores da atmosfera das regies tropicais
para os nveis superiores da troposfera e para as mdias e altas
latitudes.
O instrumento utilizado para medir a presso atmosfrica o barmetro,
representado na fi g. 3.11 pelo barmetro de mercrio. A sua operacionali-
zao se deve ao ar que aplica uma presso com seu peso. feito a partir
de um tubo de vidro longo, preenchido com mercrio cuja altura no tubo
a medida da presso do ar. Quando a presso atmosfrica aumenta, o
mercrio se movimenta para a parte superior do tubo, quando a presso
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atmosfrica diminui, o mesmo volta para o fundo. Podendo, assim, calcular
as diferenas da presso atmosfrica.
Figura 3.11: Barmetro que mede a presso atmosfricaFonte: http://www.ufjf.br/labcaa/equipamentos/
De acordo com Mendona e Danni-Oliveira (2007), o ar tem sua densidade
alterada com a altitude, como resultado da ao gravitacional. A variao da
presso do ar em superfcie se d em decorrncia da distribuio de energia
e de umidade do globo, bem como da dinmica de seus movimentos. O
aquecimento do ar conduz ao aumento de energia cintica das molculas, o
que produz um maior nmero de choque entre elas. Com isso, elas passam
a se distanciar uma das outras, ocasionando uma expanso do ar e, conse-
quentemente, uma diminuio na presso exercida por ele.
Os ventos se movimentam de zonas de alta presso, onde o ar est mais pe-
sado, para zonas de baixa presso, onde o ar est mais leve. O gradiente de
presso formado quando h duas reas prximas com caractersticas ba-
romtricas diferentes, vindo a constituir uma rea de alta presso e outra de
baixa presso. A velocidade do vento possui forte correlao pelo gradiente
de presso. Quanto maior a diferena de presso do ar entre duas superf-
cies, mais velozes so os ventos. Em funo da diferena entre as presses, o
ar converge nas reas de baixa presso e diverge nas de alta. Em outras pa-
lavras, as reas de baixa presso so receptoras de vento, enquanto as reas
UABClimatologia 49
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de alta presso so dispersoras de vento. Enfi m, todo e qualquer movimento
de ar ou vento na atmosfera decorre da diferena de presso.
A velocidade e a direo dos ventos so medidas pelo anemmetro, sendo
registrada, em geral, por km/h ou m/s. A tabela de Beaufort (tab. 3.3) pro-
pe a classifi cao do vento a partir da correlao entre a sua velocidade e
os impactos causados na paisagem.
Tabela 3.3: Classifi cao da velocidade dos ventos de acordo com Beaufort
Grau Velocidadekm/h
Classifi cao do vento
Efeitos na paisagem
0 0-1 Calmaria A fumaa eleva-se verticalmente
1 2-6 leve A fumaa mostra a direo do vento
2 7-12 brisa leve Folhas se agitam levemente
3 13-18 Fraco O vento estica o pano das bandeirasPequenas ondas sobre os lagos
4 19-26 vento moderado O vento carrega sujeiras e pedacinhos de papel
5 27-35 vento regular Pequenas rvores comeam a balanar
6 36-44 vento meio forte Galhos grandes se movem
7 45-54 vento forte rvores inteiras em movimento
8 55-65 vento muito forte Pequenos galhos se quebram difcil caminhar contra o vento
9 66-77 ventania Telhas caem ao cho
10 78-90 vendaval rvores so arrancadas e janelas so quebradas
11 91-104 tempestade Danos por toda parte
12 Acima de 105 furaco Destruio total
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Fique por dentro!
O vento atua no transporte de propriedades naturais.
Efeitos favorveis:
Calor: de regies mais quentes para mais frias; vapor dgua: regi-
es midas para regies mais frias; disperso de gases e partculas
suspensas no ar: diminui a concentrao de poluentes (inverno).
Remoo do calor de plantas e animais nas pocas quentes. Reno-
vao de ar prximo a plantas, mantendo o suprimento de CO2
para as folhas durante o processo de fotossntese. Disperso de se-
mentes, plen, facilitando a disperso de espcies e a polinizao.
Efeitos desfavorveis:
Eroso elica e deformao da paisagem. Eliminao de insetos
polinizadores. Desconforto animal, devido remoo excessiva de
calor, acelerando o metabolismo animal e diminuindo o ganho de
peso. Deformao de plantas. Abraso de partculas do solo dani-
fi cando tecidos (caules) vegetais. Fissura de tecidos vegetais pela
agitao contnua, permitindo a penetrao de microorganismos;
Desfolha por efeito mecnico. Aumento da transpirao, fecha-
mento de estmatos, queda na taxa de fotossntese, diminuio
do crescimento e produo. (Fonte: MOREIRA, J. C; SENE E., 2005.)
Tornados e Furaces
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Tornado um redemoinho de ventos, girando com muita velo-
cidade e que se forma em condies especiais num ambiente de
tempestade muito forte. Esse redemoinho descende de uma nu-
vem de tempestade (cumulonimbus), muitas vezes, atinge o cho, causando destruio por onde passa. A dimenso espacial do tor-
nado de centenas de metros e ele, normalmente, tem uma vida
mdia de poucos minutos e percorre uma extenso de 500 a 1500
metros, ainda que na sua trajetria os ventos passem comumente
a velocidade de 200 km/h.
A visibilidade desse fenmeno derivada da poeira e da sujeira
levantadas do solo e pelo vapor dgua condensado. A presso
baixa dentro de um funil causa a expanso e resfriamento do ar,
resultando na condensao do vapor dgua. s vezes, o ar to
seco que os ventos giratrios permanecem invisveis at atingir o
solo, comeando, ento, a carregar sujeiras.
Os tornados ocorrem em muitas partes do mundo, porm os mais
frequentes e violentos acontecem nos Estados Unidos, numa m-
dia de mais de 800 por ano. Tambm ocorrem na Inglaterra, Ca-
nad, China, Frana, Alemanha, Holanda, Hungria, ndia, Itlia,
Japo, Rssia, e at nas Bermudas e nas Ilhas Fiji. Contudo, no
esto restritos somente a esses pases.
Um furaco um ciclone tropical que se tornou muito intenso,
com ventos girando no sentido horrio no Hemisfrio Sul e em
sentido anti-horrio no Hemisfrio Norte ao redor de um centro de
baixa presso. Normalmente, bem no centro do furaco h uma
regio sem nuvens e com ventos calmos, chamada de olho do
furaco. A, h movimentos de ar descendentes, ao lado de uma
grande rea circular de centenas de quilmetros com vigorosos
movimentos ascendentes do ar, o que provoca formao de nu-
vens e muita chuva. H tambm vrias outras formas de ciclones,
como os ciclones extratropicais, em que tambm os ventos giram
em torno de um centro de baixa presso, mas os processos fsi-
cos de formao e manuteno so muito distintos daqueles que
atuam no furaco. Normalmente, os ciclones tropicais se formam
quando um centro de baixa presso, viajando sobre oceanos tro-
picais, encontra guas com temperaturas acima de 26C. Nesse
ponto, aumenta a evaporao da superfcie do oceano e o ar mi-
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do ascendendo prximo ao centro esfria e formam-se nuvens com
mais de 8 a 10 km de altura. Quanto mais baixa a presso em seu
centro, mais fortes sero os ventos ao seu redor, tendo que estar
acima de 119 km/hora para ser classifi cado como furaco. Alm de
guas acima de 26C e ventos que no podem variar muito com
a altura, outras condies na atmosfera precisam estar presentes
para a formao dos furaces.
Furaces acontecem sobre a maioria dos Oceanos Tropicais, em
reas onde a temperatura do mar encontra-se acima de 26C.
Ocorrem com maior frequncia no Atlntico Tropical Norte, Pa-
cfi co Tropical Oriental, Pacfi co Tropical Norte Oriental e Pacfi co
Tropical Sul Oriental, alm do Oceano ndico. (Fonte: http://www.
cptec.inpe.br/).
3.4 A circulao global dos ventosA circulao atmosfrica segue, em linhas gerais, um padro de alternncia
entre zonas de baixa e de alta presso, a cada faixa de aproximadamente
30 de latitude, conforme se v na fi g. 3.12. Os movimentos do ar (massas
de ar e ventos) resultam da distribuio desigual da energia solar nas zonas
de baixas, mdias e altas latitudes. O ar frio (mais pesado) gera zonas de alta
presso ou zonas anticiclonais. O ar quente (mais leve) gera zonas de baixa
presso ou zonas ciclonais. As reas frias ou de alta presso, como as polares
e as subtropicais ou de latitudes mdias so dispersoras de massas de ar e
ventos, sendo chamadas de reas anticiclonais.
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Figura: 3.12: Circulao global da atmosferaFonte:http://www.google.com.br/imgres?imgurl=http://www.scielo.br/img/revis-tas/rbef/v30n1/a05fi g07.gif&imgrefurl=http://www.scielo.br/ Acesso em: 20 set 2010.
As reas quentes ou de baixa presso atmosfrica (de baixa latitude), como
as equatoriais, so receptoras de massas de ar e ventos, sendo chamadas
de reas ciclonais. As reas de baixa presso se distribuem na latitude 0,
chamada de zona de convergncia intertropical (ZCIT) e 60, onde ocorre
a baixa presso subpolar. J as reas de alta presso ocorrem nos paralelos
30 e nos polos, onde se formam, respectivamente, as reas de alta presso
subtropicais e polares.
Entre a zona intertropical e a zona de mdia e de alta latitude, ocorrem
trocas trmicas. Os ventos que sopram na zona tropical so chamados de
alseos de nordeste, no Hemisfrio Norte, e alseos de sudeste, no Hemisfrio
Sul. Trata-se de ventos quentes e midos que contribuem para o alto ndice
de pluviosidade dessa zona climtica, sobretudo na faixa equatorial, na ZCIT.
J os ventos de oeste sopram nas mdias latitudes e se encontram com os
ventos polares na zona de baixa presso subpolar.
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Exerccios 1. Analise a atuao de cada um dos elementos formadores do clima.
R. O clima constitudo por trs elementos: temperatura, umidade e presso atmosfrica. A temperatura est relacionada com o movimento de molcu-
las do ar, de modo que quanto mais rpido o deslocamento mais elevada
ela ser. A temperatura a condio que determina o fl uxo de calor que
passa de uma substncia para outra. Quanto maior esse fl uxo, maior a
sensao de calor.
A umidade corresponde quantidade de gua sob a forma de vapor na
atmosfera. A atmosfera s consegue absorver 4% de gua e quando isso
acontece, signifi ca que atingiu 100% de umidade relativa, logo preciso
perder gua por precipitao, para que volte a absorver gua e continue o
ciclo hidrolgico. Por fi m, a presso corresponde ao peso que a coluna de
ar exerce sobre uma determinada superfcie. Como nas reas montanhosas,
essa coluna menor, a presso atmosfrica menor do que a das reas lo-
calizadas ao nvel do mar.
2. Explique como ocorrem os trs tipos de chuva mencionados no texto.
R. As chuvas so classifi cadas em trs tipos: convectivas, orogrfi cas e fron-tais.
As chuvas convectivas so tpicas da faixa equatorial do globo e ocorrem
pelo movimento convectivo de subida e descida do ar, provocando a renova-
o da atmosfera. Junto superfcie, o ar se aquece e sobe, transformando-
se em chuva. Enquanto isso, o ar frio localizado acima fi ca pesado e desce.
Esse movimento ininterrupto forma as clulas de conveco do ar.
As chuvas orogrfi cas so infl uenciadas pelo relevo local. Elas ocorrem quan-
do o ar mido atinge uma elevao e ao subi-la, perde temperatura e o
vapor presente se condensa, isto , passa para o estado lquido, originando
chuva. Da, esse tipo de chuva ser tambm chamado de chuva de relevo.
J as chuvas frontais se do pelo encontro frontal de uma massa de ar quen-
te com outra fria, ocasionando a condensao e a consequente precipitao.
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Referncias
AYOADE, J. O. Introduo climatologia para os trpicos. Traduo: Maria Juraci Zani dos Santos. 10a ed. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 2004, 332 p.
CONTI, J. Bueno; FURLAN, S. Angelo. Geoecologia: o clima, os solos e a biota. In: Geografi a do Brasil. ROSS, Jurandyr L. Sanches (org.). 3a ed. So Paulo: EDUSP, 2000, 67-198.
FERREIRA, A. Gonalves. Metereologia prtica. So Paulo: Ofi cina de Textos, 2006. 188p.
MENDONA, F.; DANNI-OLIVEIRA, I. M. Climatologia: noes bsicas e climas do Brasil. So Paulo: Ofi cinas de Textos, 2007, 206p.
MOREIRA, J. C.; SENE, E. Geografi a: espao geogrfi co e globalizao. So Paulo: Scipione, 2005, 560p.
VAREJO-SILVA, M. A. Meteorologia e climatologia. 2 ed. Braslia: INMET, 2001, 367p.
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Aula 4
Objetivos
Nesta aula, temos por objetivo analisar os principais modelos de
classifi cao climtica. Para tanto, destacamos os pontos relevan-
tes em termos de aplicao e clareza e fi nalidade de cada classi-
fi cao apresentada. Esperamos ainda que possa refl etir sobre os
critrios utilizados em cada classifi cao apresentada e, a partir
disto, procure relacionar o contedo apresentado com as caracte-
rsticas do clima dos distintos lugares do globo.
Assunto Classifi caes climticas.
IntroduoNesta aula, abordaremos as trs principais classifi caes climticas mais uti-
lizadas no mbito da Geografi a. Estabelecer uma classifi cao climtica
uma tarefa muito desafi adora, dado o fato de a atmosfera ser um sistema,
altamente, complexo e dinmico. Em razo disso, existem diversos modelos
de classifi cao. Aqui trataremos de trs deles: o de Kppen-Geiger, o de
Thornthwaite e o de Strahler. Ao fi nal do texto sero citadas outras classifi -
caes, sendo que as trs analisadas so as mais utilizadas pela comunidade
cientfi ca.
Os sistemas de classifi cao climtica so utilizados para sintetizar e agrupar
diferentes caractersticas de climas nos diversos lugares do mundo. Para isso,
devem ser levadas em considerao as similaridades de vrios elementos
climticos para identifi car e mapear uma determinada regio climtica. As
classifi caes climticas podem ser agrupadas em dois mtodos: o mtodo
da climatologia analtico-separatista e o mtodo da climatologia sinttica.
De acordo com Barros (2009), o mtodo analtico-separatista considera cada
elemento do clima (temperatura, presso atmosfrica, umidade, precipita-
es, vento, insolao, nebulosidade, dentre outros) de forma separada e,
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com base nas observaes meteorolgicas realizadas, so calculadas as m-
dias utilizadas para a elaborao de cartas e grfi cos. Esse mtodo, ao se-
parar os elementos climticos, isolando-os e transformando-os em mdias
aritmticas, desagrega a realidade, como se esses elementos fossem separa-
dos uns dos outros.
A autora em contexto tambm afi rma que a despeito de ser, amplamente,
usado na Geografi a, o mtodo tradicional apresenta lacunas, uma vez que
esttico, ou seja, no capaz de restituir o dinamismo aos fenmenos e
suas verdadeiras sucesses de estados, o que impossibilita a compreenso
fi el da realidade. (BARROS, 2009, p. 257)
No mtodo da climatologia sinttica ou dinmica, cada tipo de tempo deve
ser analisado com base nos seus elementos constituintes, mas sem extra-los
do conjunto para faz-los entrar em clculos que isolariam dos demais com-
ponentes do clima. Dessa forma, essa perspectiva da climatologia analisa
o complexo atmosfrico em pores individualizadas, isto , as massas de
ar atuantes, preocupando-se, ainda, com os seus confl itos, ou seja, com os
mecanismos frontolgicos que elas prprias engendram. (BARROS, 2009,
p. 257).
Estudos de classifi cao climtica abrangem vrios elementos do clima,
sendo que os mais, frequentemente, utilizados so a temperatura e a plu-
viosidade. O primeiro trabalho referente classifi cao climtica deve-se a
Wilhelm Kppen, no ano de 1918, o qual se baseou na associao entre
temperatura, pluviosidade e distribuio de vegetao.
Para autores como Ayoade (2004) e Mendona; Danni-Oliveira (2007), o
modelo de Kppen-Geiger simples e compreende um conjunto de letras
maisculas e minsculas para designar os grandes grupos climticos, os sub-
grupos ou ainda subdivises que indicam caractersticas especiais sazonais.
Os cinco grupos climticos principais so designados pelas letras iniciais do
alfabeto maisculo (A, B, C, D e E), e correspondem s regies do Equador
aos Polos, as quais so divididas em subgrupos, considerando a distribuio
sazonal de precipitao acrescida das caractersticas da temperatura, totali-
zando 24 tipos climticos, apresentados a seguir:
A Climas tropicais chuvosos: o ms mais frio tem temperatura mdia superior a 18 C.
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B Climas secos: a evapotranspirao mdia anual maior que a preci-pitao mdia anual. No existe excedente de gua, por isso nenhum rio
origina-se aqui.
C Climas temperados chuvosos e moderadamente quentes: o ms mais frio tem temperatura mdia entre -3C e 18C. O ms mais quente
tem temperatura mdia maior do que 10C.
D Climas frios com neve-fl oresta: o ms mais frio tem temperatura mdia abaixo de -3 C e o ms mais, moderadamente, quente tem tem-
peratura mdia maior do que 10C.
E Climas polares ou glaciais: o ms mais, moderadamente, quente tem temperatura mdia menor que 10C.
A eles acrescenta-se um grupo de climas de terras altas, no diferenciados
e representados pelo smbolo H. Cada um dos climas A, B, C, D e E
posteriormente subdividido com a utilizao de caractersticas adicionais de
temperatura e precipitao pluvial, conforme listado a seguir:
A: CLIMAS TROPICAIS
Af: clima tropical chuvoso de fl oresta
Aw: clima de savana
Am : clima tropical de mono
B: CLIMAS SECOS
BSh : clima quente de estepe
BSk : clima frio de estepe
BWh : clima quente de deserto
BWk : clima frio de deserto
C: CLIMAS TEMPERADOS CHUVOSOS E MODERADAMENTE QUENTES
Cfa: mido em todas as estaes, vero quente
Cfb: mido em todas as estaes, vero moderadamente quente
Cfc: mido em todas as estaes, vero moderadamente frio e curto
Cwa: chuva de vero, vero quente
Cwb: chuva de vero, vero moderadamente quente
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Csa: chuva de inverno, vero quente
Csb: chuva de inverno, vero moderadamente quente
D: CLIMAS FRIOS COM NEVE-FLORESTA
Dfa: mido em todas as estaes, vero quente
Dfb: mido em todas as estaes, vero frio
Dfc: mido em todas as estaes, vero moderadamente frio e curto
Dfd: mido em todas as estaes, inverno intenso
Dwa: chuva de vero, vero quente
Dwb: chuva de vero, vero moderadamente quente
Dwc: chuva de vero, vero moderadamente frio
Dwd: chuva de vero, inverno intenso
E: CLIMAS POLARES
ET: clima de tundra
EF: Neve e gelo perptuos
As subdivises de cada uma das principais categorias acima so feitas de
acordo com:
1. A distribuio sazonal da precipitao
f: nenhuma estao seca, mido o ano todo (A, C e D)
m: de mono, com breve estao seca e com chuvas intensas durante o
resto do ano (A)
w: chuva de vero (A, C e D)
S: estao seca de vero (B)
W: estao seca de inverno (B)
2. As caractersticas adicionais de temperatura
a: vero quente, o ms mais quente tem temperatura mdia maior do
que 22C
b: vero moderadamente quente, o ms mais quente tem temperatura
mdia inferior a 22C
c: vero breve e moderadamente frio, menos do que 4 meses tm tempe-
ratura mdia maior que 10C
d: inverno muito fri
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