FLG 0253 – Climatologia I

FLG 0253 – Climatologia I
Disciplina Ministrada pelo Prof. Dr. Ricardo
Sistemas de Meso Escala
– As Trovoadas –
1 – Introdução
O presente resumo de aula pretende ensinar os conceitos dos sistemas de
meso escala que atuam nas latitudes dos trópicos e sub-trópicos, mostrando como a
atmosfera da Terra efetua as trocas térmicas nestas faixas de latitude. A entidade
meteorológica principal que atua na escala de tempo/espaço proposta nesta
discussão é conhecida por trovoada.
A trovoada, um nome genérico para as tempestades, é sugerido pela Língua
Portuguesa, de tempos remotos dos antigos navegadores, por um simples motivo: a
existência de trovões. Contudo, trovões não são as causas, mas conseqüências de
processos que existem dentro das células de trovoadas. Porém, são eles que
denunciam a presença da tempestade, ou seja, quando esta alcançou sua fase madura
e a partir deste ponto, todos os fenômenos associados à sua existência poderão
ocorrer. Veremos detalhadamente estes processos adiante.
Nas escala temporal, as trovoadas são definidas como sistemas que têm um
tempo de vida dentro da faixa de 7 horas a 2 ou 3 dias e que atuam em um espaço de
aproximadamente 20km até 1.000km. Com estas características, estamos
delimitando sua existência dentro da meso escala (células de trovoadas isoladas) a
sub-sinóptica (Linhas de Instabilidade, por exemplo, com muitas células de
trovoadas independentes, mas atuando em conjunto).
As características que definem as trovoadas são:
• Suas células de tempestades podem ter mais de um ciclo de vida, mas
obrigatoriamente, pelo menos um ciclo; e
• Prevalecem características convectivas para a sustentação de vida dos sistemas.
2 – A Convecção
Pela Física, a convecção é definida como a forma de transmitir energia, neste
caso calor, através da massa, lembrando que a matéria move-se para executar este
processo. Em outras palavras, a massa absorve calor de um lugar, move-se e libera
esse calor em outro. A direção e sentido do processo não importam.
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Mas no nosso estudo em questão, que trata das trovoadas, precisamos utilizar
um conceito mais específico dado pela Meteorologia. Nesta ciência, a convecção é
definida exatamente como a da Física, porém limita a sua atuação para a direção
vertical, em ambos os sentidos (de cima para baixo e, principalmente de baixo para
cima). Os transportes horizontais de energia pela massa recebem o nome de
advecção.
Cristalizando este conceito importante, veremos agora como a região tropical
do planeta procede para se livrar de um superávit de energia que recebeu do Sol
durante o percorrer de um longo tempo. Note que o processo das trovoadas,
utilizando a ferramenta convecção, é apenas um deles, porém de longe, é o mais
importante nesta faixa das latitudes intertropicais. Existem outros processos que
serão discutidos na aula de Frentes e Ciclones Extratropicais.
O primeiro instante da convecção é dado quando a energia de insolação
(aquela que conseguiu atravessar toda a atmosfera e seus obstáculos) começa a
aquecer a superfície, convertendo ondas curtas (alta energia) em ondas longas (calor
infravermelho). Uma pequena parcela de calor remanescente do saldo positivo do
Balanço Radiativo da Atmosfera também contribui para o processo. A partir deste
ponto, as primeiras lâminas de ar, que estão em contato direto com a superfície,
começam a se aquecer violentamente. Dependendo do tipo de superfície, a
temperatura poderá variar de 40 a 86ºC. A transferência de energia térmica, neste
instante, é obviamente por condução, molécula a molécula, podendo-se assim dizer,
mas que gera uma extrema instabilidade na superfície laminar. Qualquer efeito
mecânico que perturbar a área, como uma leve brisa ou o passar de um automóvel,
será suficiente para disparar o processo convectivo (Fig.1a). Se nenhum efeito
ocorrer, a própria convecção, pelo grande acúmulo de energia, acaba se autoiniciando.
Fig.1a – Superfície extremamente aquecida gera um diferencial de temperatura nas primeiras
lâminas de ar. Este processo é a semente da convecção térmica.
Após a ação desta forçante inicial (vamos chamá-lo vulgarmente como “chute
inicial”) o levantamento convectivo se fecha, por propriedades moleculares da
Mecânica de Fluidos, onde a tensão superficial da bolha consegue mantê-la intacta.
Estando formada, a bolha, ou térmica, ou parcela de ar consegue se manter
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praticamente estável e se eleva, nestes instantes iniciais, em uma razão de subida de
10 m/s ou +/- 36km/h (Fig.1b).
Fig.1b – A bolha térmica se fecha, mantendo suas propriedades isoladas do meio ao redor. Tal
processo é descrito como adiabático, pois a parcela de ar mantém suas propriedades sem se
envolver com o meio por onde transita. Um exemplo é a sua temperatura interna.
Conforme sobe, a bolha se expande, pois a pressão externa é cada vez menor.
Essa expansão da bolha, ora causada pela energia térmica interna, ora pela redução
externa da pressão, vai fazer com que a pressão interna à bolha também reduza, pois
ela é considerada um sistema aberto. Ao se reduzir a pressão interna, a temperatura
começa a cair (Fig.1c).
Fig.1c – A parcela de ar vai subindo, expandindo-se e ao mesmo tempo resfriando-se internamente.
Note que, pela propriedade da continuidade, o ar atmosférico entorno e na periferia, vêm ocupar o
espaço livre, em movimento compensatório. Se a parcela sobe, o ar ao seu redor desce.
Imediatamente a seguir, inicia-se um novo processo de formação de uma nova parcela.
A temperatura da parcela vai se reduzindo, porém devemos lembrar que
existem duas temperaturas distintas: a temperatura do ar e a temperatura do ponto de
orvalho (essa é a temperatura que uma dada parcela de ar precisa ter para saturar, ou
seja, formar gotas de água). A temperatura do ar interno da parcela se reduz mais
rapidamente, a uma taxa de 1ºC/100m enquanto que sua correspondente temperatura
do ponto de orvalho varia apenas 0,2ºC/100m. Ora, a dado momento as temperaturas
do ar interno da parcela e sua temperatura do ponto de orvalho serão iguais! Neste
exato instante, a parcela de ar satura, pois quando essas temperaturas são iguais,
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significa que a sua pressão de vapor atingiu a saturação, ou, se preferir pensar em
relação à umidade relativa, atingiu-se 100% de UR, ou seja, deve-se formar
gotículas de água, conforme haja umidade disponível. Quando estas temperaturas
são iguais, dizemos que a parcela de ar ascendente chegou ao seu Nível de
Condensação por Levantamento – NCL (Fig.1d).
Fig.1d – Parcela se elevou pela forçante inicial até atingir seu NCL. Neste nível, a temperatura do
ar interno da parcela é igual à sua temperatura do ponto de orvalho. Quando isso ocorre, o ar satura,
formando gotículas de água, precursoras de nuvens. O NCL também é conhecido, no caso de
trovoadas, como Nível de Condensação Convectiva – NCC.
Lembrando que a parcela, ao iniciar seu processo de levantamento,
transportou, em seu interior, o calor existente na superfície em forma de calor
sensível e latente. No início, a energia é considerada calor sensível, pois estava
aquecendo o ar ao seu redor. Enquanto aquecia, uma parte dela foi utilizada para
evaporar água que estivesse disponível em superfície, como rios, lagos,
evapotranspiração etc. Ao ceder energia de calor sensível para evaporar água, parte
desta energia foi armazenada na parcela em forma de calor latente. Pode-se
imaginar que calor latente é um empréstimo de energia, solicitado pela matéria,
quando esta precisa mudar de estado físico. Com isto, temos dois sentidos distintos
de calor latente:
• Quando a matéria passa de um estado físico de menor energia para um de
maior, armazena calor latente internamente, solicitando-o do meio em que se
encontra (sólido · líquido ou líquido · gasoso); e
• Quando a matéria passa de um estado físico de maior energia para um de
menor, libera calor latente para o meio em que se encontra (gasoso · líquido
ou líquido · sólido).
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Para saber mais:
Calor Sensível: é a forma de energia térmica que se manifesta na matéria pela alteração de sua
temperatura, ou seja, pode ser medida com termômetro.
Calor Latente: é a forma de energia térmica que se manifesta pela mudança de estado físico da matéria,
onde não há alteração de sua temperatura, ou seja, não pode ser medida com termômetro.
Atingindo o NCL, a parcela resfriou-se a ponto de permitir condensação. Pelo
processo inverso, o seu vapor (alta energia) condensa em forma de gotas (baixa
energia) liberando seu calor latente internamente à parcela. A manifestação desta
entrada de energia se dá em forma de calor sensível que começa a aquecer a parcela.
Note que este ganho de calor interno será um grande complemento para se decidir se
a troposfera estará estável, instável ou neutra.
A grande importância disto é que boa parte da energia que estava em
superfície foi removida para níveis mais altos, sendo liberada em altitude.
Com isto, notamos que a troposfera, a primeira camada da atmosfera e que
comporta quase que 90% de toda a sua totalidade, permanece com um perfil de
temperatura onde a superfície é mais quente que os níveis altos, ou seja, a variação
da temperatura é para menor conforme se ganha altitude. Esta variação negativa de
temperatura com ganho de altitude recebe o nome particular de Lapse Rate,
aportuguesado para Taxa de Resfriamento por Altitude. O processo de
aquecimento por baixo define a troposfera como uma camada climatologicamente
instável.
Para saber mais:
Pode-se calcular a altura do NCC facilmente com uma fórmula bem simples:
H = 125 x (T – Td)
Onde T é a temperatura do ar e Td a temperatura do ponto de orvalho, ambas em superfície. O resultado é
dado por H, em metros. Exemplos didáticos:
Temp. Ar (ºC)
Temp. Ponto Orv. (ºC)
Cálculos
Altura da Base NCC (m)
H = 125 x (T – Td)
32
20
H = 125 x (32 – 20)
1500
H = 125 x 12
H = 125 x (20 – 15)
625
20
15
H = 125 x 5
H = 125 x (0 – (–3)
0
-3
H = 125 x (0 + 3)
375
H = 125 x 3
H = 125 x (18 – 18)
0
18
18
H = 125 x 0
(Nevoeiro em SFC)
Nota: este método não poderá ser aplicado à todos os tipos de nuvens, pois trata-se de apenas processos
convectivos. Porém, nos dois últimos exemplos, ele poderá ser uma eficaz estimativa na obtenção da
altura onde ocorre a saturação do ar, mesmo em nuvens estratiformes.
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3 – Estabilidade Atmosférica
Os processos de estabilidade atmosférica recorrem ao equilíbrio de suas
camadas. Na Física, o equilíbrio de um corpo pode ser caracterizado em 3 situações:
estável, neutro ou instável. Quando todas as forças que atuam sobre um corpo se
equivalem, dizemos que o mesmo está em repouso. Como comparamos o equilíbrio
de um corpo em relação à superfície da Terra, dizemos que, se não houverem forças,
ele está em repouso. Vejamos as definições de equilíbrio pela Física, fazendo uma
analogia com as parcelas de ar atmosférico:
Estável: Equilíbrio estável é aquele em que um corpo, perturbado por uma força,
voltará à sua posição original imediatamente após a atuação da força. Na
atmosfera, quando uma parcela é impulsionada por uma força, tenderá a
retornar a sua posição original. Este caso caracteriza a estabilidade do ar,
dificultando ou amortecendo os movimentos verticais (Fig.2a);
Neutro: Equilíbrio neutro ou indiferente é aquele em que um corpo, perturbado por
uma força, permanecerá no mesmo equilíbrio na nova posição, após a
atuação da força. Na atmosfera, quando uma parcela é impulsionada por
uma força, tenderá a se mover só durante a atuação da força. Quando ela
cessar, a parcela estaciona, permanecendo no lugar, não tendendo a voltar
para a posição original, nem tampouco seguir a diante, mas poderá estar
com um potencial maior, ou menor, conforme foi seu deslocamento
(Fig.2b);
Instável: Equilíbrio instável é aquele em que um corpo, perturbado por uma força,
tenderá a se afastar cada vez mais da sua posição original, mesmo após a
atuação da força. Na atmosfera, quando uma parcela é impulsionada por
uma força, tenderá a se afastar cada vez mais da sua posição original. Este
caso caracteriza a instabilidade do ar, auxiliando os movimentos verticais
e acelerando as parcelas (Fig.2c).
Fig.2a – Situação estável, força- Fig.2b – Neutro, mas com Fig.2c – Situação instável e
maior potencial.
da à mover-se;
liberação do potencial guardado.
Dependendo da taxa de resfriamento do ambiente (Lapse Rate), as parcelas de
ar que estão subindo podem adquirir tendências de estabilidade absoluta,
estabilidade condicional ou instabilidade absoluta. A definição da tendência da
parcela levará em conta a sua temperatura interna, quando esta é comparada à
temperatura do ar ao seu redor (do ambiente) no mesmo nível. Com isto, temos três
casos distintos:
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Situação
Tendência
A parcela tem temperatura maior, portanto mais quente que
Subir
o ar ambiente no mesmo nível;
A parcela tem temperatura igual ao ar ambiente no mesmo Estática (só se move sob
a ação de forçantes).
nível;
A parcela tem temperatura menor, portanto mais fria que o
Descer
ar ambiente no mesmo nível.
E como vimos anteriormente, a parcela poderá subir (ou descer) contendo
vapor d’água em seu interior. Neste caso, a energia ainda permanece armazenada em
forma de calor latente e é definido como processo Adiabático Seco. Quando o calor
é liberado (ou solicitado) para a mudança de fase da água, o processo é chamado
Adiabático Úmido. Na prática:
É o processo no qual a temperatura da parcela de ar varia como
se fosse um ar seco, conforme sobe/desce, na taxa de 1ºC/100m
(Ex. da superfície à base da nuvem, no NCL);
Adiabático Úmido: É o processo no qual a temperatura da parcela de ar varia como
se fosse um ar saturado, conforme sobe/desce, na taxa de
0,6ºC/100m (Ex. no interior da nuvem, da sua base ao topo).
Adiabático Seco:
Os exemplos a seguir são bem ilustrativos, pois mostram a aplicação dos dois
conceitos. Lembre-se que, enquanto a parcela se eleva sem condensar seu vapor
d’água interno, o processo é adiabático seco. A partir do NCL, se a parcela continuar
a subir, o processo será adiabático úmido. Neste último, a parcela recebe o calor
latente liberado do vapor que está se condensando.
Exemplo de Estabilidade Absoluta:
Dizemos que as parcelas estão em estabilidade absoluta quando, a partir da
elevação inicial por uma forçante, as parcelas se resfriam a uma taxa maior que o
gradiente térmico do ar ambiente (Lapse Rate). Note que a estabilidade permanece
tanto na razão da adiabática seca, quanto na razão da adiabática úmida, quando a
parcela atingiu o NCC e inicia-se a condensação. Percebe-se que a liberação de calor
latente após o NCC não contribuiu em nada para o fomento da convecção de forma
cumulativa.
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ESTABILIDADE ABSOLUTA
Parcela
Adiabática Seca Adiabática Úmida
(10ºC/1000m)
(6ºC/1000m)
5000
-5
-18
4000
0
-12
3000
5
-6
2000
10
0
1000
15
10
SFC
20
20
GT – Gradiente Térmico, ou Lapse Rate.
Altura (m)
GT Ar Ambiente
(5ºC/1000m)
Equilíbrio / Tendência
Estável / ⇓
Estável / ⇓
Estável / ⇓
Estável / ⇓
Estável / ⇓
Atuação da Forçante
NCC
Nestes casos, a nebulosidade é estratiforme (Fig.3a).
Fig.3a – Exemplo de Estabilidade Absoluta. A parcela se resfria mais rápido que o ambiente. Só
permanece subindo devido à inércia causada pela forçante inicial que vai se amortecendo, pois a
parcela tem a tendência de descer.
Exemplo de Instabilidade Condicional:
Este tipo de estabilidade ocorre sempre quando o gradiente térmico do ar
ambiente estiver no intermédio entre os valores da razão adiabática seca e da razão
adiabática úmida, ou seja, o equilíbrio será estável enquanto o ar for seco, passando
para instável, quando o ar for saturado. Um exemplo clássico é o resfriamento pelo
gradiente térmico de 0,8ºC/100m, visto a seguir:
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INSTABILIDADE CONDICIONAL
Altura (m)
GT Ar Ambiente
(8ºC/1000m)
6000
5000
4000
3000
2000
1000
SFC
-8
0
8
16
24
32
40
Parcela
Adiabática Seca Adiabática Úmida
(10ºC/1000m)
(6ºC/1000m)
-4
2
8
14
20
30
40
-
Equilíbrio / Tendência
Instável / ⇑
Instável / ⇑
Neutro / ⇔
Estável / ⇓
Estável / ⇓
Estável / ⇓
Atuação da Forçante
NCC
Nestes casos, a nebulosidade é estratiforme durante a ascensão estável fria,
passando para cumuliforme quando a ascensão torna-se instável e quente (Fig.3b).
Fig.3b – Exemplo de Instabilidade Condicional. A parcela se resfria mais rápido que o ambiente.
Também só permanece subindo devido à inércia causada pela forçante inicial. Após o NCC (ou
NCL) a parcela recebe um incremento de energia devido ao vapor estar se transformando em
gotículas de água. Tal incremento passa a ser vital para a formação convectiva, a partir dos 4.000m.
Exemplo de Instabilidade Absoluta:
Dizemos que as parcelas estão em instabilidade absoluta quando, a partir da
elevação inicial por uma forçante, as parcelas se resfriam a uma taxa menor que o
gradiente térmico do ar ambiente. Note que a instabilidade permanece tanto na razão
da adiabática seca, quanto na razão da adiabática úmida, quando a parcela atingiu o
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NCC e inicia-se a condensação. Este tipo de instabilidade ocorre quando há fortes
gradientes térmicos do ar ambiente, ou seja, dias muito aquecidos em superfície,
típicos de verão.
INSTABILIDADE ABSOLUTA
Altura (m)
GT Ar Ambiente
(12ºC/1000m)
4000
3000
2000
1000
SFC
-8
4
16
28
40
Parcela
Adiabática Seca Adiabática Úmida
(10ºC/1000m)
(6ºC/1000m)
8
14
20
30
40
-
Equilíbrio / Tendência
Instável / ⇑
Instável / ⇑
Instável / ⇑
Instável / ⇑
Atuação da Forçante
NCC
Nestes casos, a nebulosidade é cumuliforme ou de grande desenvolvimento
vertical (Fig.3c).
Fig.3c – Exemplo de Instabilidade Absoluta. A parcela se resfria mais devagar que o ambiente em
ambas as taxas de resfriamento. Estas situações são as típicas representações da atmosfera propícia
para a formação de trovoadas severas.
Existem casos em que taxa de instabilidade absoluta do Lapse Rate alcançam
valores de 3,42ºC/100m. Estes são chamados de gradientes autoconvectivos.
Entenda como forçantes qualquer perturbação que auxiliou o início da
convecção, seja uma brisa, a passagem da massa de ar por orografia, um incêndio na
mata e até mesmo a própria lâmina de ar da superfície quando está superaquecida.
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4 – Ciclo de Vida da Trovoada
A trovoada nada mais é que a existência de células ou super células de chuva
convectiva em estágio maduro, onde a nuvem-mãe, o Cumulonimbus está presente,
sozinho, como célula isolada, ou em grupo de células, abertas ou fechadas. Porém,
existe todo um processo evolutivo para isto ocorrer (Fig.4).
Fig.4 – Esquema pictórico do ciclo evolutivo de uma única célula de trovoada, conforme passam as
horas, contendo seus três estágios: Cumulus, Maduro e Dissipativo. No início, a troposfera
encontra-se em uma situação totalmente instável. A trovoada, após a fase dissipativa, deixa a
troposfera estabilizada.
Estágio Cumulus: as parcelas de ar são elevadas por efeitos convectivos e assim, vão
formando a nuvem quando o ar atinge o Nível de Condensação por Levantamento –
NCL. Mas tal processo é contínuo e o crescimento da célula de tempestade vai
atingindo altitudes elevadas. Em uma fase bem inicial, aparecem os Cumulus
humilis (ou humilde) ou Cumulus de bom tempo (Fig.5). Alguns vão crescer,
passando para a fase de Cumulus mediocris (de médio, Fig.6). Estes conseguem
maior desenvolvimento formando os Cumulus congestus, aparecendo como grandes
torres fofas (em aviação, são conhecidos como Tower Cumulus - TCU). Têm
diâmetro oscilando entre 3 a 8 km e altura de 5 a 8 km (Figs. 7a e 7b);
Fig.5 – A fase inicial do estágio Cumulus é Fig.6 – Cumulus mediocris preenchem todo o
marcada pela presença dos primeiros Cumulus céu. Bases escuras denunciam maior acúmulo de
humilis, bem na altura do NCL.
gotas de água.
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Fig.7a – Nuvem Cumulus congestus com Fig.7b – Fotografia de grande altitude indicando
grandes protuberâncias indicando alta convecção Cumulus congestus de desenvolvimento vertical
dentro da nuvem
acentuado. Note uma nuvem Cumulus em forma
de torre no centro inferior da imagem.
Estágio Maduro: Como o levantamento atinge grande altura, várias das parcelas se
resfriam e mergulham de volta por dentro da própria nuvem. Neste processo,
diversas correntes descendentes (de parcelas resfriadas) e correntes ascendentes (de
novas parcelas levantadas e aquecidas) vão carregando gotas de água, gelo e
diversos particulados. As velocidades das correntes atingem 200km/h e as colisões
entre elas podem chegar aos impressionantes 400km/h. Tais colisões são as
responsáveis pelo surgimento de carga estática dentro da nuvem. Nesta fase, os
modelos tentam explicar o que pode acontecer a seguir, porém, as comprovações são
mais difíceis de serem concretizadas. São várias situações que podem ser esperadas.
A precipitação severa de saraiva, a precipitação de fenomenal aguaceiro, a formação
de tornados ou de uma micro-explosão. Para quase todos, têm-se a certeza de que
houve perda de sustentação dentro da nuvem por levantamento. Classifica-se a
nuvem como Cb, imediatamente ao ser avistado um eletrometeoro (relâmpagos, por
exemplo) ou ouvido um trovão (no caso, um fonometeoro). Seu diâmetro médio,
como célula isolada é pouco maior que 10km, com topo entre 8 a 20km, dependendo
da latitude (Fig.8);
Fig.8 – Encerra-se o estágio
Cumulus ao ser avistado o
primeiro relâmpago e/ou ouvido o
primeiro trovão. A partir deste
instante, a trovoada alcançou seu
estágio maduro, com a presença da
nuvem
Cumulonimbus
(Cb)
conhecida como nuvem-mãe. Note
a aparência de bigorna no topo do
Cb. Este formado é característico
pelo espalhamento da nebulosidade próximo à tropopausa.
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Estágio de Dissipação: Nesta fase, a maior parte das correntes é descendente, pois o
fluxo ascendente passou para uma outra região, onde há um avanço e propagação da
célula de tempestade. Há fragmentação total da tempestade na retaguarda, com
separação do topo gelado, com Cirrus isolados (Fig.9a) e chuva leve, contínua e as
vezes gelada causada por Altostratus (Fig.9b) e Altocumulus (Fig.9c) onde é mais
rara. Diz-se que a atmosfera está estável, pois o NCL se elevou e alcançou o Nível
de Estabilidade Máxima – NEM, que por sua vez, desceu.
Fig.9 – Estágio de dissipação, da esquerda para a direita temos nuvens Cirrus (a) Altostratus (b) e
Altocumulus (c). A troposfera estabilizou-se após o ciclo da trovoada.
Em resumo, a célula de trovoada tem a função de estabilizar a troposfera
terrestre. Parte de uma condição altamente instável (ar quente embaixo e ar frio em
cima) para uma situação favoravelmente estável (ar frio resfriado desceu ao perder
calor em altitude, tanto latente como sensível). Esta é conhecida como Grande
Máquina Térmica da Terra (Fig.10).
Instável
Estável
Fig.10 – Esquema pictórico da Máquina Térmica da Terra. A situação instável da troposfera é
transformada em uma situação estável pelo agente Trovoada. Com o passar do tempo, a
estabilidade será convertida em instabilidade devido ao aquecimento e o ciclo recomeça.
5 – Tipos de Trovoadas
As trovoadas podem ser classificadas conforme ocorrem dentro de uma
mesma massa de ar ou por motivo do encontro de duas massas de características
diferentes e, neste caso, há processos dinâmicos envolvidos (Fig.11):
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TROVOADAS
MASSAS DE AR
DINÂMICAS
CONVECTIVAS
OU TERMAIS
OROGRÁFICAS
MULTI-CÉLULAS
FRONTAIS
LINHAS DE
INSTABILIDADE
COMPLEXOS
CONVECTIVOS DE
MESO ESCALA
ADVECTIVAS
Fig.11 – Tabela com a classificação das trovoadas, segundo os processos de formação. Se
ocorrem internamente às massas ou se possuem desenvolvimento por agentes dinâmicos, com
ciclos próprios (Multi-células, LI e CCM). As frontais são consideradas um caso especial das
dinâmicas devido somente ao encontro entre massas de ar distintas.
5.1 Trovoadas de Massas de Ar: São as trovoadas que ocorrem dentro de uma
mesma massa de ar, causados por algum agente:
5.1.1 Convectivas:
Também chamadas de termais, são as trovoadas formadas por convecção
local devido ao forte aquecimento diurno da superfície. O ar aquece-se por contato
molecular e dispara a convecção, emanando calor por turbulência convectiva
(Fig.12).
Fig.12 – Esquema pictórico e fotografia de uma trovoada térmica isolada. Note que há apenas a
tempestade com um ciclo de vida, dentro de uma massa de ar praticamente estático.
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5.1.2 Orográficas:
São as trovoadas que surgem pelo escoamento forçado do ar em direção à
uma montanha ou serra. O movimento mecânico, forçando o ar a subir as escarpas,
forma nuvens à barlavento da montanha, ocasionando forte precipitação e
instabilidade. Turbulência é esperada à sotavento da montanha (Fig.13).
Fig.13 – Esquema pictórico e fotografia de uma trovoada orográfica. As células de tempestade se
formam à barlavento da montanha, sentido do fluxo ascendente.
5.1.3 Advectivas:
Ajudam a formar as trovoadas quando o ar pouco mais frio desloca-se por
baixo de ar mais aquecido. Este processo apenas inicia a convecção. Ocorre
principalmente quando o ar passa sobre águas oceânicas aquecidas. A parte inferior
será aquecida por contato e dispara a convecção, extremamente úmida. Ocorrem
normalmente no período noturno, em madrugadas de inverno, mais fracas que as
termais e mais raras que as outras trovoadas (Fig.14).
Fig.14 – Esquema pictórico e fotografia de uma trovoada advectiva. A célula de tempestade se
formou pelo deslocamento horizontal do ar sobre uma grande massa de água em superfície. A
fotografia é interessante pelo fato de conseguir mostrar todos os estágios desta célula ocorrendo na
troposfera, partindo de uma situação instável (à direita da fotografia) para uma estável (à sua
esquerda) mostrando a característica de nuvem-mãe deste Cb.
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5.2 Trovoadas Dinâmicas: São as trovoadas que se formam pelo encontro de
massas de ar diferentes. Normalmente estão associadas à sistemas frontais,
ocorrendo em qualquer época do ano, já que os sistemas operam em todas as
estações. Também podem surgir em qualquer horário, independendo das condições
de aquecimento em superfície. As vezes são disparadas por circulação de ventos
secundários, como brisas vale-montanha, terrestre e do mar e ventos anabáticos (que
sobem montanhas) e catabáticos (que descem montanhas).
5.2.1 Frontais:
Trovoada associada diretamente ao avanço da região frontal. Muito forte
quando o avanço é da Frente Fria e mais fraco quando o avanço é da Frente Quente
(Fig.15).
Fig.15 – Esquemas pictóricos das trovoadas frontais. As células de tempestade se formam pelo
deslocamento da massa de ar frio por baixo da massa de ar quente, forçando a sua ascensão. Quanto
mais abaulada for a região frontal fria, mais severas serão as trovoadas associadas ao deslocamento.
5.2.2 Dinâmicas Separadas da Região Frontal:
5.2.2.1 Multi-células:
Sistema de trovoadas onde existem células de tempestade em estágios diferentes de
evolução, mas conectados de alguma maneira. Normalmente não passam de 3 a 4
células em estágios distintos (Fig.16).
16
Fig.16 – Esquema pictórico e fotografia de uma trovoada multi-células. Note que há uma
interconexão na base das células distintas da trovoada. Na fotografia, vemos uma das células no
estágio maduro, ao centro.
5.2.2.2 Linha de Instabilidade – LI:
Sistema organizado de células de tempestade em forma de linha. Ocorre
como pré-frontal devido ao rápido avanço da Frente Fria, algumas ondas
atmosféricas caminham mais rápido na vanguarda e desencadeiam sistemas
convectivos intensos, alinhados e que surgem a qualquer hora. São as trovoadas
mais violentas, ainda piores que as causadas pela Frente Fria (Fig.17). Tem
deslocamento próprio, normalmente como batedores da frente e mais de um ciclo de
vida, podendo permanecer por dias. As suas células de chuva são normalmente
independentes, mas com deslocamento perfilado (Fig.18).
Fig.17 – Esquema pictórico e fotografia de nave espacial de uma Linha de Instabilidade. Esta é uma
linha causada pelo deslocamento frontal. Na fotografia, pode-se notar uma sombra (parte inferior da
LI) causada pelos topos dos Cb’s, em forma de bigorna, presentes em sua composição.
17
Fig.18 – Uma Linha de Instabilidade
não causada pelo deslocamento
frontal, mas por ventos Alíseos que
sopram de Leste, região Norte do
Brasil. A LI estudada perdurou por
quase dois dias e se deslocou mais de
2.000km, com penetração profunda
na Amazônia. Estes sistemas são
muito comuns na região.
5.2.2.3 Complexo Convectivo de Meso Escala – CCM:
São aglomerados circulares, compostos por sistemas organizados de células
de tempestade severa, as vezes chamados de super-células (Fig.19). Suas células têm
mais ciclos de vida que as demais células de tempestade. Possuem uma área tão
extensa que podem cobrir estados inteiros ou mais (Fig.20) principalmente se
estiverem imersos em um meso ciclone, onde as células de chuva ficam bem
próximas, em um processo de retroalimentação contínuo e severo.
Fig.19 – Um CCM com super-células de
trovoadas se aproxima de uma cidade. Note que
neste tipo de tempestade, praticamente não há
espaço entre as suas células, identificando um
processo extremamente conectado de seus
estágios de evolução.
Fig.20 – Imagem de satélite com filtro de
destaque colorido para pixels (picture cell ou
picture element – pontos digitais da imagem)
com grande brilho. Uma das características das
trovoadas é terem topos brilhantes e bases
escuras, já que a luz não consegue passar por
tamanha massa de gotas e gelo. Esta
característica é uma ferramenta que auxilia na
identificação das tempestades severas. Neste
caso, um CCM que cobre vários estados, nos
E.E.U.U.
No Brasil, o surgimento de CCM’s ocorre principalmente pelo efeito dos
Andes, na região Sul e Sudeste e pelos ventos Alíseos, na região Norte (Fig.21).
18
Fig.21 – Climatologia dinâmica dos Complexos
Convectivos de Meso Escala que atingem a
América do Sul. Note que as principais
ocorrências estão intimamente ligadas à presença
da cordilheira dos Andes, pois esta cria uma
grande perturbação em forma de onda, quando o
escoamento básico de Oeste transpõe as
montanhas.
6 – Agentes da Trovoada
Uma trovoada não existe enquanto não surgir a nuvem Cumulonimbus,
portanto, esta é a principal agente da trovoada. A partir deste instante, quando a
nuvem-mãe está formada, todos os outros fenômenos são possíveis, com maior ou
menor severidade.
6.1 Precipitações: São fortes, principalmente na retaguarda da trovoada, quando
esta se desloca, causando fenomenal aguaceiro, perda de visibilidade e ocorrências
de granizo (Fig.22). As precipitações vão diminuindo conforme a trovoada passa,
terminando com chuva leve na área dissipativa.
Fig.22 – Precipitação líquida, considerada chuva forte
acompanha do centro à retaguarda da trovoada. Pode
estar acompanhada de granizo ou outros fenômenos
derivados de ventos.
19
6.1.1 Chuva:
A quantidade de água que precipita em uma trovoada é suficiente para esgotar
a taxa de absorção de qualquer tipo de solo. Em superfícies impermeabilizadas,
como as encontradas nas cidades, provocam grande vazão no escoamento
superficial. Esta vazão, correndo para regiões rebaixadas, formará enchentes
durante a chuva ou ulteriormente próximo à elas (Fig.23a). Níveis de rios que sobem
horas ou dias depois de chuvas intensas são considerados inundações (Fig.23b).
Fig.23a – Exemplo de enchente. A chuva mal
terminou e a superfície não dá vazão à água
precipitada, acumulando-se nos rebaixos do
relevo.
Fig.23b – Exemplo de inundação. A chuva já
encerrou-se há tempo ou nem ocorreu sobre a
região, mas a vazão da bacia hidrográfica foi
acumulando a água com o tempo para a várzea.
6.1.2 Granizo:
Formado pelas gotas que se congelam, primeiramente na sua superfície, como
bordeados de gelo, chamados embriões de granizo (Fig.24). Conforme ficam sob a
influência das correntes ascendentes e descendentes, conseguem ter um
congelamento mais profundo e até mesmo agregar-se a mais gotas ou sublimar
vapor. Serão granizos se os precipitados tiverem até 5mm. Acima disto são
considerados saraiva (Fig.25). Começam a se formar sempre acima da linha de
congelamento em altura (linha do zero graus Celsius).
Fig.24 – Esquema pictórico da formação do
granizo. Normalmente iniciam-se por um
congelamento superficial em forma de bordeados
de gelo que, conforme permanecem mais tempo
acima da linha de 0ºC, congelam-se em
profundidade. A dado momento, ou são
arrastados pelas correntes descendentes ou caem
pelo próprio peso. Neste último caso, vencem a
sustentação dada pelas correntes ascendentes.
20
Fig.25 – Fotografia de uma pedra de saraiva (grande granizo). À direita vemos a mesma fotografia
sob filtro azul para enfatizar os diversos níveis de congelamento que este precipitado sofreu durante
sua trajetória dentro da trovoada (anéis). Ao final, quando caiu, ainda arrastou gotas que podem ser
observadas agregadas na casca da saraiva. A maior saraiva registrada tinha massa de 1.800g.
6.2 Ventos: São muito intensos na trovoada e causam diversos fenômenos
associados à grande destruição em superfície e geração de eletricidade atmosférica,
dentro do Cb. As térmicas, no início, sobem na razão de 10m/s ou 36km/h. Essa
razão cresce absurdamente com a intensificação da convecção, podendo chegar a
impressionantes 200km/h. Ao atingir a tropopausa, as parcelas estão extremamente
frias e secas (pois perderam toda a sua umidade para formar gotas e cristais de gelo).
A dado momento, iniciam-se também as correntes descendentes dentro da célula de
tempestade. A associação das duas correntes formarão fenômenos particulares das
trovoadas:
6.2.1 Frentes de Rajadas:
São ventos das correntes descendentes que, ao invés de descerem pela região
central, com destino à retaguarda da trovoada, fazem exatamente o oposto: avançam
para a região de vanguarda, muito próximos à superfície, pois são mais frios que as
correntes ascendentes quentes, que alimentam o processo convectivo na região de
vanguarda da trovoada. São contínuos e sopram de maneira moderada, dificilmente
acompanhados de chuva (Fig.26). A região de inversão entre as duas correntes que
se cruzam abaixo da linha da nuvem, formam cisalhamentos perigosos (ventos com
diferentes velocidades em diferentes alturas). A nuvem rolo, que se forma na
vanguarda da trovoada é um exemplo da onda gerada devido ao cisalhamento
(Fig.27).
21
Fig.26 – Esquema pictórico da frente de rajada.
Note como a corrente descendente desvia-se, em
superfície, para a vanguarda do sistema. A
perturbação entre as duas correntes forma a
nuvem rolo.
Fig.27 – Exemplo de nuvem rolo em céu
tempestuoso. Esta região da trovoada tem forte
cisalhamento horizontal dos ventos, com
diferentes velocidades em diferentes alturas.
6.2.2 Downbursts – Microbursts e Macrobursts:
Foram consideradas teoricamente a partir de 1970 por Fujita (ver Tornados
neste texto). Embora os meteorologistas ortodoxos da época não aceitassem suas
teorias, mais tarde elas foram comprovadas. As Downbursts são conhecidas pelo
súbito desabamento de ar frio pelo interior da nuvem Cb que se acumulou no seu
topo. Este ar frio pertencia às parcelas de ar ascendentes que foram resfriando e
perdendo sua umidade durante o processo ascensional. A dado momento, a
sustentação desta enorme massa de ar fica impraticável e daí, despenca em direção à
superfície (Fig.28). Elas podem ser pequenas, denominadas de micro-explosões
(microbusrts) ou grandes, macro-explosões (macrobursts). São diferentes das frentes
de rajadas porque têm um tempo de existência curto, de poucos segundos, não maior
que um minuto. Suas velocidades também são muito maiores.
Fig.28 – Esquema pictórico da micro-explosão.
A velocidade de descida pode alcançar 400km/h,
dependendo do tamanho da massa fria e seca. Ao
aproximar-se da superfície, o desabamento de ar
vira, normalmente para um dos lados, destruindo
tudo que estiver à sua frente, suscetível à força
da velocidade exercida pela massa de ar. Carros,
casas, árvores e muros são derrubados. Os
destroços ficam alinhados em um único sentido.
Sua ocorrência pode ser extremamente
localizada.
22
As micro-explosões podem ser úmidas, quando carregam gotas de chuva
(Fig.29), ou secas, quando ocorrem sem nenhum traçador durante a queda (Fig.30).
Os danos em superfície são grandes, normalmente muito localizados (Fig.31).
Fig.29 – Exemplo de uma micro-explosão
úmida. As gotas de água servem como traçador
do fenômeno, ajudando a identificar sua
ocorrência.
Fig.30 – Diferentemente da micro-explosão
úmida, a seca não pode ser identificada, nem
mesmo a curto intervalo de tempo. Só pode ser
vista quando já está ocorrendo, como neste caso,
no aeroporto John F. Kennedy, E.U.A., 1984.
Fig.31 – Fotografias de micro-explosão ocorrida na represa do Guarapiranga, região Sul da cidade
de São Paulo, 1999. Diferentemente dos tornados, que deixam os destroços espalhados em círculos
pela superfície, as micro-explosões mantêm o rastro da destruição alinhados, em uma única direção,
identificando a área atingida e sentido do deslocamento do desabamento de ar.
6.2.3 Windshears:
Conhecidas como cortante de vento ou tesouras de vento, os windshears
ocorrem próximos das trovoadas, mas sem uma área pré-definida. Sua característica
é de alto cisalhamento do vento (semelhante às frentes de rajadas), porém, além de
variar a velocidade dos ventos, variam-se também sua direção e sentido. O
fenômeno é particularmente perigoso para as aeronaves, principalmente em
operações de decolagem e pouso, pois provocam a perda de sustentação nas asas,
causando a sua queda abruptamente (Fig.32).
23
Fig.32 – Esquema pictórico de um windshear
ocorrendo próximo ao solo. Ao receber vento de
popa (cauda) qualquer aeronave, nesta situação,
perde sustentação e terá queda balística, não
importando a potência que solicite aos motores.
A maior tragédia registrada na aviação ocorreu
em 1991, com quase 200 vítimas fatais.
6.2.4 Tornados:
Fenômeno que varia da micro até meso escala, os tornados são dutos de
sucção, gerados por altíssimos gradientes de baixa pressão no interior e base da
nuvem. Os processos que disparam os tornados ainda não são completamente
entendidos. Muitos tornados são gerados por alto cisalhamento vertical entre as
correntes ascendentes e descendentes. Outros podem ser gerados pela deriva de
micro-explosões. Há também os grandes tornados que estão associados aos meso
ciclones. O que pode-se afirmar com mais certeza é que o alto gradiente de pressão
gera um ponto de singularidade na atmosfera (lembrar da explanação sobre os
buracos negros, Astronomia). Como a pressão é muito baixa no seu centro
(aproximadamente 800mb), o ar atmosférico ao redor (+/-1000mb), tende a suprir
esta deficiência, tentando dar uma continuidade mais aceitável ao campo de pressão.
Neste instante, toda a massa de ar circula o núcleo, “aguardando” a sua vez de
contribuir para a extinção do alto gradiente. Enquanto isto não ocorre, tudo que
estiver ao seu alcance será deslocado, conforme variar a força do vento. Por se tratar
de um fenômeno ciclostrófico (os agentes gradiente de pressão e centrífugo são
majestosamente maiores que Coriolis ou qualquer outra componente) o giro do
tornado poderá ser horário ou anti-horário, independentemente do hemisfério.
Podem ser até mesmo contra-rotores, em caso de gêmeos. Só são considerados
tornados quando tocam o solo. Até lá, são denominados nuvem funil, pois a
baixíssima pressão permite com que o vapor se condense imediatamente.
Normalmente ocorrem na base da nuvem, conhecida como nuvem parede (Fig.33).
Fig.33 – Esquema pictórico do surgimento de
um tornado na base da trovoada. Normalmente
ocorrem da área central até a retaguarda da
célula de tempestade, onde o cisalhamento do
vento ou gradientes de baixíssima pressão geram
um ponto de singularidade atmosférica. O ar, ao
redor, tende a soprar no sentido do seu núcleo
para tentar estabelecer um gradiente aceitável.
Enquanto não toca o solo, é considerado apenas
nuvem funil. Podem surgir também de nuvens
rotoras e de meso ciclones.
24
O maior estudioso de tornados foi o Dr. Tetsuya Theodore Fujita, japonês
naturalizado norte-americano após a Segunda Guerra Mundial, falecido em 1998.
Prof. Ted, como era conhecido, fez inúmeros trabalhos, tanto teóricos como
experimentais no campo das trovoadas, furacões e aviação. É dele a famosa escala
Fujita que classifica os tornados pelo seu poder destrutivo em superfície, não
considerando o tamanho dos dutos como uma fonte confiável de determinação de
sua força, já que muitos tornados podem variar de diâmetro, sendo da mesma força.
Fujita determinou que a atmosfera da Terra teria energia no seu estado básico para
gerar, no máximo, um tornado F5 (sua escala vai de 0 a 12, porém limita-se ao F6,
sendo este, inconcebível). Diferentemente de atmosferas de outros planetas, como os
gigantes gasosos Jovianos: Júpiter, Saturno, Urano e Netuno (este último tem
nuvens supersônicas). A denominação da sua escala é dada na tabela a seguir:
ESCALA FUJITA DE FORÇA DOS TORNADOS (1971)
Descritivo
Leve
Moderado
Considerável
Severo
Devastador
Incrível
Inconcebível
Força Fujita
Veloc. Inicial (M/h) Veloc. Final (M/h)
F0
F1
F2
F3
F4
F5
F6
40
73
113
158
207
261
319
73
112
157
206
260
318
379
A tabela registra valores em milhas por hora. Para se obter os valores em
km/h, basta multiplicar os números por 1,852.
Para saber mais:
No final da década de 1970 e início da década de 1980, Dr. Pearson fez uma avaliação estatística,
observando diversos tornados para tentar relacionar a força Fujita com a espessura dos seus dutos. Porém,
avaliar tornados por Pearson gera grandes dificuldades: 1º) Precisa-se filmar ou pelo menos tomar várias
fotografias para se avaliar qual categoria o tornado atingiu. 2º) As superfícies possuem tipos diferentes de
materiais, uns serão suspensos mais facilmente que outros e isso poderá alterar a precisão da avaliação.
3º) Há a necessidade de um observador. A própria escala surgiu por comparações do que se via com o que se
destruiu após o evento. Além destes problemas, a Natureza não segue regras e estabelecer medidas para a
definição da força Fujita pode ser interpretado como mera especulação, sendo apenas uma estimativa
próxima da realidade. A escala Fujita é, sem dúvida, a única que avalia precisamente a força que o
fenômeno alcançou, observando-se a destruição em superfície. Abaixo segue o complemento de Pearson:
Fujita
Pearson
Mínima Largura (m)
Máxima Largura (m)
F0
P0
--Menor que 15
F1
P1
15
50
F2
P2
51
160
F3
P3
161
500
F4
P4
501
1.500
F5
P5
1.501
5.000
25
Alguns exemplos de tornados aparecem nas Figs. 34 e 35. É importante
lembrar que os ventos ao redor do tornado estão girando, mesmo que não aparentem,
já que ainda têm pouca velocidade e não elevam grandes objetos. Suas velocidades
aumentam conforme se aproximam do núcleo.
Fig.34 – Tornado F2 despedaça uma estrutura, Fig.35 – Tornado F5 arranca tudo que estiver na
E.U.A.. Note a presença da nuvem parede, no superfície, incluindo o próprio asfalto de
topo do tornado.
rodovias.
Para saber mais:
Tornados, quando ocorrem sobre massas de água (lagos ou oceanos) são chamados de Trombas D’água. Sua
composição é feita pela sucção do líquido na base. Este efeito faz com que ele se movimente menos, pois a
água é muito mais densa e pesada para ser elevada em grande quantidade, consumindo boa parte da sua
energia cinética. Na superfície do líquido pode-se notar o giro do ar ao redor do núcleo (esquerda).
Alguns fenômenos conhecidos por Dust Devils, Diabinhos ou Sacis não são tornados! São simplesmente
rodamoinhos que ocorrem por elevação brusca do ar convectivo ou efeitos do deslocamento do ar sobre
obstáculos. Ocorrem mesmo dentro de um quintal de residência, onde as paredes ou muros forçam a
circulação do ar (direita).
26
6.3 Eletrometeoros: São os fenômenos meteorológicos de natureza elétrica. Quase a
totalidade deles está associada à presença da nuvem Cb ou condições tempestuosas.
6.3.1 Relâmpagos:
Ocorrem quando o ar atmosférico perde suas propriedades isolantes. Neste
instante, uma emanação de elétrons tenta vencer o isolamento e se isto ocorrer, um
raio precursor, invisível, será lançado do centro negativo para o centro positivo, não
importando se os centros estão dentro da própria nuvem, se estão em nuvens
diferentes ou se um está na nuvem e outro no solo, por efeito de indução da nuvem à
superfície (Fig.36). Quando este raio precursor completar o circuito (em
nanossegundos) uma fenomenal quantidade de carga elétrica será lançada. A
diferença de potencial (D.D.P.) chega a milhares e até milhão de Volts e a corrente
pode alcançar 100.000 Ampères. A temperatura do relâmpago está na ordem de 15 a
25 mil graus Celsius (cinco vezes mais quente que a superfície do Sol). Fenomenal
calor gera um pulso mecânico no ar, por dilatação. O estrondo é chamado Trovão,
possuindo todas as freqüências sonoras, sendo que as mais agudas são ouvidas nos
locais próximos da descarga e as mais graves, ao longe, por propriedades mecânicas
do deslocamento das ondas na atmosfera. São essenciais à manutenção da vida na
Terra, pois geram quantidades colossais de bases nitrogenadas que servirão, ao
precipitar com a chuva, como adubos naturais.
Fig.36 – Esquema pictórico do sentido de propagação das descargas elétricas. Note que são os
elétrons que se movem. Centros positivos são formados pela ausência de elétrons. 1 – Direção do
fluxo de Elétrons; 2 – Descargas difusas do topo da nuvem para a Estrato/Ionosfera (Sprites e Blue
Jets); 3 – Nuvem para nuvem, do Centro (-) ¹ Centro (+); 4 – Centro da nuvem, Base (-) ¹ Topo
(+); 5 – Descargas contra o céu; 6 – Relâmpago típico contra o solo; 7 – Centro da nuvem contra
um Ponto (+); 8 – Fogo-de-Santelmo; 9 – Relâmpago do solo contra as nuvens.
27
Ocorrem, em média 100 descargas por segundo, em todo o planeta. Os tipos
principais são zigue-zague (Fig.37), ramificado (Fig.38) e lampejo (Fig.39). Existem
outros mais raros de se observar, como o relâmpago esférico (chamado bola,
ilustrado na Fig.40), torpedo e perolado, amplamente estudados, com registros de
ocorrências, testemunhos e em alguns casos, até fatais.
Fig.37
Relâmpago Zigue-zague.
Fig.38
Relâmpago Ramificado.
Fig.39
Relâmpago Lampejo.
Fig.40 – Esquema pictórico dos relâmpagos bola. O tamanho pode variar de 10cm a 1 metro.
Podem surgir inclusive dentro de residências. Suas cores características são: A – Vermelho;
B – Amarelo; C – Laranja e D – Azul claro, este último, o mais brilhante e explosivo.
6.3.2 Fogo-de-Santelmo:
Diferente dos relâmpagos, o Fogo-de-Santelmo é uma emanação elétrica,
com barulho chispóreo, que se propaga pelo ar em situações de tempestades
eminentes ou sob a base das nuvens de trovoadas. Por algum motivo, o ar
atmosférico está mais condutivo à eletricidade, portanto, ao invés da superfície se
carregar, como um capacitor e depois faiscar em forma de relâmpago, ela vai
emanar (ou receber) os elétrons de forma contínua. Ocorrem com mais freqüência
no mar, nos mastros dos navios, daí o seu nome, Saint Elme, padroeiro dos
marinheiros, que evocavam seu nome, durante as tempestades. Como os relâmpagos,
ocorrem pelo poder das pontas. A coloração normalmente é azul, descarga negativa,
porém pode ser vermelha, neste caso, recebendo carga (Fig.41).
28
Fig.41 – Esquema pictórico do Fogo-deSantelmo. Emanações de elétrons são azuis, em
forma de fogo e recebimento, vermelhos, em
forma de pincel.
Surgem em superfícies metálicas, pontas de árvores coníferas, mastros e
cumes de montanhas pontudas (Fig.42).
Fig. 42 – Esquema pictórico de ocorrências de
Fogo-de-Santelmo. Podem circular, como o
exemplo, em torres metálicas (I, II e III) ou ficar
estáticos (IV).
6.3.3 Sprites e Blue Jets:
Recentemente descobertos, com o advento dos imageadores modernos de
satélites, os Sprites e Blue Jets são descargas que ocorrem do topo da nuvem Cb,
caminhando pela estratosfera, em sentido à ionosfera baixa. Pelo observado até o
presente momento, ocorrem imediatamente após um relâmpago, interno ou na base
da nuvem. Pela coloração, Sprites são vermelhos (devem receber elétrons) e Blue
Jets, como o próprio nome sugere, são azuis e devem emanar elétrons. A aparência
de um Sprite, é literalmente de um espirro, semelhante ao lançar de uma rolha de
garrafa de champagne e o Blue Jet, um espalhamento azul em forma de bolha,
surgindo bem no topo da nuvem Cb (Fig.43).
Fig.43 – Rara fotografia de ocorrência de Sprites com Blue Jets.
29
Para saber mais:
• Os relâmpagos são emanações de elétrons que tentam vencer o isolamento do ar. Para isto, procuram
a menor distância possível e os melhores condutores que encontrarem pelo caminho. Todas as
superfícies pontudas auxiliam nesta tarefa, bem como as que estiverem mais elevadas, em relação ao
redor próximo. Portanto, abrigar-se embaixo de árvores não é uma boa idéia, já que elas serão pontos
favoráveis de indução da carga elétrica;
• O mito de que um relâmpago não cai no mesmo lugar é totalmente falso! Precisamente o oposto, pois
como a área atingida pelo relâmpago está fortemente ionizada, terá preferência em ser atingida pela
próxima descarga;
• O faiscar do relâmpago não é único. Normalmente varia de 1 a 4, com recorde registrado de 16. Na
próxima tempestade, note o cintilar de alguns relâmpagos do tipo Zigue-zague;
• Estando desabrigado, durante uma tempestade, livre-se de objetos metálicos presos ao corpo e
escolha regiões mais baixas para aguardar. Se estiver muito desabrigado, monte seu próprio páraraios e mantenha-se relativamente afastado.
7 – Considerações Finais
Nosso estudo das trovoadas objetivou mostrar a importância deste fenômeno
para a região tropical e sub-tropical do planeta, onde os processos térmicos ocorrem
pela troca de energia na vertical em grandes proporções, por uma entidade que
dissipa a energia recebida pelo Sol, transportando esta carga da superfície para o
topo da troposfera. Em resumo, vimos:
{ A entidade meteorológica que faz esse papel chama-se trovoada, composta pela
nuvem Cumulonimbus (Cb) ou nuvem-mãe. Ela possui um ciclo de vida de três
estágios: Cumulus, Maduro e Dissipativo;
| As trovoadas existem devido a convecção, portanto, são responsáveis pelo
transporte de grande quantidade de energia térmica da superfície para a tropopausa;
} Durante este processo, literalmente fazem a troposfera “borbulhar”;
~ Surgem pela instabilidade da troposfera, com ar quente embaixo e ar frio em
cima. Durante o processo, vão dando estabilidade nesta camada atmosférica e, ao
final, deixam-na totalmente estável, pronta para um novo ciclo;
 A atuação das trovoadas vai se reduzindo, conforme se aumentam os graus de
latitude (Fig.44). Nas latitudes médias e além destas, começam a surgir outros
fenômenos, abordados na aula sobre ciclones extratropicais;
€ Por necessitarem de grandes gradientes térmicos locais para fomentar a
convecção, as trovoadas ocorrem mais, climatologicamente, sobre os continentes do
que sobre os oceanos (Fig.45);
• Uma grande quantidade de energia é transformada em eletrometeoros. Esta
quantificação ainda está em estudo e é desconhecida (Fig.46).
– Os processos de dissipação de energia de uma explosão nuclear, uma pluma de
erupção vulcânica e um Cumulonimbus são idênticos para a troposfera. Só há
mudança no tempo de dissipação, dada a forma como a energia é liberada na
atmosfera (Fig.47).
30
Fig.44 – Exemplo de observações
de trovoadas ao redor do mundo.
Note que o número de ocorrências é
maior
nas
latitudes
baixas,
reduzindo conforme se aumentam as
latitudes. Na faixa tropical do
planeta, a troposfera é muito mais
convectiva. Tais observações são
feitas pelos novos sensores de
relâmpagos
embarcados
nas
plataformas espaciais, como o OTD
(esquerda, abaixo).
Fig.45 – Outro exemplo de
observações de trovoadas,
neste caso, enfatizando o
maior número de ocorrências sobre os continentes. Sensores como o
LIS (abaixo) embarcados
em satélites, são ótimas
ferramentas para localizar
as células de tempestades,
medindo a densidade de
relâmpagos pelo seu brilho.
Elétrica
Mecânica
Entrada de
100 %
de Energia
Térmica
Fig.46 – Esquema pictórico do Balanço de Energia e as transformações ocorridas após a
trovoada. A nuvem Cumulonimbus é um agente que dissipa 100% da entrada de energia inicial
em outras energias, como a térmica (em altos níveis ou outros processos), a mecânica, a elétrica
etc. A quantificação da “fatia do bolo” de cada uma destas transformações é ainda
desconhecida.
31
0,1s
1s
1min
1h
5h
7h
Fig.47 – Esquema pictórico dos processos de dissipação de energia de uma explosão nuclear,
plumas de erupções vulcânicas e um Cumulonimbus. Todos são idênticos para a troposfera,
mudando apenas o tempo de dissipação, dada a forma como a energia é liberada na atmosfera.
Ricardo Augusto Felicio
B.Sc. Meteorologista – USP
M.Sc. Meteorologia Antártica – INPE
Dr. Climatologia Antártica – FFLCH – DGF – USP
Correio eletrônico: [email protected]
Fonte:
Meteorologia Operacional para Pilotos – 2005
Ricardo Augusto Felicio
Registro na Fundação Biblioteca Nacional n. 360.744 livro 666 folha 404
32