A ATMOSFERA A atmosfera faz parte do nosso planeta e constituda por diversos gases, que rodeiam a Terra, estando ligados a ela pela fora de atraco gravitacional. Localiza-se convencionalmente o limite superior da atmosfera a cerca de 1000 km acima do nvel mdio das guas do mar (n.m.m.). No entanto, a maior parte dos cientistas prefere consider-lo como interpenetrando-se gradualmente com a poeira e os gases extremamente rarefeitos que existem entre os planetas. Neste caso no h fronteira definida entre a atmosfera e o espao exterior. A simples considerao da extenso vertical da atmosfera poderia, contudo, conduzir a confuses. Mesmo no limite superior convencional de 1000 km, a atmosfera to rarefeita, que a sua densidade inferior de qualquer vcuo produzido pelo Homem. De facto, a parte da atmosfera que fica acima de 30 km de altitude corresponde s a cerca de 1% da sua massa total.Para se compreender os processos fsicos que ocorrem na atmosfera necessrio estudar primeiro a sua composio. Este captulo trata dos componentes da atmosfera e da sua distribuio no espao. A composio do ar seco. O ar atmosfrico essencialmente constitudo por uma mistura de gases. No entanto, estes gases contm em suspenso minsculas partculas slidas de poeira e fumo. Alm disso a gua est presente, no s sob a forma de vapor, mas tambm no estado slido e liquido. A composio do ar seco, considerada em funo do volume, refere-se a locais fora da influncia de cidades e de fogos nas florestas. Em geral, os gases da atmosfera esto presentes nas mesmas propores at cerca de 80 km de altitude. H, no entanto, duas excepes importantes:- Ozono (O3) - Vapor de gua (H2O). Verifica-se tambm, a baixos nveis, alguma variabilidade no dixido de carbono. Divises verticais da atmosfera. Na diviso vertical da atmosfera, baseada na temperatura, distinguem-se quatro regies: a Troposfera, a Estratosfera, a Mesosfera e a Termosfera. Entre estas regies, podem considerar-se ainda as seguintes zonas de transio: a Tropopausa, a Estratopausa e a Mesopausa. Existe ainda uma quinta camada, a Exosfera, que constitui a continuidade da Termosfera em termos de temperatura, estendendo-se at se misturar com o fino gs interplanetrio. A Troposfera a regio mais prxima da superfcie. nesta camada que se do a maior parte dos fenmenos meteorolgicos, pois nela que se encontram as condies para que esses fenmenos ocorram (vapor de gua, ncleos de condensao, formao de nuvens, turbulncia, variaes de temperatura, etc.). A Troposfera tem uma extenso vertical varivel (cerca de 18 km no Equador e 7 km nos Plos) estendendo-se da superfcie terrestre at tropopausa. Esta uma zona de transio, por vezes descontnua, que acompanha as variaes de espessura da troposfera com a latitude e estaes do ano. A fonte de energia da troposfera o globo terrestre, essa energia (que recolhida do Sol pela superfcie) aquece as camadas mais baixas desta regio. No entanto, como o ar mau condutor de calor, medida que se sobe na atmosfera a temperatura do ar vai diminuindo at tropopausa. A razo de descida da temperatura com a altitude chama-se gradiente vertical de temperatura e cerca de 6,5 C por cada km. Acima da Tropopausa situa-se a Estratosfera. Nesta regio a temperatura mantm-se inicialmente quase constante e a partir dos 30 km aumenta gradualmente at atingir aproximadamente os 0 C no topo da camada (prximo dos 50 km). Este aumento da temperatura deve-se ao facto de naquelas altitudes se dar uma absoro de energia solar (ultravioleta) na formao do Ozono (O3). Este forma-se a partir da dissociao do oxignio molecular em oxignio atmico a partir da reaco O2 + ENERGIA = O + O e posteriormente na associao das molculas restantes com o oxignio atmico (O2 + O = O3). Desta forma absorvida a radiao ultravioleta que prejudicial vida na Terra. A Mesosfera, limitada inferiormente pela Estratopausa e superiormente pela Mesopausa, a temperatura decresce geralmente com a altitude, at atingir valores inferiores a 80C . na Mesosfera que se observam, no vero e nas latitudes elevadas, as nuvens noctilucentes. Esta camada marca o fim da camada da atmosferadenominada atmosfera homognea.A Termosfera a camada que se encontra no topo da atmosfera e que se distingue das outras por ser a que a temperatura tem um aumento contnuo, alcanando valores da ordem dos 500 C a 500 km de altitude. Nesta regio, a atmosfera j to rarefeita que as partculas dos gases a existentes se deslocam a velocidades enormes. O fenmeno da ionizao importante nesta camada, porque os ies e os electres podem continuar livres por um perodo suficientemente longo. Como a ionizao persistente forma-se a camada denominada Ionosfera, capaz de reflectir as ondas rdio. No topo da termosfera existe ainda uma camada de transio chamada de termopausa. Esta faz a separao entre a termosfera e a exosfera, que pode ser considerada como o limite da atmosfera terrestre, sendo a sua altitude ilimitada, pois o numero de molculas que a constituem vo diminuindo gradualmente sem que exista um limite definido.CALOR E TEMPERATURA Durante as tempestades torna-se patente a existncia da enorme quantidade de energia presente na atmosfera. Esta energia manifesta-se tambm quando extensas correntes de ar varrem continentes e oceanos. Praticamente toda esta energia vem do Sol, sob a forma de radiao electromagntica. As quantidades recebidas do interior quente do globo terrestre e provenientes das estrelas so desprezveis. Vejamos ento o que acontece radiao solar quando entra na atmosfera e consideraremos tambm alguns dos processos de troca de calor que se verificam no sistema atmosfera/litosfera. A radiao solar. De toda a radiao solar que atinge o globo terrestre, 99% est contida no grupo de comprimentos de onda entre 0,15m 4,0m (1m=10-6 m). Desta radiao, 9% est na regio do ultravioleta, 45% na da radiao visvel e 46% na do infravermelho, do espectro electromagntico. Em mdia, s cerca de 47% da radiao proveniente do Sol realmente absorvida pela superfcie do globo. A restante radiao afectada por trs processos atmosfricos - absoro, reflexo e difuso. A maior parte da radiao ultravioleta absorvida pelo ozono existente na atmosfera. O vapor de gua o nico gs que absorve uma grande parte da radiao visvel. As nuvens e a poeira, no entanto, absorvem quantidades variveis, de acordo com as condies predominantes. Quando h nebulosidade, grande parte da radiao solar pode ser reflectida pelos topos das nuvens e regressar ao espao exterior. Parte da radiao que atinge a superfcie do globo tambm reflectida. A razo existente entre a radiao solar e celeste reflectida pela radiao que atinge uma determinada superfcie chama-se albedo. Isto :

Assim, existem superfcies que tm um albedo maior do que outras. A neve, por exemplo, apresenta valores de albedo entre 0,8m quando recente e 0,5m quando velha e suja, Tambm as nuvens de grande desenvolvimento vertical (como os Cumulonimbos) reflectem cerca de 80% da energia recebida, enquanto que outras superfcies terrestres tais como florestas, campos lavrados, etc., apresentam valores entre 0,1 e 0,2. A gua dos oceanos, rios e lagos, quando em situaes de calmaria, absorve grande percentagem da radiao recebida, quando o Sol est alto e reflecte a maior parte, quando o Sol est baixo no horizonte. A radiao solar pode tambm ser difundida, em todas as direces, por gases e partculas existentes na atmosfera. Parte desta radiao dispersa perde-se no espao exterior, mas alguma ainda consegue atingir a superfcie do globo. A radiao solar que atinge indirectamente o globo chama-se radiao difusa. A radiao total proveniente do Sol que atinge a superfcie do globo consiste, portanto, em radiao directa e radiao difusa e conhecida por radiao solar global. A radiao terrestre. A radiao de pequeno comprimento de onda proveniente do Sol, que absorvida pela superfcie do globo, converte-se em energia calorifica. A temperatura mdia junto superfcie do globo de cerca de 15 C. Este valor , evidentemente, muito inferior ao da temperatura da fotosfera solar, que de cerca de 6000 C. Em resultado deste facto, o globo terrestre emite radiao de grande comprimento de onda, principalmente entre 4,0m e 80m (1m=10-6 m). Esta radiao conhecida por radiao terrestre. no comprimento de onda de aproximadamente 10m que o globo irradia energia mais intensamente. Esta radiao , portanto, mais de tipo infravermelho do que visvel. Deste modo, difere da radiao solar cujo mximo de intensidade se encontra a cerca de 0,5m, na regio da radiao visvel. As substncias que s absorvem pequenas quantidades de radiao solar tornam-se bons absorventes e emissores da radiao de grande comprimento de onda da Terra. Cada gs atmosfrico um absorvente selectivo da radiao terrestre. Absorve alguns comprimentos de onda, mas transparente em relao a outros. Por exemplo, o ozono absorve a radiao ultravioleta. O vapor de gua e o dixido de carbono so importantes absorventes da radiao terrestre. Entre eles absorvem a maior parte dos comprimentos de onda da radiao de grande comprimento de onda da Terra. No entanto, a radiao terrestre pode atravessar o vapor de gua e o dixido de carbono nos comprimentos de onda compreendidos entre cerca de 8m e l3m. a chamada "janela atmosfrica". Quando se verifica a presena de nuvens, estas so absorventes ainda mais eficientes da radiao de grande comprimento de onda. Reflectem quantidades desprezveis de radiao terrestre em contraste com a sua aprecivel capacidade de reflexo da radiao solar. A absoro da radiao terrestre aquece o vapor de gua, o dixido de carbono e as nuvens da atmosfera. Em resultado desse aquecimento aquelas substncias emitem, elas prprias, radiao de grande comprimento de onda. Parte desta energia devolvida superfcie do globo que, portanto, recebe tanto a radiao de pequeno comprimento de onda proveniente do Sol, como a radiao de grande comprimento de onda proveniente da atmosfera. Quando o cu no est encoberto, parte da radiao terrestre escapa-se pela "janela da atmosfera". No entanto, quando o cu est nublado, parte da radiao de grande comprimento de onda absorvida pelo vapor de gua e pelas nuvens, retransmitida para o espao exterior e para a camada atmosfrica sob as nuvens, criando assim o "efeito de estufa". Durante a noite cessa a recepo de radiao solar, mas os outros processos continuam. H, portanto, uma perda de energia para o espao durante a noite, em contraste com o ntido ganho que se verifica durante o dia. Outros processos de troca de energia. A troca de calor entre a superfcie do globo e a atmosfera no ocorre somente atravs da radiao. Esto tambm envolvidos os processos de conduo e de conveco. No processo de conduo o calor passa de um corpo mais quente para outro mais frio, sem que haja transferncia de matria. Os choques moleculares que se produzem quando as molculas de movimentos mais rpidos, que se encontram a uma temperatura mais elevada, colidem com as molculas mais lentas, que se encontram a uma temperatura mais baixa, traduzem-se por uma acelerao destas ltimas. Os gases so maus condutores de calor. Por isso, a conduo s importante na transferncia de calor para camadas de ar extremamente finas, que estejam em contacto directo com a superfcie terrestre. Estas camadas tm geralmente poucos centmetros de espessura e, acima delas, a transferncia de calor por conduo desprezvel. A conveco o processo mais importante de transferncia de energia calorfica na atmosfera. Neste processo, o prprio corpo portador de calor que se desloca de um local para outro. Devido ao aquecimento da atmosfera, geram-se nela diferenas de presso. Como consequncia, o ar quente obrigado a subir e o ar frio desce para o substituir. Ocorrem, portanto, correntes de conveco e o ar mistura-se completamente. Os meteorologistas fazem uma distino entre o calor sensvel, isto , que pode ser sentido, em contraste com o calor latente, que no pode ser directamente sentido. O calor latente ou "calor escondido" o calor acrescentado a uma substncia, quando esta passa do estado slido ao lquido ou do lquido ao gasoso, sem alterao de temperatura. As correntes de conveco da atmosfera no se limitam a transportar calor sensvel para altitudes elevadas, tambm transferem para essas altitudes o calor latente armazenado no vapor de gua. Este calor latente entra na atmosfera quando a gua se evapora da superfcie do globo e libertado, mais tarde, nas camadas superiores quando o vapor de gua se condensa, formando nuvens. O balano energtico da atmosfera. Tal como j foi referido, temperatura mdia junto superfcie do globo de cerca de l5 C, valor que tem permanecido sensivelmente constante durante os ltimos sculos. A Terra est, portanto, em estado de equilbrio radiativo, emitindo a mesma quantidade de energia que recebe. Em mdia, a percentagem de radiao solar recebida pela Terra, que absorvida pelo globo e pela atmosfera, de cerca de 65%. Esta radiao absorvida converte-se em energia calorfica e a temperatura da superfcie terrestre e da atmosfera aumenta. Contudo, este equilbrio radiativo no uniforme ao longo de toda a superfcie do globo. Na faixa latitudinal tropical a radiao solar absorvida superior radiao emitida de grande c.d.o (comprimento de onda). Perto dos 35, de cada hemisfrio, h balano radiativo. Nas latitudes mdias e altas a radiao de grande c.d.o. emitida superior radiao de pequeno c.d.o. absorvida. Os meteorologistas calcularam a evoluo que se verificaria nas temperaturas, se fosse atingido o equilbrio radiativo em cada latitude, sem haver troca de calor entre as diferentes latitudes. Surgiria um grande gradiente trmico meridional (do equador ao polo). Na realidade, o gradiente meridional mdio que efectivamente se observa muito menor, devido ao facto de o calor ser transportado das latitudes mais baixas para as mais elevadas, ao longo dos crculos de latitude. Tanto a atmosfera como os oceanos esto envolvidos neste transporte de energia. Esta transferncia meridional de energia auxiliada pela aco de remoinhos de grande escala (ex.: centros de baixas presses), que se desenvolveram nas regies em que se verificam acentuados gradientes trmicos horizontais. Tal como a Atmosfera tambm as correntes martimas transportam energia das regies tropicais para as polares. Diferenas de temperatura entre as superfcies continentais e martimas. A subida de temperatura da superfcie do globo, quando absorve radiao, varia. Depende em parte da distncia a que a calor penetra e do calor especfico da substncia. O calor especfico de uma substncia a quantidade de calor necessria para fazer subir de 1 C a temperatura da unidade de massa dessa substncia. Com excepo do hidrognio, a gua a substncia que tem calor especifico mais elevado. necessria uma quantidade relativamente grande de energia calorfica para elevar de 1 C a temperatura da unidade de massa da gua. A areia absorve, conforme a sua cor, diferentes quantidades de radiao. Tem um calor especfico baixo e, assim, a sua temperatura sobe rapidamente quando aquecida. Alm disso, m condutora e s uma fina camada de areia absorve a radiao. Como resultado deste facto, a temperatura da superfcie da areia sobe rapidamente durante o dia. Durante a noite deixa de receber radiao solar e perde calor por irradiao. Vai, portanto, arrefecendo durante a noite. As superfcies de areia esto assim, sujeitas a grandes amplitudes trmicas entre o dia e a noite. Verificam-se efeitos semelhantes quando, por exemplo, a insolao incide sobre superfcies de rocha ou outras superfcies compostas de substncias idnticas. A gua absorve uma grande percentagem da radiao recebida quando o Sol est alto no cu. No entanto, tem um calor especfico alto e, por isso, a sua temperatura sobe lentamente. Parte da radiao penetra na gua at uma profundidade de vrios metros, enquanto a mistura das camadas superficiais tende a espalhar quaisquer alteraes da temperatura atravs de uma profundidade considervel. Alm disso, parte da energia calorifica recebida pela gua converte-se em calor latente durante o processo de evaporao. A temperatura do mar no sobe, portanto, durante o dia, com tanta rapidez como a da terra. noite deixa de ser recebida radiao e perde-se calor por irradiao. No entanto h, geralmente, uma grande quantidade de energia calorfica acumulada abaixo da superfcie da gua, pelo que se verifica uma alterao muito pequena na sua temperatura. A variao de temperatura das superfcies martimas entre o dia e a noite , pois, muito pequena. A temperatura da superfcie do globo afecta indirectamente a temperatura dos gases da atmosfera. Na nossa vida diria preocupamo-nos com a temperatura do ar, aspecto que iremos considerar nas alneas seguintes. Temperatura do ar e sua determinao. O conceito de temperatura baseava-se inicialmente na sensao. Considerava-se que um objecto estava quente ou frio de acordo com a sensao que ele produzia ao tacto. A temperatura a energia cintica mdia dos tomos molcula e ies que compem a matria ou, por outras palavras, a condio que determina a sua capacidade de transferir calor para outros corpos ou de o receber deles. Num sistema de dois corpos, diz-se que aquele que perde calor em favor do outro est a uma temperatura superior. Com o avano do mtodo cientfico tornaram-se necessrias as determinaes rigorosas da temperatura. Compreendeu-se que quando a temperatura de um objecto aumentava, se verificavam certas alteraes fsicas. Por exemplo, a dilatao de slidos, lquidos e gases. Ocorriam tambm mudanas de estado, os slidos fundiam e os lquidos ferviam. Um termmetro um instrumento destinado a determinar a temperatura. Nos termmetros so utilizadas muitas propriedades fsicas da matria, tais como a dilatao dos slidos, lquidos e gases e a alterao da resistncia elctrica com a temperatura. Os instrumentos utilizados na determinao de temperaturas elevadas chamam-se pirmetros. Por exemplo, os pirmetros de radiao dependem da radiao calorifica emitida por um corpo quente. Tm a vantagem de no estar em contacto directo com o corpo quente, cuja temperatura se est a "medir". Deve, no entanto, compreender-se que a temperatura no tem dimenses e no pode ser medida da mesma maneira que, por exemplo, o comprimento. Assim, quando um objecto tem 15 cm de comprimento, podemos colocar ao seu lado 15 unidades de comprimento, entre uma extremidade e a outra. No caso da temperatura no h unidades para a avaliar. Definimos simplesmente dois pontos fixos, cuja temperatura pode ser reproduzida sob a forma de condies definidas de certas substncias. So ento atribudos nmeros s temperaturas destes pontos fixos e, assim, estabelece-se um nmero determinado de divises entre os dois pontos da escala de temperatura. Podemos, portanto, falar de divises de temperatura e no de unidades. Assim, 20 C no o dobro da temperatura de l0 C; l0 C e 20 C correspondem dcima e vigsima divises da escala de cem divises entre os pontos fixos correspondentes a 0 C e 100 C. Escalas e converses de escalas de temperatura Celsius e Fahrenheit. As escalas prticas de temperatura baseiam-se em pontos fixos. Estes representam temperaturas constantes e facilmente reproduzveis. O ponto de fuso do gelo e o ponto de ebulio da gua so dois pontos fixos internacionalmente aceites. O ponto de fuso do gelo a temperatura a que se verifica a fuso do gelo puro presso de uma atmosfera normal ou padro. Esta presso a que suporta uma coluna de mercrio com 76 cm de altura e igual a 1013,25 hPa ou 29,92 inch (polegadas de mercrio). O ponto de ebulio da gua a temperatura a que a gua pura ferve, quando sujeita a uma presso externa de uma atmosfera padro. H duas escalas de temperatura que so normalmente utilizadas pelo pblico em geral. Uma a escala Celsius ou centgrado (por resoluo internacional deve usar-se a designao de escala Celsius, em homenagem ao autor, Anders CELSIUS, astrnomo sueco) em que o ponto de congelao 0 C e o ponto de ebulio 100 C. A outra a escala Fahrenheit. Nesta escala o ponto de congelao corresponde a 32 F e o ponto de ebulio a 212 F. Note-se que na escala Fahrenheit h 180 divises entre o ponto de congelao e o ponto de ebulio, enquanto na escala Celsius h 100. Assim, cada diviso da escala Celsius corresponde a 180/100 ou 9/5 de uma diviso da escala Fahrenheit. O nmero atribudo ao ponto de congelao na escala Fahrenheit tambm 32 vezes superior ao da escala Celsius. Converses de escalas de temperatura. Para converter uma temperatura Celsius no valor correspondente da escala Fahrenheit podemos, ento, aplicar a seguinte formula: F = 9/5 C + 32 Em que F corresponde temperatura em graus Fahrenheit, e C temperatura em graus Celsius. Por exemplo, para obter o valor Fahrenheit equivalente a 20 C, faz-se a substituio na equao:F = 9/5 (20) + 32 = 36 + 32 = 68 O que indica que 20 C e 68 F so temperaturas idnticas. Quando se pretende converter uma temperatura Fahrenheit no valor correspondente da escala Celsius, escreve-se a equao inicial do seguinte modo:(F - 32) = 9/5 C ... C=5/9 (F-32) Por exemplo, suponhamos que a temperatura 95 F. Aplica-se ento a frmula: C = 5/9 (95 - 32) = 5/9 (63) = 35 O que indica que, 95 F equivale a 35 C. Escala Kelvin de temperatura. Em trabalhos cientficos usa-se frequentemente a escala Kelvin de temperatura, que est relacionada com a escala Celsius pela seguinte formula: K = 273,l5 + C Em que K, corresponde temperatura em graus Kelvin. Por exemplo, 20 C equivalente a 293,15 K. A escala Kelvin muitas vezes indicada como sendo a escala absoluta de temperatura. O ponto fixo fundamental da escala Kelvin o ponto triplo da gua pura. Este ponto a temperatura a que se verifica a ocorrncia, em equilbrio, dos estados slido, liquido e gasoso da gua pura. -lhe atribuda a temperatura de 273,l6K e , portanto, 0,01 K superior ao ponto de congelao. Temperatura do ar superfcie. Para efeitos de meteorologia, a temperatura atmosfrica superfcie refere-se ao ar livre a uma altura compreendida entre 1,25 m e 2 m acima do nvel do solo. Em geral considera-se esta temperatura representativa das condies experimentadas pelos seres humanos que vivem superfcie do globo terrestre. Determinao da temperatura do ar. Um termmetro (ou termgrafo) indica a temperatura a que se encontra o seu elemento aquecido. Esta temperatura pode ser diferente da do ar, cuja temperatura se pretende determinar. Por exemplo, o calor radiante atravessa o ar sem lhe afectar a temperatura, mas absorvido pela substncia do termmetro. tambm essencial assegurar que o ar ao atingir o termmetro se encontre mesma temperatura do ar cuja temperatura se pretende determinar. O ar pode ser aquecido por contacto, imediatamente antes de atingir o termmetro, obtendo-se ento uma leitura errada.Para darem uma indicao correcta da temperatura atmosfrica, os termmetros devem estar protegidos da radiao solar e celeste e de quaisquer objectos circunstantes. Ao mesmo tempo, devem ser convenientemente ventilados a fim de indicarem a temperatura do ar livre.H dois sistemas de proteco geralmente utilizados, que so: Abrigo meteorolgico com persianas. Proteces de metal polido com ventilao forada. Em qualquer dos casos, o equipamento deve estar instalado numa posio, que permita assegurar que as determinaes correspondam temperatura do ar livre que circula no local. A temperatura no deve ser influenciada por condies artificiais, tais como grandes edifcios e extenses de cimento ou alcatro.Tanto quanto possvel, o solo por baixo dos instrumentos deve ser coberto de relva curta ou, nos locais em que esta no cresce, deve ser a superfcie natural do terreno da regio. Variao diurna da temperatura do ar superfcie. Ao longo de cada dia, as alteraes da temperatura so muito menos marcadas sobre os oceanos do que em terra. A variao diurna da gua superfcie do mar geralmente inferior a 1 C e a temperatura atmosfrica junto superfcie da gua igualmente estvel, em condies de calma. Em contrapartida, nas regies desrticas do interior dos continentes, as temperaturas atmosfricas superfcie podem variar de 20 C entre o dia e a noite. Junto costa, no entanto, a variao diurna da temperatura do ar depende em grande parte da direco do vento, sendo grande quando este sopra de terra e pequena quando este sopra do mar. As brisas locais, terrestres e martimas, tendem tambm a reduzir a amplitude de variao da temperatura. Em geral, a variao diurna da temperatura atmosfrica superfcie tende a atingir o mximo quando predominam as condies de calma. Quando h vento, ocorre uma mistura do ar numa camada de maior espessura. O aumento de calor verificado durante o dia e a perda noite so ento distribudos por uma maior quantidade de molculas dos gases atmosfricos. Resulta deste facto, que a amplitude da variao trmica diurna pode ser reduzida, quando h vento. A nebulosidade reduz a amplitude da variao trmica diurna em qualquer local. Durante o dia as nuvens s absorvem ou transmitem pequenas quantidades da radiao solar. A maior parte reflectida para o espao exterior e no atinge a superfcie terrestre. A noite, pelo contrrio, as nuvens absorvem a radiao de grande comprimento de onda emitida pela superfcie do globo e voltam a irradiar a maior parte desta energia calorifica para a superfcie. Deste modo, actuam como uma capa que conserva a superfcie do globo quente. A variao diurna da temperatura do ar superfcie , assim, relativamente pequena, quando existe nebulosidade. A amplitude de variao da temperatura do ar superfcie afectada pelo tipo de superfcie e pela capacidade das substncias subjacentes de conduzir o calor de ou para a superfcie. No entanto, a natureza do terreno vizinho tambm importante, porque a temperatura num dado local pode ser afectada pelo fluxo de ar quente ou frio, proveniente de regies adjacentes. Os efeitos das regies circundantes so evidentes nas grandes cidades. Em noites calmas e de cu limpo a temperatura no centro de uma cidade pode ser 5 C mais elevada do que a que se verifica junto periferia. As temperaturas durante o dia so afectadas pelo calor gerado pelas actividades existentes, quer nos edifcios das cidades, quer nas suas ruas onde intensa a circulao de viaturas e pessoas. Variao da temperatura com a altitude. Anteriormente, foi referido que, em geral, a temperatura diminui com a altitude na troposfera. A taxa de diminuio da temperatura com a altitude chama-se gradiente trmico vertical. Em mdia o gradiente trmico vertical na troposfera de cerca de 6 C por Km o que significa que, se a temperatura ao nvel mdio das guas do mar for de 15 C, diminuir at um valor de cerca de -15 C a 5 Km (isto , uma diminuio de 30 C). Nos nveis inferiores da estratosfera a temperatura por vezes no se altera com a altitude, Nesse caso, o gradiente trmico igual a zero e diz-se que a atmosfera, nessas regies, isotrmica ("com temperatura constante"). Em algumas camadas da atmosfera a temperatura aumenta com a altitude, diz-se ento que h um gradiente trmico vertical negativo. Recordemos que um gradiente trmico negativo corresponde a uma subida da temperatura com a altitude. Por exemplo, suponhamos que a temperatura aumenta 2 C por cada quilmetro de altitude, ento o gradiente trmico de -2 C por Km. Quando a temperatura aumenta na vertical, com a altitude, ao longo de uma certa distncia diz-se que ocorre uma inverso da temperatura, isto , a variao normal da temperatura na troposfera inverteu-se. Estas variaes da temperatura com a altitude, referidas atrs, possuem diferentes causas, que sero objecto de estudo nos pargrafos seguintes. Inverses de temperatura. A temperatura da atmosfera decresce normalmente com a altitude na troposfera, tal como j foi referido. No entanto, em certas camadas, a temperatura por vezes aumenta com a altitude. Este fenmeno designado por inverso de temperatura. Por vezes pode ocorrer uma inverso a partir do nvel do solo, que conhecida por inverso superfcie. Noutras ocasies h uma inverso numa camada a uma certa altitude e chama-se-lhe inverso em altitude. A figura ilustra estes dois efeitos. O ponto A a base da inverso e o ponto B representa o topo. No caso da inverso superfcie, a base encontra-se ao nvel do solo.As inverses de temperatura podem ter diversas causas, sendo as mais importantes as que se apresentam. Inverses de radiao. A noite, a superfcie do globo arrefece por radiao. Se este arrefecimento se prolongar por tempo suficiente, o ar junto superfcie do globo torna-se mais frio do que as camadas sobrejacentes. Gera-se ento uma inverso superfcie (ver Fig. anterior esquerda). Com condies de vento calmo ou fraco, o arrefecimento estende-se at uma altura relativamente pequena, donde resulta uma inverso de pouca espessura. Mas se a temperatura superfcie for muito baixa a inverso torna-se mais acentuada. As inverses de radiao ocorrem em noites sem nuvens e com pouco vento. Pode ento formar-se nevoeiro matinal (nevoeiro de radiao), se o ar contiver humidade suficiente. Em certas situaes pode formar-se geada. Nestes casos o ar est pouco hmido e a radiao pode ocorrer mais rapidamente, produzindo uma diminuio da temperatura superfcie, especialmente nas regies do interior, depois de uma longa noite de Inverno sem nuvens. Tambm se verifica radiao a partir dos topos das nuvens noite. Deste modo pode produzir-se uma inverso de radiao na atmosfera, bastante acima da superfcie do globo, isto , em altitude. Inverses de turbulncia. A turbulncia contribui muitas vezes para a ocorrncia de inverses. Quando se prolonga por tempo suficiente, verifica-se uma mistura completa do ar nas camadas onde existe turbulncia. Assim, a turbulncia mecnica (turbulncia provocada pelos edifcios montes, montanhas, etc. no escoamento laminar do ar (Vento)) pode obrigar o ar frio da base de uma inverso superfcie a ser transportado para altitudes superiores. O arrefecimento produzido por radiao pode, portanto, estender-se atravs de uma camada mais espessa de ar. O topo da inverso fica, assim, situado a um nvel mais elevado. Por outro lado, quando o vento mais forte, a turbulncia pode ser ainda maior. A mistura obriga ento o ar mais frio a estender-se atravs de uma camada muito mais espessa. Como resultado deste facto, a diminuio de temperatura pequena e, assim, no se verifica a ocorrncia de inverso. Isto indica que a fora do vento e a consequente turbulncia no devem ultrapassar certos limites, para que se possa formar uma profunda inverso superfcie. A turbulncia pode, por vezes, produzir uma inverso em altitude. Nas camadas turbulentas o ar obrigado a descer e aquecido por compresso adiabtica. Ao mesmo tempo, o ar dos nveis inferiores elevado e arrefece devido a expanso adiabtica, depois de algum tempo, todo o ar da camada turbulenta ter sofrido expanso e compresso adiabticas, neste processo de mistura. Formar-se- um gradiente adiabtico no interior desta camada, o ar da base ficar mais quente do que anteriormente, enquanto o do topo ficar mais frio. Acima da camada turbulenta, a temperatura no ser afectada pelo arrefecimento adiabtico (arrefecimento provocado pela subida do ar, conjugado com a diminuio da presso), produzindo-se portanto, uma inverso de turbulncia. Inverses de subsidncia. Em certas regies da atmosfera pode haver descida de camadas inteiras de ar, com muitas centenas de metros de espessura. Este processo pode ocorrer numa rea vasta e conhecido por subsidncia, este efeito est associado divergncia horizontal de massa. Muitas vezes verifica-se a ocorrncia de convergncia na troposfera superior, ao mesmo tempo que a divergncia ocorre superfcie do globo. A figura seguinte mostra como a subsistncia pode resultar destes processos. medida que uma parte do ar superfcie do globo se continua a deslocar, substituda por ar que desce. A nveis mais elevados, abaixo da tropopausa, o ar tem um movimento de convergncia, antes de descer para nveis inferiores. A velocidade vertical descendente atinge o mximo sensivelmente a meio da troposfera. O ar subsidente aquece, devido ao facto de sofrer uma compresso adiabtica, ao atingir as regies de presso mais elevada junto superfcie do globo. Quando a subsidncia (descida do ar, provocando um aumento da temperatura - adiabtico-) do topo superior da base, tambm a sua temperatura fica superior, neste caso, forma-se uma inverso de subsidncia. A subsidncia encontra-se associada a reas de altas presses (anticiclones). A convergncia em altitude contribui para o aumento da presso superfcie do globo. Inverses frontais. Designa-se por superfcie frontal, a "zona de separao" entre duas massas de ar com caractersticas termodinmicas diferentes. Assim, quando o ar quente forado a subir sobre o ar frio na vizinhana de uma superfcie frontal, esto realizadas as condies necessrias para a formao de uma inverso. Esta conhecida por inverso frontal. Deve, mencionar-se que, numa inverso frontal, a uma subida de temperatura se junta por vezes um aumento do contedo de vapor de gua. Deste modo, a inverso frontal pode diferir de outros tipos de inverses, em que a subida de temperatura geralmente acompanhada de uma rpida diminuio do contedo de humidade.Hubert Land & Steven van Breemen defendem na sua teoria, sobre inverses, que estas so extremamente prejudiciais orientao dos pombos correio quando se encontram debaixo de um fenmeno deste tipo. Adiantam ainda que os raios ultravioleta, necessrios navegao dos pombos so reflectidos/difundidos pela inverso causando desorientao, levando a que os pombos tendam a seguir os ventos dominantes at sair da inverso.A PRESSO ATMOSFRICA Todos estamos sujeitos presso exercida pelo peso dos gases que compem a atmosfera. Na atmosfera h bilies e bilies de molculas e de tomos que se deslocam a grande velocidade e colidem entre si, com a superfcie do globo, com os seres humanos e com qualquer objecto que surja no seu caminho. O estudo da presso atmosfrica constitui um dos ramos fundamentais da meteorologia. As diferenas de presso no interior da atmosfera conduzem deslocao do ar de um local para outro. deste modo que se geram os ventos e, em ltima anlise, todos os diversos elementos que constituem o estado do tempo. Natureza da presso atmosfrica. Os cientistas estabelecem uma distino entre fora e presso. Presso a fora exercida por unidade de superfcie. As molculas e tomos de azoto, oxignio e outros gases atmosfricos, deslocando-se a alta velocidade, bombardeiam qualquer superfcie com que entrem em contacto. A fora que exercem, por unidade dessa superfcie, chama-se presso atmosfrica. Dado que os gases se deslocam em todos os sentidos, exercem presso sobre qualquer superfcie, independentemente da direco em que ela esteja orientada. O facto de o ar exercer presso em todos os sentidos pode ser demonstrado enchendo completamente um copo e colocando-lhe uma folha de cartolina sobre a boca. Invertendo cuidadosamente o copo, verifica-se que a cartolina fica firmemente ligada boca do copo. A presso atmosfrica superior presso descendente devida ao peso da gua. Mas, girando lentamente o copo de maneira a que este fique orientado em diferentes direces, pode demonstrar-se que a presso atmosfrica se exerce tanto no sentido horizontal como no vertical. Em qualquer local a presso superior junto superfcie do globo, uma vez que produzida pelo peso do conjunto da atmosfera, que se encontra acima de qualquer unidade de superfcie. medida que se sobe na atmosfera h uma menor quantidade de molculas e tomos acima da superfcie considerada e, assim, a presso atmosfrica diminui com a altitude. Unidades de presso. Junto superfcie do globo terrestre, o ar exerce uma presso de cerca de 105 Newton por cada metro quadrado de superfcie. Esta presso igual a um Bar. Durante o dia verificam-se pequenas variaes da presso, pelo que conveniente utilizar uma unidade menor, a fim de indicar estas alteraes. A unidade de medio utilizada em meteorologia um milsimo de um bar e chama-se milibar (ou hectopascal), 1 bar =1000 mb = 1000 hPa). Um hectopascal , portanto, equivalente a uma fora de 100 Newton exercida por metro quadrado de superfcie em contacto com a atmosfera. Medio da presso atmosfrica. O instrumento utilizado para medir a presso atmosfrica conhecido por barmetro. A palavra barmetro deriva de duas palavras gregas, "baros" (peso) e "metron" (medida). H dois tipos de barmetros de uso corrente: os barmetros de mercrio e os barmetros anerides. A palavra aneride deriva do grego "a neros" (no lquido) e do sufixo "oid" (semelhante). O barmetro aneride, portanto, no contm qualquer lquido, ao contrrio do barmetro de mercrio, que utiliza um lquido: o mercrio. Barmetros de mercrio. Em 1643 o cientista italiano Torricelli encheu de mercrio um tubo de vidro com cerca de 80 cm de comprimento, fechado numa das extremidades, e colocou-o invertido numa tina de mercrio, mantendo a extremidade aberta abaixo da superfcie do mercrio. Torricelli descobriu que o nvel de mercrio do tubo descia, at se estabilizar a uma altura de cerca de 76 cm (ou 760 mm), acima da superfcie do mercrio da tina. Ele explicou este fenmeno dizendo que a atmosfera deve exercer presso sobre a superfcie livre do mercrio da tina. Esta presso deve ser igual produzida pelo peso da coluna de mercrio. Quando a fora exercida pelos gases constituintes da atmosfera contrabalana o peso dessa coluna de mercrio (760mm), diz-se que essa presso igual a uma atmosfera normal, isto , 1013,25 hPa. Este foi o primeiro barmetro de mercrio. A altura vertical da coluna de mercrio no depende da inclinao do tubo. A presso atmosfrica pode ser expressa em funo de um certo comprimento dessa coluna. Este comprimento deve, no entanto, ser corrigido, de forma a referir-se a condies padro da temperatura e da acelerao devida gravidade. Barmetro. O barmetro aneride constitudo por uma cpsula estanque de metal flexvel. No seu interior foi provocado o vcuo total ou parcial e a distncia entre os centros das paredes opostas altera-se com a presso atmosfrica. Por exemplo, quando a presso atmosfrica aumenta obriga as paredes opostas a aproximarem-se. Um sistema de molas fortes evita que a caixa fique danificada devido presso atmosfrica exterior. Qualquer que seja o valor da presso, haver uma posio de equilbrio em que a fora exercida pela mola contrabalana a da presso exterior. Uma das paredes da cpsula fixa, enquanto que a outra est ligada a um ponteiro que se desloca diante de um mostrador em que esto marcados valores de presso. Esta ligao amplifica o movimento do ponteiro. Um barmetro aneride deve ser calibrado tendo como referncia um barmetro de mercrio. No entanto, tem uma grande vantagem sobre o barmetro de mercrio, pelo facto de ser compacto e porttil. As causas de erro dos barmetros anerides so devidas compensao incompleta da temperatura. Com o aumento da temperatura pode dar-se um enfraquecimento da mola, que ter como resultado o facto de o instrumento indicar uma presso demasiado elevada. Verificam-se tambm erros de elasticidade. Quando um barmetro aneride submetido a uma intensa e rpida variao da presso, o instrumento no indica imediatamente a presso real. Este atraso conhecido por histerese e pode decorrer um perodo considervel antes que esta diferena seja desprezvel. Tambm se produzem lentas alteraes do metal da caixa do barmetro aneride. Estas alteraes so conhecidas por alteraes seculares e s podem ser notadas atravs de comparaes peridicas com um barmetro padro. Bargrafo. Um bargrafo um barmetro registador, que d um registo contnuo de medies de presso durante um certo perodo, utilizando geralmente um dispositivo aneride. constitudo por uma pilha de cpsulas anerides fixas umas s outras, de modo a provocar um movimento vigoroso do ponteiro. A expanso ou contraco das cpsulas amplificada por um sistema de alavancas apropriado e este movimento transmitido ao ponteiro, que descreve um arco sobre um grfico enrolado em volta de um tambor cilndrico. O tambor roda razo de uma volta por dia ou por semana, por meio de um mecanismo de relgio, conseguindo-se assim um registo contnuo da presso atmosfrica numa estao meteorolgica. Variao da presso com a altitude. A presso atmosfrica superfcie do globo terrestre representa o peso de uma coluna de ar, cuja base a unidade de superfcie, que se estende desde a superfcie do globo at aos limites superiores da atmosfera. Em altitudes superiores a presso menor, devido ao facto de haver menos ar acima. Por exemplo, a presso junto superfcie do globo de cerca de 1000 hPa enquanto que a cerca de 5,5 km de altitude apenas metade desse valor. O quadro indica a presso mdia em altitudes mais elevadas, s latitudes mdias. A taxa de diminuio da presso com a altitude no constante. Por exemplo, prximo do nvel mdio das guas do mar, a presso decresce s um hectopascal por cada 8,5 m . A cerca de 5,5 km , a mesma diminuio de presso equivalente a uma diferena de altitudes de 15 m , aproximadamente. Com o aumento da altitude, o intervalo torna-se ainda maior. No entanto, s se podem dar valores aproximados, porque a temperatura afecta a diminuio da presso com a altitude. Configurao do campo da presso, anticiclone, depresso, crista, vale e colo. Visto que a presso atmosfrica no tem um valor constante ao longo da superfcie terrestre, vo-se formar regies onde a presso diminui do centro para a periferia e outras onde acontece a situao inversa. Assim, existem sobre o globo terrestre centros de altas presses e centros de baixas presses. Estes centros vo ter um papel fundamental na formao e desenvolvimento de sistemas de tempo. No hemisfrio Norte, o ar circula no sentido directo em redor das depresses e convergente e no sentido retrgrado em redor dos anticiclones onde divergente. Tendo em considerao este facto, Buys - Ballot enunciaram a seguinte regra: no hemisfrio Norte, um observador que se encontre de costas para o vento tem as presses mais altas sua direita e as presses mais baixas sua esquerda. As figuras, apresentam as configuraes de uma regio depressionria e de uma regio anticiclnica, respectivamente, e o movimento do ar em cada um desses sistemas. Nas depresses o movimento vertical do ar ascendente e nos anticiclones descendente. Para alm dos dois principais sistemas de presso, anticiclones e depresses, existem outras configuraes do campo de presso que so a crista, o vale e o colo. A crista um prolongamento ou ramificao de um anticiclone, o vale um prolongamento ou ramificao de uma depresso e o colo uma regio de vento calmo que fica situada entre duas depresses e dois anticiclones cujos eixos formam um ngulo de aproximadamente 90. At aqui tem-se falado em variaes do campo de presso, a que correspondem diferentes configuraes desses campos. Mas tambm se pode falar em superfcies de presso constante onde se podem igualmente assinalar regies de altas e baixas presses. Numa regio de presso mais alta e tendo em conta que a presso decresce l hPa por cada 8,5m, uma dada superfcie de presso deve estar mais elevada do que uma superfcie de presso mais baixa, nessa mesma regio. Assim, traando sobre uma superfcie de presso constante linhas de igual altitude, podemos determinar os centros de alta e os centros de baixa presso. Na figura seguinte, apresenta-se um exemplo de superfcie de presso ou superfcie isobrica, apresentando-se o modo pelo qual se traam, numa superfcie isobrica as linhas de igual altitude (isopsas).

HUMIDADE DO AR Embora a gua esteja presente na atmosfera, em maior ou menor quantidade, a sua presena geralmente invisvel, porque se encontra sob a forma de vapor. De vez em quando, no entanto, condensa-se, formando nuvens que fornecem alguns indcios acerca da evoluo do estado do tempo. A gua entra na atmosfera pelos processos de evaporao e de transpiraro. Mais tarde, volta terra sob a forma de precipitao e, assim, completa o ciclo da gua (ciclo hidrolgico). Para compreendermos estes processos e prevermos o futuro estado da atmosfera, temos de estudar as variaes que ocorrem na humidade e estudar os mtodos utilizados a para medir. O ar hmido. Alm dos componentes do ar seco, indicados no quadro 2-1 a atmosfera contm uma quantidade varivel de vapor de gua. A mistura de ar seco e vapor de gua chama-se ar hmido. Antes de estudarmos as caractersticas do ar hmido ternos de considerar alguns dos processos pelos quais a gua passa de um estado para outro. Os trs estados da gua. Como j foi referido anteriormente, a gua semelhana de muitas outras substncias existentes na Terra, pode aparecer nos trs estados da matria. Para a gua os trs estados so os seguintes: - estado slido gelo; estado lquido gua; estado gasoso - vapor de gua. A gua pode passar de um estado para outro, quer directa quer indirectamente. Os processos pelos quais a gua passa de um estado para outro so: fuso; sublimao; evaporao; condensao; condensao slida e congelao ou solidificao.

A tenso de vapor do ar hmido. A atmosfera uma mistura de gases, exercendo cada um deles a sua presso prpria, que chamada presso parcial. A presso parcial exercido por cada gs proporcional ao nmero de molculas do gs presentes no volume da mistura gasosa considerado. medida que a gua se evapora para o ar seco, o vapor comea a exercer a sua prpria presso parcial, a que se chama tenso do vapor de gua (e). A presso atmosfrica (p) aumenta, porque agora igual soma das presses exercidos, tanto pelo vapor de gua, como pelo ar seco. Variaes no contedo de vapor de gua na atmosfera. A quantidade de vapor de gua presente na atmosfera varia no tempo e no espao. Regra geral, o teor de vapor de gua aumenta sempre que a temperatura do ar aumenta e diminui quando a temperatura do ar sofre uma diminuio. Os valores mais elevados da tenso do vapor de gua (cerca de 30 hPa) verificam-se nos trpicos junto superfcie do mar. Os valores mais baixos superfcie do globo verificam-se nas regies elevadas do interior do continente antrctico, durante os meses de Inverno, quando o ar est muito frio.Em mdia, a tenso do vapor de gua decresce quando a altitude aumenta. No entanto, pode por vezes ocorrer um aumento com a altitude, em certas regies da atmosfera. A tenso de saturao do ar hmido. Consideremos uma superfcie plana de gua, a um dada temperatura. Algumas das molculas do lquido que tm movimento mais rpido escapam-se, geralmente da superfcie da gua para atmosfera, pelo processo de evaporao. Algumas delas regressam gua, enquanto outras se deslocam, sob a forma de gs, no espao sobrejacente gua. Acabar por se atingir um momento em que o nmero de molculas que regressa gua em cada segundo igual ao nmero das que se escapam. Diz-se ento que o espao imediatamente acima da gua est saturado para a temperatura a que se encontra esse espao. A tenso de vapor exercida pelo vapor de gua num volume de ar saturado chama-se tenso de saturao temperatura desse volume de ar. A tenso de saturao varia com a temperatura. Quando o ar aquece, necessria uma quantidade maior de molculas de vapor de gua para saturar o espao sobrejacente ao lquido. Consequentemente, a presso parcial exercida pelo vapor de gua superior. O ar tropical, quente, tem maior capacidade de reteno do vapor de gua do que o ar polar frio. , portanto, na vizinhana dos rios, lagos e oceanos tropicais que se verificam tenses de saturao elevadas.

O quadro indica algumas tenses de saturao tpicas sobre superfcies de guas planas, com diversas temperaturas. O processo de condensao. Se se permitir a entrada de mais vapor num espao j saturado a uma dada temperatura, ocorrer condensao do vapor de gua. H outros factores que afectam a condensao na atmosfera. A condensao ocorre sobre pequenas partculas em suspenso na atmosfera. Estas so conhecidas por ncleos de condensao e incluem poeiras, fumo, sal marinho, ies etc. A condensao em certos ncleos ocorre com tenses de vapor inferiores tenso de saturao para uma superfcie plana de gua pura mesma temperatura. Alguns ncleos de condensao, tais como os ncleos salinos, tm tambm uma forte tendncia para absorver a gua, o que favorece a condensao. Chamam-se ncleos higroscpicos. Na atmosfera h geralmente condensao em resultado do arrefecimento do ar hmido, isto , ar que contm vapor de gua. Quando a temperatura baixa, necessria uma menor quantidade de vapor de gua pra o ar ficar saturado. Eventualmente, atinge-se uma temperatura para a qual a tenso de vapor real se torna igual tenso de saturao. Qualquer arrefecimento subsequente provoca a condensao. Processos isobricos. As relaes entre a presso, a temperatura e o volume dos gases foram estabelecidos a partir das primeiras experincias da fsica. Em algumas experincias conservou-se constante a presso do gs. Um processo fsico em que a presso de um gs permanece constante chama-se um processo isobrico. A palavra "isobrico" significa de igual presso. tambm possvel estudar os processos isobricos que ocorrem no ar hmido. Nestes processos aquece-se ou arrefece-se uma amostra de ar hmido mantendo-se constante a presso. No se permite a entrada ou sada de vapor de gua da amostra de ar. Alm disso, supe-se que o vapor de gua permanece no estado gasoso. Quando o ar arrefecido isobaricamente (isto , a presso constante), atinge-se uma temperatura para a qual ele fica saturado. Esta temperatura conhecida por temperatura do ponto de orvalho ou, simplesmente, ponto de orvalho. A temperatura do ponto de orvalho pode ser definida como a temperatura a que tem de ser arrefecida uma amostra de ar hmido, a presso constante, para se atingir a saturao. Se a temperatura do ar baixar para alm do ponto de orvalho, ocorrer a condensao. Processos de congelao. A gua pura, no estado lquido, desde que no seja agitada, pode arrefecer at temperaturas inferiores ao ponto de congelao (0 C), continuando no estado lquido. Diz-se ento que est em sobrefuso. A introduo de um cristal de gelo, ou de qualquer ncleo de cristalizao, far com que se verifique a congelao da gua sobrefundida. A congelao ocorrer tambm se as gotculas de gua em sobrefuso forem agitadas. Experincias laboratoriais mostram que a temperatura mais baixa a que podem existir gotculas em sobrefuso de cerca de -40 C. Abaixo desta temperatura a gua congela, mesmo na ausncia de ncleos de congelao. Processos de condensao slida (ou deposio). O processo pelo qual o vapor de gua passa directamente a gelo, sem passar pelo estado lquido, chama-se condensao slida. Por vezes este efeito descrito como sublimao, mas este termo tambm se usa para descrever a passagem inversa, isto , do estado slido para o gasoso. A condensao slida no to vulgar como a condensao. Os ncleos em que tem lugar a condensao slida so menos numerosos do que os ncleos de condensao e chamam-se ncleos de sublimao. Sabe-se que a tenso de saturao em relao ao gelo ligeiramente menor do que em relao gua em sobrefuso mesma temperatura,como est indicado no quadro 5.2 para superfcies planas. A temperatura do ponto de congelao a temperatura a que uma amostra de ar hmido tem de ser arrefecida a presso constante, para ficar saturada em relao a uma superfcie plana de gelo. Se o ar hmido for arrefecido para alm do ponto de geada, o vapor de gua pode depositar-se, sob a forma de gelo, sobre certos objectos slidos, incluindo outras superfcies de gelo ( isto , sobre ncleos de sublimao).

Do quadro 5-2, poderia parecer possvel que a condensao slida se produzisse enquanto o ar no est saturado em relao gua a essa temperatura. Na atmosfera, no entanto, as partculas de gelo das nuvens geralmente no aparecem enquanto no se atinge a saturao em relao gua. Supe-se que a condensao se d primeiro sobre um certo tipo de ncleos de condensao. Se estes forem de um tipo que tambm actue como ncleos de congelao, a gua sobre eles condensada pode ento congelar. H ainda algumas dvidas quanto ao modo como estes ncleos provocam a congelao, mas parece que uma das propriedades essenciais dos ncleos reside em a estrutura da pelcula de gua que resulta da condensao se assemelha de um cristal de gelo.Por outro lado, pode j haver por vezes cristais de gelo presentes, que tenham talvez cado de nuvens geladas existentes a nveis superioras. Se a tenso de saturao for superior tenso de saturao em relao ao gelo, verificar-se- ento a condensao slida directa sobre os cristais de gelo. Calor latente. Para fazer uma substncia mudar de estado necessrio adicionar ou subtrair calor a essa mesma substncia. Enquanto se realiza a mudana de estado, o calor adicionado no altera a temperatura. Por exemplo, presso normal de uma atmosfera, a gua comea a ferver a 100 C. Enquanto esta passa do estado liquido ao gasoso, a temperatura no sobe embora se adicione calor, Este calor necessria para separar as molculas e conhecido por calor latente de vaporizao. O calor latente ou "escondido" de novo libertado quando o vapor de gua volta, por condensao, ao estado lquido. De maneira semelhante, necessrio o calor latente de fuso para fundir o gelo e este calor liberta-se, mais tarde, quando a gua congela, transformando-se de novo em gelo. Indicadores de humidade. Usa-se a palavra humidade para descrever qualquer medida da quantidade de vapor de gua contida numa dada poro da atmosfera. Por exemplo, esta quantidade por vezes expressa directamente como a massa de vapor de gua na unidade de volume do ar. Por outro lado, pode ser descrita indirectamente pela contribuio que o vapor de gua d presso total de todos os gases atmosfricos. Um importante indicador de humidade a humidade relativa. Humidade relativa. A humidade relativa um indicador de humidade conveniente. a proporo entre a massa de vapor de gua realmente presente na unidade de volume de ar e a necessria para saturar esse ar mesma temperatura. A humidade relativa geralmente expressa em termos de percentagem.

Se o ar no est saturado, a massa de gua presente por unidade de volume sensivelmente proporcional tenso de vapor. Portanto, a humidade relativa pode ser determinada a partir da relao: Note-se que a humidade relativa pode alterar-se, mesmo que o contedo de vapor de gua se mantenha constante. Este fenmeno ocorre se se alterar a temperatura da amostra de ar. Nestas circunstncias, a humidade relativa tende a atingir o valor mais elevado pela madrugada, quando a temperatura do ar atinge o mnimo. Em algumas situaes, pode atingir-se a saturao no ar. Se ocorrer a condensao pode formar-se neblina ou nevoeiro. Quando a temperatura sobe, j durante o dia, a humidade relativa decresce e a neblina ou nevoeiro desaparece. Mtodos de medio da humidade. Os instrumentos utilizados na medio da humidade ou contedo de vapor de gua chamam-se higrmetros. Vamos considerar os diferentes meios pelos quais se pode determinar a humidade do ar num dado local. As dimenses de certas substncias orgnicas alteram-se quando varia a humidade relativa do ar. Este efeito utilizado em alguns higrmetros. Por exemplo, o cabelo humano varia de comprimento quando a humidade relativa varia. Estas alteraras podem ser amplificados por um sistema de alavancas e utilizadas para fazer deslocar um ponteiro. o princpio do higrmetro de cabelo. Pode obter-se um registo continuo da humidade relativa do ar se o ponteiro for substitudo por uma pena que trace a indicao num grfico ligado a um tambor cilndrico, em rotao. Este instrumento chama-se higrgrafo de cabelo. Um mtodo simples, mas rigoroso, de medir a humidade consiste na utilizao de um psicrmetro. Este instrumento constitudo simplesmente por dois termmetros montados um ao lado do outro, um dos quais mede a temperatura do ar e o outro a temperatura do termmetro molhado. Por vezes chama-se ao psicrmetro um higrmetro de termmetro seco e termmetro molhado. O termmetro molhado idntico ao termmetro seco vulgar, utilizado na medio da temperatura atmosfrica. No entanto, o reservatrio coberto por uma camada fina de musselina de algodo, conservada molhada por meio de uma torcida de fios de algodo grosso, mergulhada num pequeno recipiente com gua destilada. Os termmetros seco e molhado devem ser ventilados e protegidos da radiao solar. Uma vez obtidas as temperaturas do termmetro seco e do termmetro molhado, podem usar-se tabelas para determinar a humidade relativa ou temperatura do ponto de orvalho. Densidade do ar hmido. A densidade do ar seco varia com a presso e a temperatura. Junto superfcie terrestre, presso normal de uma atmosfera (1013,25 hPa) e temperatura de l5 C (288,15 K), a densidade do ar de 1,225 Kg/m3. Como est indicado no quadro 2.1, o ar seco uma mistura de gases. No existe, portanto, molcula de ar seco propriamente dita. No entanto, possvel determinar o peso molecular mdio do ar seco que , por vezes, chamado "peso molecular aparente do ar seco". Na atmosfera, em que os gases esto todos misturados, este valor de cerca de 28,96. O vapor de gua, por outro lado, tem um peso molecular sensivelmente igual a 18. Este valor s cerca de 5/8 do peso molecular mdio do ar seco na regio da atmosfera que se estende at Mesopausa, onde a mistura dos gases homognea e a sua composio aproximadamente constante. A molcula da gua tem, portanto, uma massa inferior da "molcula mdia" do ar seco. Suponhamos agora que substitumos algumas das molculas de um dado volume de ar seco por um nmero equivalente de molculas de vapor de gua. A massa do volume de gs ficar, ento, reduzida, donde se conclui que a densidade do ar hmido inferior do ar seco mesma presso e temperatura.NUVENS E PRECIPITAO As nuvens constituem o efeito visvel de uma srie de factores dinmicos e termodinmicos que se produzem na atmosfera. Em qualquer momento, cerca de metade da superfcie do planeta encontra-se coberta de nuvens com espessuras bastante variadas. Todas estas nuvens sofrem grandes variaes tanto no tempo como no espao e algumas tm usualmente uma durao efmera. Um Cumulonimbo pode desenvolver-se to rapidamente que 30 minutos aps o seu aparecimento, como uma pequena nuvem, j poder ter uma extenso vertical na ordem dos 10 Km ou mais e, passada mais uma hora, ter dissipado. Cada tipo de nuvem apresenta para a aeronutica os mais diversos condicionalismos, da a necessidade de as conhecer. Classificao internacional das nuvens (Descrio, altura, Altitude extenso vertical). A identificao das formas de nuvens baseia-se em definies especificas e descries dadas no Atlas Internacional de Nuvens. As nuvens encontram-se num processo contnuo de evoluo e aparecem numa variedade infinita de formas. , no entanto, possvel definir um nmero limitado de formas caractersticas, frequentemente observadas em todo o mundo, nas quais se podem agrupar, em linhas gerais, as nuvens. Foi estabelecida uma classificao das formas caractersticas das nuvens, em termos de gneros, espcies e variedades. No mbito desta disciplina interessa apenas referir os gneros, em nmero de dez e que so: - Cirros (Ci) - Nuvens isoladas - filamentos brancos e delicados - bancos ou faixas estreitas brancas ou quase brancas - aspecto fibroso ou sedoso. -Cirrocmulos (Cc) - Banco, lenol ou cantada delgada de nuvens brancas, sem sombras prprias, constitudas por elementos muito pequenos em forma de gros, de pregas, etc.; ligados ou no, e dispostos mais ou menos regularmente; a maioria dos elementos tem largura aparente inferior a um grau. -Cirrostratos (Cs) - Vu nebuloso transparente e esbranquiado, de aspecto fibroso ou liso, que cobre total ou parcialmente o cu. Pode produzir fenmenos de halo. -Altocmulos (Ac) - Banco, lenol ou camada de nuvens brancas ou cinzentas, geralmente com sombras prprias, constitudas por lminas, massas globulares, rolos, etc.; s vezes parcialmente fibrosos ou difusos, ligados ou no. A maioria dos elementos dispostos regularmente tm largura aparente entre um e cinco graus. -Altostratos (As) - Lenol ou camada de nuvens acinzentadas ou azuladas de aspecto esfriado, fibroso ou uniforme, que cobre total ou parcialmente o cu, e tem pores suficientemente tnues para que se veja o Sol, pelo menos vagamente, corno atravs de vidro despolido. O altostrato no produz fenmenos de halo. -Nimbostratos (Ns) - Camada nebulosa cinzenta, muitas vezes sombria. O aspecto torna-se difuso pela queda mais ou menos contnua de chuva ou neve. suficientemente espesso, em todos os pontos, para ocultar o Sol. Por baixo da camada existem frequentemente nuvens baixas esfarrapadas, ligadas ou no a ela. -Estratocmulos (Sc) - Banco, lenol ou camada de nuvens cinzentas ou esbranquiadas, ou cinzentas e esbranquiadas, quase sempre - com pores escuras, constitudas por massas em mosaico, glbulos, rolos, etc.; de aspecto no fibroso (excepto quando virga), ligados ou no. A maioria dos pequenos elementos dispostos regularmente tm largura superior a 5 graus. -Estratos (St) - Camada nebulosa, geralmente cinzenta, de base bastante uniforme. Quando se v o Sol atravs da camada, o contorno ntido. s vezes os St apresentam-se em forma de bancos esfarrapados. A precipitao, quando existe, sob a forma de chuvisco. -Cmulos (Cu) - Nuvens isoladas, geralmente densas e de contornos ntidos. Desenvolvem-se verticalmente em forma de montculos, cpulas, torres, etc.; cuja regio superior parece muitas vezes uma couve-flor. As posies iluminadas pelo Sol so quase sempre de um branco brilhante, enquanto a base realmente sombria, e sensivelmente horizontal. Estas nuvens (Cu) so, s vezes, esfarrapadas. - Cumulonimbo (Cb) - Nuvem densa e forte, de grande extenso vertical, em forma de montanha ou enormes torres. A regio superior, pelo menos em parte , em regra lisa, fibrosa ou estriada, e quase sempre achatada. Esta parte espraia-se frequentemente em forma de bigorna ou grande penacho. Esquematicamente, os dez gneros podem representar-se segundo o quadro seguinte, agrupados em famlias.

Importantes so tambm os conceitos de altura, altitude e extenso vertical. Assim define-se como a:Altura de um ponto, por exemplo a base ou o topo de uma nuvem, a distncia vertical entre o nvel do local de observao (que pode estar situado numa colina ou montanha) e o nvel do ponto considerado. Altitude de um ponto, por exemplo a base ou o topo de uma nuvem, a distncia vertical entre o nvel mdio do mar e o nvel do ponto considerado. Extenso vertical de uma nuvem a distncia vertical entre o nvel da base e o nvel do topo da nuvem. No quadro seguinte, as nuvens encontram-se agrupadas em 3 famlias, correspondendo cada uma delas a um andar: superior, mdio ou inferior consoante a altura das suas bases. Assim, os andares sobrepem-se e os seus limites dependem da latitude. As alturas aproximadas destes limites so as que constam no quadro seguinte. Importa ainda referir que alguns dos gneros de nuvens tm as suas bases num determinado andar mas prolongam-se at outros andares. Nesta situao encontram-se os cmulos e cumulonimbos que tm em regra a base no andar inferior, mas apresentam frequentemente tal extenso vertical que os seus topos podem penetrar no andar mdio e at no andar superior. Processo fsicos de formao e dissipao das nuvens. Condies para a formao de nuvens. Uma nuvem um aglomerado de gotculas de gua ou/e de cristais de gelo em suspenso na atmosfera. As nuvens formam-se quando se d a condensao do vapor de gua existente no ar. Para que ocorra a condensao necessrio que se atinja a saturao atravs do aumento da humidade ou do arrefecimento do ar. Nestas condies e em presena de ncleos de condensao (partculas de dimenses minsculas constitudas por poeiras slidas, fumos ou sais de diversa ordem) o vapor de gua condensa-se, dando origem ao aparecimento da nuvem. Assim, as condies que tm de se verificar para que uma nuvem se forme so: -Existncia de ncleos de condensao; -Existncia de humidade; -Arrefecimento do ar at temperatura de saturao; -Processo que eleve o ar. Causas gerais para a elevao do ar. Tipos de nuvens associados. Causas trmicas. Nuvens convectivas. Chama-se conveco trmica ao transporte de calor por movimentos verticais do ar. Estes movimentos esto directamente relacionados com a estabilidade do ar. Se h instabilidade, desencadeando o movimento vertical, o ar continua a mover-se at que essa instabilidade termine. No seu movimento ascendente a massa de ar ir arrefecer at alcanar o nvel de condensao - nvel a partir do qual se comea a formar a nuvem - ocorrendo a a saturao. As nuvens assina formadas podem atingir nveis bastante elevados na atmosfera e so conhecidas por nuvens convectivas ou de desenvolvimento vertical. Os principais processos que podem levar formao das nuvens convectivas so: - Aquecimento do solo por radiao solar directa (Fig. 6-1); - Aquecimento, pela base de uma massa de ar frio que se move sobre uma superfcie mais quente. Causas frontais. Nuvens frontais. Ar frio empurrando o ar quente. Em determinados circunstncias e compreendendo uma vasta rea, uma extensa massa de ar frio empurra uma outra de ar quente, que arrefece e se satura. Como o ar frio mais denso coloca-se de baixo do ar quente, formando uma superfcie de cunha que obriga este a subir e a elevar-se, originando fortes correntes verticais e desencadeando-se assim a instabilidade. A nebulosidade que se forma do tipo cumuliforme (Cu e Cb), e como as massas de ar em jogo cobrem vastas reas, as nuvens formam uma extensa barreira que muitas vezes ultrapassa os 1000 km de comprimento. Ar quente movendo-se sobre ar frio. Outra situao ocorre quando uma massa de ar quente choca com uma massa de ar frio. Neste, a massa de ar quente, menos denso que o ar frio, vai deslizar sobre a massa de ar frio e ao ascender vai arrefecer e condensar-se. A nebulosidade do tipo estratiforme e a profundidade do sistema nebuloso pode alcanar os 500 km. Causas orogrficas, Nuvens orogrficas. As nuvens orogrficas formam-se quando o vento tem uma componente perpendicular montanha e a humidade relativa suficientemente alta. A barlavento (fig. 6-2) o ar obrigado a subir, arrefece e alcana a saturao a partir do nvel de condensao. A sotavento o ar vai descer, aquecendo e a nuvem vai-se dissipando. Este fenmeno vulgarmente conhecido em meteorologia por efeito de Fhn. Outro fenmeno caracterstico em zonas de montanha o da formao de ondas estacionrias a sotavento da montanha. O esquema da figura 6-2 mostra que, nestas ondas, as nuvens podem igualmente formar-se e dissipar-se por um processo semelhante ao do efeito de Fehn. Geralmente estas nuvens, que se formam a sotavento, tm um perfil lenticular caracterstico. Dissipao das nuvens. As nuvens dissipam-se em presena de correntes verticais descendentes. Ao descer, a massa de ar aquece adiabaticamente e as goticulas de gua que constituem as nuvens evaporam-se. A este movimento descendente, em grande escala, d-se o nome de subsidncia e um fenmeno tpico dos anticiclones. Outros factores que podem contribuir para a dissipao das nuvens so a precipitao, mistura com ar mais seco da vizinhana da nuvem e a insolao. Precipitao. Definio e formas. Chama-se precipitao gua que, sob a forros slida ou liquida, atinge a superfcie da Terra procedente das nuvens. A precipitao pode apresentar diversas formas: - Chuva - Precipitao contnua de gua liquida cujas gotas tm um dimetro superior a 0,5 mm;- Chuvisco - Precipitao bastante uniforme de gotas de gua muito unidas e de dimetros inferiores a 0,5 mm; - Neve - Precipitao de cristais de gelo que na sua maioria so ramificados; - Granizo - Precipitao de gros de gelo de dimetro inferior a 5 mm; - Saraiva - Precipitao de grnulos ou fragmentos de gelo de dimetro superior a 5 mm; - Aguaceiro - Precipitao descontnua cuja queda raramente ultrapassa os 30 minutos. Pode ser constitudo por chuva, saraiva ou granizo. - Trovoada - Descargas elctricas das nuvens associada a fenmenos acsticos e pticos acompanhados ou no de queda de precipitao. Tipo de precipitao. Precipitao convectiva. As nuvens de desenvolvimento vertical ou convectivas, Cu e Cb, do normalmente precipitao sob a forma de aguaceiros. Se o nvel de condensao est muito elevado a precipitao evapora-se antes de alcanar o solo, apresentando um aspecto esfriado por debaixo da nuvem. A este tipo de precipitao d-se o nome de virga. Noutras ocasies as correntes ascendentes so de tal modo intensas que as gotas so arrastadas at nveis bastante elevados, muito acima do nvel de gelo, Neste caso a precipitao slida e chama-se granizo. Precipitao frontal. A precipitao frontal apresenta diversas formas consoante o tipo de frente a que est associada. Assim, tratando-se de uma frente fria cuja nebulosidade predominantemente cumuliforme, a precipitao ocorre sob a forma de aguaceiros e chuva forte passagem da superfcie frontal. Numa frente quente, cuja nebulosidade essencialmente estratiforme, predomina a chuva e o chuvisco. Numa frente oclusa ocorre normalmente a precipitao sob a forma de aguaceiros, chuva e chuvisco, visto o tipo de nebulosidade predominante ser o das frentes quente e fria simultaneamente. Precipitao orogrfica. Vimos anteriormente que quando o fluxo de ar encontra no seu caminho um sistema montanhoso, forado a subir a barlavento, descendo depois a sotavento. Como consequncia, a nebulosidade concentra-se a barlavento, enquanto que a sotavento a descida do ar com o consequente aquecimento, dissipa as nuvens. Assim, as grandes quantidades de precipitao nas regies montanhosas ocorrem sempre a barlavento. A formao da precipitao. Existem dois processos fundamentais que explicaria a formao da precipitao: - Processo do cristal de gelo; - Processo da coliso/coalescncia; O processo do cristal de gelo. Ocorre em nuvens frias, onde a temperatura inferior a 0 C. Neste caso h coabitao de gotas de gua sobrefundidas e de cristais de gelo. Devido aos movimentos verticais dentro da nuvem os cristais de gelo vo crescendo custa das gotas de gua, quer por contacto de ambos, quer por sublimao das gotas que se evaporam sobre os cristais de gelo. Quando as correntes ascendentes j no podem suportar o peso dos cristais de gelo estes caem na Terra sob a forma de precipitao. Dependendo das temperaturas do ar que vo encontrar no seu trajecto podem ou no derreter antes de chegar ao solo. Este processo ocorre principalmente em nuvens cumuliformes. O processo da coliso/coalescncia. Ocorre quando a nuvem quente, ou seja quando a sua temperatura for superior a 00 C. Neste caso, e na presena de gotas de diferentes tamanhos, as gotas maiores crescem custa das gotas mais pequenas, quer por choque e acreo (juno das gotas) quer por coalescncia na presena de gotas maiores as gotas pequenas evaporam e o seu vapor de gua vai-se condensar sobre as maiores. Este processo ocorre principalmente em nuvens estratiformes. Efeitos da precipitao no voo dos Pombos Correio. A chuva e o chuvisco reduzem muitas vezes a visibilidade a cerca de l000 m e se muito intensa a valores da ordem dos 500 m. Estas redues esto abaixo dos mnimos normais do voo dos pombos, pelo que so forados a poisar ou, se a rea for detectada com antecedncia, a percorrer grandes distncias a contorn-las. Mas como estas situaes normalmente esto associadas a frentes quentes estendem-se por grandes reas, pelo pouco provvel o seu contorno. S em situaes localizadas, como as que so frequentes junto costa entre Peniche e Aveiro nos meses de Junho e Julho possvel esse contorno. A precipitao, quando existe, e a humidade transmitida s penas, torna o voo muito difcil. Saliente-se no entanto que se tem verificado que em situaes em que se verifica precipitao fraca, oriunda de Altoestratos, visibilidade superior a 7/8 km e vento favorvel os pombos tendem a fazer provas "normais".Voar atravs do granizo e Saraiva (partculas de gelo cujo dimetro superior a 5mm) pode mesmo provocar a morte dos Pombos correio. Normalmente so forados a pousar. No entanto por se tratar de meteoros oriundos de clulas Cumuliformes os Pombos detectam-nas a grande distncia pela escurido, tpica deste fenmeno, e tendem a desviar-se seguindo a direco do vento. Identificao de Nuvens NUVENS BAIXASEstratos

Estratocmulos

Cumulos

Cumulonimbos

NUVENS MDIASAltostratos

Altocmulos

Nimbostratos

NUVENS ALTAS Cirros

Cirrostratos

Cirrocmulos

VENTO O vento o movimento horizontal do ar em relao superfcie da Terra. Alm do movimento horizontal do ar, tambm se verificam na atmosfera a existncia de correntes verticais, que so da maior importncia na gnese de alguns fenmenos atmosfricos (nuvens, precipitao, trovoadas, turbulncia, etc.). A causa primria do vento reside na desigual distribuio da presso atmosfrica a determinado nvel e surge como mecanismo de compensao quer da temperatura quer da presso. Assim, atravs da anlise das isbaras (linhas que unem pontos de igual valor da presso atmosfrica) traadas numa carta meteorolgica, consegue-se avaliar a direco e intensidade aproximadas do vento. Factores que influem na direco e intensidade do vento. Tipos de vento. Gradiente horizontal de presso. Numa carta de tempo, pode verificar-se que as isbaras esto mais ou menos apertadas nas diferentes reas consoante a variao da presso atmosfrica. A variao da presso atmosfrica por unidade de distncia, medida perpendicularmente s isbaras (Linhas que unem iguais pontos de presso), chama-se gradiente horizontal de presso. Para ter uma noo do gradiente de presso, pode-se dizer que o gradiente est para as superfcies isobricas, como o declive est para as linhas de cota numa carta de superfcie. Assim se numa carta militar 1:25000 as linhas de cota estiverem muito apertadas, equivale a dizer que existe um grade declive, pelo que, se no cimo desse monte lanar gua, ela chegar primeiro plancie e atingir uma velocidade mais elevada, na rea de maior declive. Nas superfcies isobricas tambm o vento sopra com maior intensidade onde o aperto isobrico for maior (maior gradiente de presso). Gradiente horizontal de presso.

Se o gradiente de presso fosse o nico factor a influir na direco e intensidade do vento, este soprava sempre das altas para as baixas de acordo com a seguinte regra: "O vento dirige-se das altas para as baixas presses, perpendicularmente s isbaras e a sua intensidade directamente proporcional ao gradiente de presso". Assim, a intensidade do vento ser tanto maior quanto mais juntas estiverem as isbaras. Efeito do gradiente de presso na direco do vento. O efeito de Coriolis. fora desviadora, provocado pelo movimento de rotao da Terra, d-se o nome de fora de Coriolis. Para que se possa compreender este efeito observe-se o seguinte exemplo: Suponhaum disco de vinil de 33 rotaes, colocado num Gira-discos, se colocar dois pequenos objectos sobre a superfcie do disco a distncias diferentes do centro, verifica que a velocidade linear de cada um dos objectos diferente, atravs da frmula: V=wxR (V= Velocidade linear; w= Velocidade angular e R= Raio); isto porque a velocidade angular w constante, 33 rotaes por minuto. Conclui-se que a velocidade linear funo do raio. Objectos em rotao com posies diferentes (raio diferente), tm velocidades diferentes. Com o mesmo raio tm a mesma velocidade. Os objectos apesar de estarem parados em relao ao disco, esto animados com a velocidade proporcional ao raio. Tal como um passageiro que salta de um comboio em movimento, que est parado em relao ao comboio, vem animado de uma velocidade, em relao terra ou estao, que igual velocidade do comboio. Se o objecto colocado na parte exterior do disco, salta-se para o objecto colocado perto do centro do disco, iria ficar frente deste, desviando-se para a direita da linha recta que une os dois objectos, porque est com mais velocidade linear que o objecto do interior. Tal como no salto do comboio para a estao, quando se salta para um objecto colocado na estao, vai-se cair mais frente porque estamos animados com a mesma velocidade do comboio, sofremos um desvio da trajectria.

O que acontece neste exemplo como se observasse a Terra do exterior (visto o Hemisfrio Norte na vertical). Significa isto que, no hemisfrio Norte, todas as partculas que se desloquem de Norte para Sul ou vice-versa sofrem um desvio para a direita da sua trajectria. No hemisfrio Sul a situao inversa, pelo que o desvio que as partculas sofrem para a esquerda da sua trajectria. Aco conjunta do gradiente de presso e do efeito de Coriolis na direco do vento. Vento geostrfico (Vgs). Aplique-se o que se disse na alnea a. e b. a uma partcula de ar que se encontra em repouso no ponto A da figura 8-4, onde se encontram traadas isbaras rectilneas de 5 em 5 hPa no hemisfrio Norte, Se a partcula for largada de A, a fora provocado pelo gradiente de presso FP tende a lev-la perpendicularmente s isbaras; mas em seguida a fora desviadora Fc (Fora de Coriolis) f-la mover-se para a direita. Quando a velocidade aumenta, tambm Fc aumenta, at que chega o momento em que as foras Fp e Fc se equilibram, no ponto C, e a velocidade Vg j no varia, continuando a partcula a mover-se paralelamente s isbaras. Da aco conjunta destas duas foras nas partculas de ar resulta um tipo de vento que se designa por vento geostrfico. Este vento no real, tratando-se apenas duma aproximao, visto que apresenta determinadas limitaes, a saber: - As isbaras so rectilneas, pelo que no se consideram os efeitos provocados pela curvatura e acelerao centrpeta; - No h acelerao, quer dizer, a velocidade constante; - O movimento ocorre livre de atrito. Ora na realidade isto no acontece, pois usualmente as isbaras so curvas, existe acelerao e fora de atrito. No entanto hbito usar este modelo de vento em cartas de altitude, onde as isopsas (linhas que unem pontos de igual geopotencial - Altitude-) apresentam menor curvatura e no h fora de atrito.

Aco conjunta das foras do gradiente de presso e de Coriolis numa partcula de arVento do gradiente. Este vento constitui outra aproximao ao vento real. semelhante ao vento geostrfico, tratando-se de uma extenso do conceito deste, s que aplicado ao movimento circular uniforme, resultando a incluso de mais uma fora, a centrfuga (devida curvatura das isbaras). Considere-se um campo isobrico correspondente a uma depresso, cujas isbaras so circulares, semelhante ao da figura 8-5. O caminho a ser percorrido pela partcula A est assinalado pelo crculo a tracejado e as foras que actuam sobre a partcula A so: - A fora devida ao gradiente horizontal de presso P", dirigida para o centro da depresso; - A fora centrfuga FCE, dirigida para fora da depresso; - A fora de Coriolis Fc, oposta a Fp. fora de Coriolis junta-se agora a fora centrfuga que se opem fora do gradiente de presso pelo que a velocidade do vento VGR (Vento de Gradiente) ser menor do que no caso do vento geostrfico, onde no se tinha em conta a fora centrfuga. Vento do gradiente no movimento ciclnico. Considere-se agora um campo isobrico circular correspondente a um anticiclone (Fig. 8-6), Fp est dirigido para fora e FC, que se ope a Fp est dirigido para o centro do anticiclone. Agora a fora centrfuga FCE vai-se juntar fora do gradiente de presso FP donde resulta que a velocidade do vento resultante seja maior que a do vento geostrfico, calculado sem ter em conta FCE. Vento do gradiente no movimento anticiclnico. Do atrs exposto podem ser tiradas as seguintes concluses: - No hemisfrio Norte o vento circula no sentido dos ponteiros do relgio (sentido retrgrado) em torno dos anticiclones e no sentido do movimento da Terra (sentido directo) em torno das depresses. No hemisfrio Sul acontece a situao inversa. Daqui resulta uma das mais antigas leis em meteorologia, a lei de Buys-Ballot: - Se numa depresso cujas isbaras apresentam grande curvatura calcularmos o vento com a escala do vento geostrfico, obtm-se um vento cuja velocidade inferior ao vento real. Deve-se nesta situao calcular o vento do gradiente que mais aproximado. - Se num anticiclone cujas isbaras apresentam grande curvatura se calcular o vento com a escala do vento geostrfico, obtm-se um vento cuja velocidade superior do vento real. O efeito de atrito. O efeito de atrito verifica-se principalmente na chamada camada de atrito que se situa entre a superfcie terrestre e os 1000 metros de altura sobre os continentes ou os 600 metros sobre os oceanos. Considere-se a configurao isobrica representada na figura seguinte, Suponha-se que um observador no ponto O regista a velocidade de um vento V em vez de VG , que o vento que devia soprar paralelamente s isbaras. Como j se viu, direco de V corresponde uma fora Fc (Fora de Coriolis), perpendicular a ela, desviando-a para a direita. A partcula que se move de O para V retardada por uma fora Fa (fora de atrito) que se ope ao movimento. A resultante das foras Fa e Fc uma fora R. Significa isto que podemos substituir as foras Fc e Fa por R, sendo esta ltima oposta a PH (fora do gradiente de presso). Se no houvesse atrito a fora do gradiente de presso PH seria equilibrada por Fc, mas nesta situao (com atrito) PH equilibrado em parte por Fc e em parte por Fa; pelo que a velocidade do vento menor com frico do que sem ela. O efeito de atrito Outros tipos de vento. Alm dos tipos de vento j citados existem outros, consoante as foras que neles actuam. Os mais importantes so o vento ciclostrfico, o vento barostrfico e alguns ventos locais. Vento ciclostrfico. Neste tipo de vento predomina a fora centrpeta. Os melhores exemplos de vento ciclostrfico so os ciclones tropicais onde se atingem velocidade da ordem das dezenas ou centenas de quilmetros por hora. Vento barostrfico. Tipo de vento onde apenas se manifesta a fora do gradiente de presso, pelo que o seu movimento zonal ou da ordem da centena de quilmetros. As brisas terrestre e martima so os melhores exemplos deste tipo de vento. Brisa martima. Durante as primeiras horas da manh a temperatura sobre a terra igual temperatura sobre o mar, logo a presso atmosfrica em A igual presso em B. Com o aumento da temperatura durante o dia a terra vai ficando mais quente que o mar, e o ar que est sobre A ascende e dilata-se, dando origem a uma acumulao em C, diminuindo assim a presso em A. Como em C a presso maior que em D o ar desloca-se de C para D. A superfcie o ar desloca-se de B, onde a presso maior devido a acumulao de ar, para A onde menor. O ar desloca-se assim do mar para terra ( superfcie) dando origem brisa martima.Brisa terrestre. Durante a noite as coisas correm de forma anloga ao descrito na situao anterior s que dum modo inverso. A brisa formada nestas condies designa-se por brisa terrestre.

Vento catabtico. Observa-se nas vertentes das montanhas e resulta do ar que desce ao longo das encostas por efeito do arrefecimento nocturno que o ar em contacto com a superfcie do globo sofre, tornando-se assim mais denso e tendendo portanto a descer ao longo das encostas. Vento anabtico. Vento que sobe ao longo das encostas devido ao aquecimento diurno. A circulao geral da atmosfera. Se no houvesse nenhum mecanismo que transportasse o excesso de calor dos trpicos para os plos, estes atingiriam temperaturas muito baixas e aqueles estariam permanentemente a aumentar a sua temperatura. Na realidade no isso que se verifica ou seja, as temperaturas mdias dos Plos e do Equador tm-se mantido constantes com o passar dos ltimos milhares de anos. Hadley foi o primeiro meteorologista a tentar encontrar uma explicao para este facto. As suas investigaes levaram-no a teorizar um mecanismo de circulao atmosfrica que funcionava do seguinte modo: Devido ao grande aquecimento verificado nas regies Equatoriais o ar aquece, torna-se menos denso e obrigado a elevar-se na vertical, criando uma depresso nessas regies. Por sua vez o ar em contacto com as regimes polares arrefecia, tornava-se mais denso e era obrigado a descer criando uma zona de alta presso em cada um dos Plos. Assim haveria ar a mais nos Plos e ar a menos no Equador, o que levava a que se criasse superfcie uma grande deslocaro de ar dos Plos para o Equador. Este movimento era ento compensado por um movimento oposto em altitude. Estas clulas de circulao meridional seriam ento as responsveis pelo equilbrio trmico da Terra . Mas o estudo do regime de ventos levou concluso que aquele esquema de circulao no podia corresponder realidade j que no existiam os ventos meridionais que o compunham. Estudos mais detalhados, tendo em conta a rotao da Terra, levaram a uma circulao tricelular e justificao dos ventos observados (Fig. seguinte).

Clulas de circulao meridional, representao Atlntico Norte. Como a velocidade linear da Terra directamente proporcional distancia ao eixo de rotao, os pontos colocados sobre o Equador tm uma velocidade maior que os colocados a latitudes mais altas. Este facto faz com que as partculas de ar que se deslocam do Equador para os Plos sofram um desvio, que para a direita no hemisfrio Norte e para a esquerda no hemisfrio Sul (a j estudada fora de Coriolis). Assim, a distncia que uma partcula tem de percorrer desde que ascende vertical do Equador at que atinge o Polo muito maior que a distancia percorrida num trajecto meridional. Este aumento de distncia vai fazer com que a partcula no atinja directamente o Polo mas antes tenha de descer perto dos trpicos, criando nessa zona uma regio de altas presses. O mesmo, embora em sentido contrrio, ocorre com o ar que se desloca dos Plos a caminho do Equador, ou seja, as partculas de ar deslocam-se por um trajecto maior (devido tal deflexo para a direita), aquecem mais rapidamente e vo criar uma regio de baixas presses perto da latitude de 60. No meio destas duas clulas, ou seja entre os anticiclones subtropicais e as depresses subpolares cria-se uma nova clula que fecha o circuito. Deste modo a circulao do calor entre o Equador e os Plos processa-se indirectamente atravs de uma sucesso de anticiclones e depresses.A superfcie os ventos sopram de NE, dos anticiclones subtropicais para as depresses equatoriais (ventos alsios), sopram de SW dos anticiclones subtropicais para as depresses subpolares e de NE dos anticlones polares para as depresses subpolares. O esquema desta circulao o representado na figura seguinte. RESTRIES VISIBILIDADE Dados estatsticos revelam que os tectos baixos, normalmente constitudos por estratos, e a visibilidade reduzida tm contribudo para um elevado numero de percas de pombos correio. Fenmenos como a existncia de estratos baixos, neblina e nevoeiro, tratados neste capitulo, so responsveis por essa reduo da visibilidade, podendo afectar seriamente a actividade columbfila e obrigando, muitas vezes, ao adiamento ou mesmo cancelamento das provas nos locais onde ocorrem. Tipos de Visibilidade. Visibilidade horizontal. Segundo a Organizao Meteorolgica Mundial, a maior distancia, medida na horizontal, qual um observador com vista normal e sem auxlio de meios pticos consegue observar e identificar objectos de dimenses apreciveis, A visibilidade varia desde nula, se for inferior a l00m (em situaes de nevoeiro denso), at valores mximos qual so visveis todos os objectos a qualquer distncia, salvaguardando as restries impostas pela perspectiva geomtrica.

Visibilidade ao longo da Pista (Runway Visual Range - RVR). a mxima distncia na direco de descolagem ou aterragem qual a pista, ou as luzes que a delimitam, podem ser observadas de um ponto situado acima da soleira da pista, a uma altura aproximada de 5 metros. Na prtica, o alcance visual na pista no pode medir-se directamente desde o ponto especificado na definio, sendo essa medio feita por instrumentos colocados na pista (visibilimetros). Visibilidade obliqua. a maior distncia a que um dado objecto pode ser visto e identificado a olho nu ao longo de uma linha inclinada em relao vertical. Fenmenos que restringem a visibilidade. So diversos os fenmenos que reduzem a visibilidade e cuja presena numa determinada rea condicionam muitas vezes de modo significativo, a actividade area. Seguidamente faz-se uma abordagem sucinta sobre cada um destes fenmenos, referindo o modo como cada um deles pode afectar a visibilidade. Nevoeiro. Define-se nevoeiro como sendo uma nuvem em contacto com o solo, que envolve o observador e reduz a visibilidade a valores inferiores a 1000 metros. O nevoeiro um dos mais comuns e persistentes fenmenos meteorolgicos que afectam a actividade area na maior parte dos aerdromos. Como o nevoeiro ocorre junto superfcie, as operaes de descolagem e aterragem so as mais afectadas por este fenmeno. Processos fsicos de formao e dissipao do nevoeiro.As condies ideais para a formao de nevoeiro so: -Temperatura do ar igual do ponto de orvalho (ou muito prxima); -Existncia de ncleos de condensao; -Vento fraco superfcie; -Existncia de processos de arrefecimento do ar.O nevoeiro pode-se formar pelo arrefecimento do ar at ao ponto de orvalho ou por aumento de humidade no ar, prximo do solo, em noites de cu limpo e com vento fraco. Os factores que contribuem para a dissipao do nevoeiro so: -O aquecimento; -A diminuio da humidade relativa; -Aumento da intensidade do vento, regra geral para valores superiores a 10 Km/H. Tipos de nevoeiro. Nevoeiro de radiao. um tipo de nevoeiro que se forma como resultado do arrefecimento radiativo do solo em noites de cu limpo e com vento fraco. O solo arrefece o ar em contacto com ele at que este atinja a temperatura do ponto de orvalho. Este tipo de nevoeiro ocorre em terra j que as superfcies lquidas no esto sujeitas a to grandes variaes de temperatura. Forma-se quase sempre durante a noite ou de madrugada e usualmente dissipa-se, algumas horas aps o nascer do sol, quando se verifica um aumento da temperatura do ar, Apesar do vento ser fraco (normalmente inferior a 10 Km/H) no entanto suficiente para provocar alguma turbulncia, que normalmente contribui para o aumento da rea afectada pelo nevoeiro. A dissipao deste tipo de nevoeiro ocorre, normalmente, quando se comea a verificar o aquecimento da superfcie terrestre (aproximadamente entre as 10 e as 12 horas) com a diminuio da humidade relativa e/ou o aumento da intensidade do vento. Aps a dissipao do nevoeiro frequente formarem-se estratos ao nvel do topo da camada de nevoeiro. Nevoeiro de adveco. O nevoe