A compreender os conceitos básicos da meteorologia e climatologia;
A analisar a evolução do conhecimento meteorológico e climatológico;
A analisar a composição, massa e estrutura da atmosfera;
A compreender que a distribuição de gases-traço e aerossóis varia com a altitude, a latitude e o tempo;
A compreender que a pressão atmosférica, a densidade e a pressão do vapor d’água variam com a altitude;
A compreender as camadas verticais da atmosfera, sua terminologia e importância.
Seja bem-vindo à disciplina de Meteorologia e Climatologia!
Contemplaremos, neste material, a atmosfera, o tempo e o clima. A palavra atmosfera é originada de duas palavras gregas: sphera, que significa globo e atmos, que significa vapor/gás. Portanto, a atmosfera é a camada de ar que envolve a Terra e, como nosso planeta é esférico, essa camada que o envolve também é.
A atmosfera evoluiu há cerca de 400 milhões de anos, quando uma considerável cobertura vegetal já havia se desenvolvido sobre o solo. A atmosfera cobre, também, a superfície dos oceanos, que corresponde a cerca de 71% do planeta. Portanto, a atmosfera evoluiu junto com a biosfera e uma é dependente da outra.
Barry e Chorley (2013) mostram que a evolução do conhecimento da atmosfera foi gradual, mas a partir das invenções de instrumentos tornaram-se possíveis as mensurações. No séc. XVII, Galileu inventou o termômetro, mas os termômetros precisos surgiram no começo do séc. XVIII (Fahrenheit) ou na década de 1740 (Celsius). Em 1643, Torricelli inventou o barômetro e demonstrou que o peso da atmosfera no nível do mar sustentaria uma coluna de 760 mm de mercúrio líquido. Pascal utilizou o barômetro de Torricelli para mostrar que a pressão diminui com a altitude, abrindo caminho para Boyle (1660) demonstrar a compressibilidade do ar. Segundo Boyle, o volume de ar é inversamente proporcional à pressão. Em 1802, Charles fez a descoberta de que o volume do ar também é diretamente proporcional à sua temperatura. Combinando-se às leis de Boyle e Charles, tem-se a lei do gás ideal, que relaciona a pressão, o volume e a temperatura, uma das relações fundamentais na ciência atmosférica. Em 1780, Saussure inventou o higrógrafo de cabelo, que mede a umidade relativa atmosférica. Quanto aos registros de pluviosidade, Barry e Chorley (2013) relatam que as primeiras medidas foram descritas na Índia, no séc. IV a. C., na Palestina, por volta de 100 d.C., e na Coréia, na década de 1440. O uso combinado do barômetro e do termômetro permitiu que a estrutura vertical da atmosfera fosse investigada. Schmidt, em 1830, desenvolveu cálculos de ganho e perda de calor para cada latitude. Halley, em 1686, fez a primeira tentativa para explicar a circulação atmosférica global que Ferrel aperfeiçoou em 1856. Em 1817, Alexander von Humboldt escreveu o tratado sobre as temperaturas globais, contendo um mapa das isotermas (linhas que unem as mesmas temperaturas). Em 1848, Dove publicou os primeiros mapas-múndi com a temperatura média mensal. Em 1882, Loomis produziu o primeiro mapa da precipitação mundial empregando isoietas (linhas de mesma precipitação). Ao final da Primeira Guerra Mundial, Wladimir Köppen (1918) produziu a primeira classificação climática. Entre 1931 e 1933, Thornthwaite trouxe novos conceitos relacionados à climatologia, como evapotranspiração. O conhecimento meteorológico e climatológico foi aprofundado e o contemplaremos neste material.
Esperamos que essa leitura traga muitas aprendizagens.
Bons estudos!
Neste capítulo, iremos contemplar a composição, massa e estrutura da atmosfera.
O globo terrestre é envolvido por um grande “oceano de ar” constituído por diferentes gases que são atraídos até a Terra pela ação da gravidade. Convencionalmente, estabeleceu-se o limite superior da atmosfera a uma altura próxima de 1000 Km sobre o nível médio do mar. Cabe salientar que parte da atmosfera que se estende além de 30 Km de altitude tem uma massa de apenas 1% de sua massa total.
Para compreender os processos físicos que se produzem na atmosfera é necessário, primeiramente, conhecer sua composição.
A composição do ar atmosférico é essencialmente uma mistura de gases diferentes. Entretanto, também se encontram na atmosfera partículas sólidas, algumas vezes muito pequenas, de poeira e fumaça. Além disso, a água na atmosfera não está apenas no estado de vapor, mas também nos estados sólido e líquido.
A composição do ar seco por unidade de volume e ao nível do mar está indicada na tabela a seguir:
Os denominados “gases de efeito estufa” têm um papel fundamental na termodinâmica da atmosfera, já que aprisionam a radiação refletida pela Terra, promovendo o “efeito estufa”. Além disso, as concentrações desses gases-traço são afetadas pelas atividades antrópicas. BARRY e CHORLEY (2013) descrevem os seguintes gases: CO2, CH4, N2O, O3, CFC, HFC e HCFC.
É liberado a partir do interior da Terra e produzido pela respiração da biota, de micróbios do solo, da queima de combustíveis e da evaporação oceânica. Em contrapartida, é dissolvido nos oceanos e consumido pela fotossíntese vegetal. O desequilíbrio entre as emissões e absorção pelos oceanos e biosfera terrestre leva ao aumento observado na atmosfera.
É produzido principalmente por meio de processos anaeróbicos, ou seja, deficientes em oxigênio, em áreas úmidas naturais e plantações de arroz, bem como pela fermentação entérica em animais, pela extração de carvão e óleo, pela queima de biomassa e por aterros sanitários e lixões. CO2 + 4H2 → CH4 + 2H2O
Quase dois terços da produção total estão relacionados com a atividade antropogênica. O metano é oxidado a CO2 e H2O por um complexo sistema de reação fotoquímica. CH4 + O2 + 2X H2, onde X denota qualquer espécie que destrua o metano, por exemplo: H, OH, NO, Cl ou Br.
É produzido principalmente por fertilizantes nitrogenados e processos industriais. Outras fontes são o transporte, a queima de biomassa, as pastagens e os mecanismos biológicos nos oceanos e solos. Ele é destruído por reações fotoquímicas na estratosfera, envolvendo a produção de óxidos nitrogenados (NOX).
É produzido pela quebra de moléculas de oxigênio na atmosfera superior pela radiação ultravioleta do Sol e é destruído por reações envolvendo óxidos nitrogenados (NOX) e cloro (Cl) na atmosfera média e superior.
São totalmente antropogênicos, produzidos por propelentes de aerossóis, gases refrigerantes em refrigeradores, produtos de limpeza e condicionadores de ar. Esse gás não estava presente na atmosfera até a década de 1930. As moléculas de CFC ascendem lentamente até a atmosfera e avançam em direção aos polos, sendo decompostas por processos fotoquímicos em cloro, ao longo de um período médio de vida de aproximadamente 65-130 anos.
São totalmente antropogênicos e aumentaram na atmosfera nas últimas décadas, após começarem a ser usados como substitutos para os CFC. O tricloroetano (C2H3Cl3), por exemplo, usado na lavagem a seco e em agentes desengordurantes, aumentou em quatro vezes na década de 1980 e tem um tempo de resistência de 7 anos na atmosfera. Os halógenos de carbono (CFC e HCFC) destroem o ozônio.
É o principal gás de efeito estufa e é um componente atmosférico vital. Sua média é de 1% em volume, mas ele é muito variável no espaço e no tempo, estando envolvido em um complexo ciclo hidrológico global.
Segundo BARRY e CHORLEY (2013), além dos gases de efeito estufa importantes espécies gasosas reativas são produzidas pelos ciclos do enxofre, nitrogênio e cloro, que desempenham papéis cruciais na chuva ácida e na destruição do ozônio. As fontes dessas espécies são espécies nitrogenadas e sulfurosas.
A precipitação ácida (por deposição úmida ou seca) resulta na reação de gotículas de nuvens com emissões de SO2 e NOX. Existem grandes variações geográficas na chuva ácida. Os processos que levam à destruição do ozônio atmosférico são complexos, mas os papéis de óxidos de nitrogênio e radicais de cloro são muito importantes como causa de buracos na camada de ozônio polar.
BARRY e CHORLEY (2013) mostram que os aerossóis são partículas suspensas de sulfato, sal marinho, poeira mineral (particularmente silicatos), matéria orgânica e carbono negro. Portanto, existem quantidades significativas de aerossóis na atmosfera. Eles entram na atmosfera por meio de uma variedade de fontes naturais e antropogênicas. As partículas pequenas de aerossóis são importantes na condensação das nuvens. Os efeitos climatológicos de aerossóis sobre a precipitação são complexos e o impacto geral é incerto. Nesse sentido, desempenham um papel importante, mas complexo no clima.
A seguir, abordaremos as variações que ocorrem na composição da atmosfera com a altitude, latitude e o tempo.
Segundo BARRY e CHORLEY (2013), a turbulência da atmosfera impede a separação dos gases mais leves, como hidrogênio e hélio. As variações de gases na atmosfera superior são de gases não permanentes, como o vapor d’água e o ozônio. Esses gases absorvem a radiação solar e a radiação refletida da Terra e, com isso, o balanço de calor e a estrutura vertical da temperatura da atmosfera são afetados.
O vapor d’água compreende até 4% da atmosfera em volume (cerca de 3% em peso) perto da superfície. Já acima de 10 a 12 Km há apenas de 3 a 6 ppmv (partes por milhão em volume). Esse gás é fornecido para a atmosfera pela evaporação das águas, pela evapotranspiração das plantas e transferidos para os níveis mais elevados pela turbulência (BARRY e CHORLEY, 2013).
O ozônio (O3) se concentra, principalmente, entre 15 a 35 Km. As camadas superiores da atmosfera são irradiadas pela radiação ultravioleta do Sol, que causa a quebra das moléculas de oxigênio em altitudes acima de 30 Km. (O2 → O + O). Esses átomos quando separados (O + O) podem se combinar individualmente com outras moléculas de oxigênio para criar o ozônio (BARRY e CHORLEY, 2013).
A atmosfera exerce sobre a superfície terrestre uma pressão permanente devido ao peso dos gases que a compõem. A atmosfera está constituída por milhares de milhões de moléculas e átomos que se movem em alta velocidade em seu redor, colidem uns com os outros e golpeiam a superfície da Terra. O estudo da pressão atmosférica constitui uma parte importante da meteorologia. As diferenças de pressão dentro da atmosfera originam as grandes correntes atmosféricas. Devido às diferenças de pressão, surgem os ventos e todos os elementos meteorológicos.
Pressão é a força exercida por unidade de superfície. As moléculas e átomos de nitrogênio, de oxigênio e de todos os demais gases atmosféricos “bombardeiam”, em grande velocidade, todos os corpos que entram em contato com eles. A força que exercem por unidade de superfície é denominada de pressão atmosférica.
Nas proximidades da superfície terrestre, a pressão é sempre maior, uma vez que o valor é igual ao peso da coluna de ar acima da unidade de superfície sobre a qual atua. À medida que se sobe, na atmosfera, o número de moléculas e de átomos de ar diminui e, portanto, a pressão atmosférica decresce com a altitude.
Próximo da superfície terrestre, a pressão atmosférica é de 10⁵ newtons por metro quadrado, o que equivale a um bar. Em meteorologia, emprega-se como unidade de medida da pressão a milésima parte do bar, que se chama milibar: 1 bar = 1000 mb. Portanto, uma pressão de 1 mb é igual à pressão exercida por uma força de 100 newtons por cada metro quadrado de superfície em contato com o ar.
No Sistema Internacional, a unidade padrão de pressão é o Pascal (Pa) = 1 newton/1m², portanto 1mb = 100Pa.
Barômetro é uma palavra que vem do grego “barros” (peso) e “metron” (medida). Trata-se de um instrumento utilizado para medir a pressão atmosférica.
BARRY e CHORLEY (2013) mostram que os gases atmosféricos obedecem a algumas leis simples em resposta a mudanças na pressão e temperatura. A Lei de Boyle postula que em uma temperatura constante o volume (V) de uma massa de gás varia inversamente à sua pressão (P):
A Lei de Charles diz que em uma pressão constante o volume varia diretamente com a temperatura absoluta (T) medida em graus Kelvin:
V = K2T
Assim, a uma pressão qualquer, um aumento na temperatura causa redução na densidade e vice-versa. Portanto, combinando as leis de Boyle e Charles tem-se a lei do gás ideal, que relaciona a pressão, o volume e a temperatura, uma das relações fundamentais na ciência atmosférica.
Para compreender a atmosfera é necessário, cada vez mais, avançar em tecnologias, satélites e equipamentos para estudar a alta atmosfera, ampliando ao mesmo tempo as redes de estações meteorológicas na superfície da Terra.
Por questões didáticas, é conveniente estudar separadamente as regiões da atmosfera. Entretanto, é importante destacar que todos os fenômenos que ocorrem em uma região têm sempre influência sobre outras regiões da atmosfera.
Figura 1: Camadas da atmosfera e gráfico da pressão e temperatura, altitude e densidade nas camadas.
Fonte: Wikipédia.
É a zona mais baixa da atmosfera. É onde os fenômenos climáticos e a turbulência atmosférica são mais acentuados. Contém 75% da massa molecular ou gasosa total da atmosfera e praticamente todo o vapor d’água e aerossóis. Nessa camada, a temperatura geralmente diminui com a altitude, já que a densidade do ar atmosférico diminui com a altura, permitindo que o ar ascendente se expanda e, consequentemente, se resfrie. Entretanto, algumas vezes ocorre a inversão térmica, ou seja, uma camada de ar relativamente quente acima de uma mais fria. O limite superior da troposfera se chama tropopausa. A tropopausa não é contínua e sua altitude varia segundo a posição da Terra. Assim, nas latitudes baixas, existe uma tropopausa tropical a uma altitude de 18 Km, aproximadamente. Nas latitudes altas, se encontra uma tropopausa polar a cerca de 8 Km, aproximadamente. As tropopausas de latitudes médias são múltiplas e geralmente se interrompem nas proximidades das “correntes de jato”.
Se estende da troposfera até aproximadamente 50 Km e representa 10% da massa atmosférica. A temperatura na estratosfera permanece constante até 20 Km e aumenta lentamente até os 32 Km. Nas partes altas da estratosfera, as temperaturas são elevadas devido à absorção dos raios solares ultravioletas pelo ozônio. Nesses níveis de altitude, a atmosfera é pouco densa e, portanto, a radiação solar se transfere a um número relativamente pequeno de moléculas, o que faz com que sua energia cinética aumente muito, elevando a temperatura. Portanto, a estratosfera possui em suas camadas superiores uma fonte de calor ao contrário da troposfera que é aquecida, principalmente, por baixo. O limite da estratosfera chama-se estratopausa.
É a camada acima da estratosfera. Nela, a temperatura deixa de subir e decresce com a altitude até alcançar -133°C (140K) a cerca de 90 Km. O limite superior da mesosfera chama-se mesopausa. Nas altas latitudes, observam-se, neste nível, as nuvens noctilucentes.
Encontra-se sobre a mesopausa e se caracteriza por um aumento progressivo da temperatura. O ar nessa camada é rarefeito. A composição da atmosfera na termosfera é distinta, já que devido aos efeitos dos raios ultravioleta e dos raios X emitidos pelo Sol as moléculas de um grande número de gases se separam, ficando, portanto, livres dos átomos que as constituem. Por outro lado, os gases têm menos tendência a se misturar e as moléculas e os átomos mais pesados se separam um dos outros pela ação da gravidade. Na termosfera, a ionização é de suma importância, pois os íons e os elétrons podem permanecer separados por um longo tempo. As regiões caracterizadas por ionização, tanto da termosfera quanto da mesosfera, constituem a ionosfera, que reflete ondas radioelétricas.
A base fica entre 500 Km e 750 Km. As partículas ionizadas aumentam com frequência na exosfera e, além de 200 Km, na magnetosfera, existem apenas elétrons (negativos) e prótons (positivos) derivados do vento solar – que é um plasma de gás conduzido pela eletricidade.
BARRY e CHORLEY (2013) concluem que, com relação às camadas da atmosfera, metade da massa da atmosfera é comprimida nos 5 Km mais baixos e que a pressão diminui logaritmicamente com a altura, a partir de um valor médio de 1013 mb no nível do mar. A estrutura vertical da atmosfera compreende três camadas relativamente quentes, a troposfera inferior, a estratopausa e a termosfera superior, separadas por uma camada fria acima da tropopausa (na estratosfera inferior) e da mesopausa. O perfil da temperatura é determinado pela absorção atmosférica de radiação solar e pela redução da densidade com a altitude.
Vimos na Figura 1 que a temperatura diminui com a altitude na troposfera. Essa variação decrescente da temperatura em função da altitude é denominada gradiente térmico de temperatura. Na troposfera, o gradiente térmico de temperatura tem um valor médio aproximado de 6°C por quilômetro. Isso significa, por exemplo, que se a temperatura ao nível do mar for 15°C, na altitude de 5 Km, aproximadamente, alcançará o valor de -15°C (uma queda de 30°C).
Nas camadas inferiores da estratosfera, a temperatura não varia praticamente com a altitude. Portanto, o gradiente térmico é nulo e, nesse sentido, essa parte da atmosfera é isotérmica (de igual temperatura).
Se em certas regiões da atmosfera a temperatura aumenta com a altitude, o gradiente de temperatura vertical é negativo, ou seja, corresponde um aumento de temperatura com altitude. Chama-se de inversão de temperatura ou inversão térmica, já que na troposfera, normalmente, a temperatura decresce com a altitude.
Na troposfera a temperatura diminui com a altitude. Essa variação decrescente da temperatura em função da altitude é denominada gradiente térmico de temperatura. Na troposfera, o gradiente térmico de temperatura tem um valor médio aproximado de 6°C por quilômetro. Isto significa, por exemplo, que se a temperatura ao nível do mar for 15°C, na altitude de 5 Km, aproximadamente, alcançará o valor de -15°C (uma queda de 30°C).
BARRY, Roger G. e CHORLEY, Richard J. Atmosfera, tempo e clima. Tradução de Ronaldo C. Costa. Revisão técnica: Francisco Eliseu Aquino. 9. ed. Porto Alegre: Bookman, 2013.
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Ilustrações: Rogério Lopes
Revisão ortográfica: Ane Arduim