Conceitos Meterológicos

De um modo geral, as nuvens se formam a partir da condensação do vapor d'água existente na atmosfera formando gotículas de água. Se a nuvem atingir altitudes maiores, devido à diminuição da temperatura com a altitude, as gotículas de água podem se transformar em gotículas de água super-resfriada, isto é, gotículas no estado líquido a temperaturas inferiores a 0° C, ou mesmo partículas de gelo. As nuvens de tempestade distinguem-se das outras formas de nuvens pelo seu tamanho, pela sua grande extensão vertical, pela presença de gotículas de água super-resfriadas e por apresentarem fortes correntes verticais de ar. O processo de formação das nuvens de tempestade na atmosfera depende basicamente de três fatores: a umidade do ar, o grau de instabilidade vertical da atmosfera, o qual está relacionado à variação de temperatura com a altura, e a existência de mecanismos dinâmicos denominados forçantes.

A umidade está relacionada à quantidade de vapor d’água existente no ar. A umidade pode ser expressa quantitativamente em termos da densidade de vapor d’água, isto é, da massa de vapor d’água por unidade de volume de ar, neste caso denominada umidade absoluta ou, em sua forma mais popular, em termos da razão entre a massa de vapor d’água existente por unidade de massa de ar seco (denominada razão de mistura) e a massa de vapor d’água por unidade de massa de ar seco que existiria se o ar estivesse saturado (denominada razão de mistura de saturação), expressa em porcentagem e denominada umidade relativa. O ar é dito estar saturado quando a pressão associada à massa de vapor d’água é tal que o vapor d’água começa a condensar nas partículas de aerossóis. Esta pressão é denominada pressão de saturação do vapor d’água. A umidade relativa de uma massa de ar saturado é igual a 100 % e indica que a massa de ar contém a máxima massa de vapor d’água que ela pode conter em uma dada temperatura. Na ausência de aerossóis (ou gotículas de água), todavia, a massa de vapor d’água pode ultrapassar este valor máximo. Tem-se então a supersaturação. O ar é dito estar supersaturado. A umidade relativa aumenta e a pressão de saturação do vapor d’água diminui quando se diminui a temperatura do ar.

O grau de instabilidade vertical da atmosfera está associado com a variação vertical da temperatura e representa a capacidade da atmosfera de permitir com que uma parcela de ar sofra deslocamentos na vertical a partir de uma perturbação inicial. Quando uma parcela de ar não saturada sobe na atmosfera sua temperatura diminui a uma taxa constante de aproximadamente dez graus por quilômetro, denominada curva adiabática não saturada. Com a diminuição da temperatura a uma dada altitude a pressão do vapor d’água contido na parcela atinge a pressão de saturação e a parcela torna-se saturada. Esta altitude é denominada nível de saturação.

Desprezando-se os efeitos devidos a supersaturação, este nível coincide com o nível de condensação, e define a altura da base das nuvens. A partir deste nível, a condensação do vapor d’água dentro da parcela libera calor latente aquecendo-a, fazendo com que ela se esfrie mais lentamente. A temperatura da parcela passa então a diminuir com a altura numa taxa que varia com a altura, denominada curva adiabática saturada, podendo ser tão baixa quanto 3 graus por quilômetro. À medida que a parcela sobe, todavia, esta taxa pode voltar a crescer atingindo valores próximos daquele quando a parcela não estava saturada. Quando a parcela atinge o nível de congelamento (correspondente à temperatura de 0° C), as gotículas de água líquida contida nela tendem a congelar. Devido ao pequeno número de núcleos de condensação necessários para que ocorra o congelamento, em geral as gotículas de água permanecem no estado líquido como gotículas de água super-resfriada. Continuando a subir, parte das gotículas vai gradativamente congelando, formando pequenas partículas de gelo. Esta região onde gotículas de água super-resfriadas e partículas de gelo coexistem simultaneamente é denominada de região de fase mista. As gotículas de água super-resfriada que atingirem o nível onde a temperatura é igual a – 40° C, transforma-se instantaneamente em partículas de gelo condensando em íons negativos.

O grau de instabilidade de uma atmosfera pode ser determinado comparando-se o perfil de temperatura da atmosfera com a variação de temperatura que uma parcela de ar sofre ao ascender na atmosfera. Uma atmosfera é dita ser uma atmosfera estável, quando movimentos verticais de uma parcela de ar são inibidos em qualquer altura, isto é, quando uma parcela ao sofrer um deslocamento na vertical a partir de uma perturbação inicial torna-se mais fria do que a atmosfera. Por outro lado, a atmosfera é dita ser uma atmosfera instável quando tais movimentos são permitidos, isto é, para qualquer altitude, a parcela sempre esteja mais quente que a atmosfera. E, finalmente, a atmosfera é dita ser uma atmosfera condicionalmente estável quando tais movimentos são permitidos em determinadas alturas. Freqüentemente a atmosfera apresenta-se como condicionalmente instável, sendo estável nos primeiros quilômetros a partir do solo até uma altitude denominada de nível de convecção livre, e instável a partir deste nível até um determinado nível, denominado nível de equilíbrio, que irá definir o topo das nuvens. Em geral o nível de equilíbrio encontra-se abaixo da tropopausa. A atmosfera também pode se tornar condicionalmente estável devido a inversões. Atmosferas estáveis e instáveis também ocorrem freqüentemente.

A energia necessária que deve ser fornecida a parcela de ar por uma força externa para que ela supere a região estável e atinja o nível de convecção livre é denominada energia de inibição da convecção (CINE), e a energia necessária para que a parcela de ar continue seu movimento de ascensão é denominada energia potencial convectiva disponível (CAPE). A CAPE é proporcional à velocidade das correntes ascendentes de ar dentro da nuvem. Quanto menor for a CINE e maior a CAPE, maior será o grau de instabilidade da atmosfera. O grau de instabilidade da atmosfera também pode ser estimado por outros parâmetros, tais como a temperatura potencial equivalente, a temperatura de bulbo úmido e a temperatura convectiva. Temperatura potencial equivalente é a temperatura que uma parcela de ar teria se toda a sua umidade fosse condensada e o calor latente liberado fosse usado para aquecer a parcela. Temperatura de bulbo úmido é a mais baixa temperatura que uma parcela de ar sob pressão constante pode ser resfriada pela evaporação de água no seu interior, considerando-se que o calor requerido para a evaporação seja proveniente do próprio ar. Temperatura convectiva é a temperatura que uma parcela teria na superfície para que ocorra convecção a partir de uma pequena perturbação. Ela corresponde a uma situação próxima de CINE igual a zero. O grau de instabilidade da atmosfera eleva com o aumento da temperatura potencial equivalente ou da temperatura de bulbo úmido, e com a diminuição da temperatura convectiva. O grau de instabilidade da atmosfera também pode ser estimado a partir da diferença entre a temperatura e a temperatura do ponto de orvalho na superfície. A temperatura do ponto de orvalho é a temperatura que o ar deve ser resfriado para que ocorra a saturação, mantida a pressão e a massa de vapor d’água constante.

As forçantes, por sua vez, atuam de modo a empurrar o ar para cima, fornecendo energia para que ele possa superar a região estável. Exemplos de forçantes são as frentes, as brisas marítimas, os ventos soprando em direção a uma montanha, áreas com convergência horizontal de ventos, as ilhas de calor e as frentes de rajada associadas às tempestades. Frentes são regiões de transição entre duas massas de ar de diferentes densidades, normalmente uma mais quente e úmida do que a outra. Se a massa de ar mais fria move-se de encontro à massa de ar mais quente, a frente é denominada frente fria. No caso oposto, tem-se uma frente quente. Também podem ocorrer frentes estacionárias e frentes que se sobrepõem, denominadas frentes oclusas. Algumas vezes mais de uma forçante pode estar atuando simultaneamente. Uma típica zona de convergência de ventos é a zona de convergência intertropical (ITCZ). A zona de convergência intertropical é uma zona de convergência entre os ventos provenientes de ambos os hemisférios com uma largura de algumas centenas de quilômetros e situada próxima ao equador.

Uma típica nuvem de tempestade contém algo em torno de meio milhão de toneladas de gotículas de água e partículas de gelo de diferentes tamanhos, das quais cerca de somente 20 % atingem o solo sob a forma de chuva. O restante evapora ou fica na atmosfera sob a forma de nuvens. Dentro da nuvem estas partículas tendem a ser levadas para cima por fortes correntes de ar ascendentes com velocidades que variam desde alguns poucos quilômetros por hora até 100 km/h. Ao mesmo tempo, devido à gravidade, elas tendem a cair.

Gotículas de água formadas a partir da condensação do vapor d’água em diferentes núcleos de condensação possuem diferentes tamanhos que variam de uns poucos micrômetros até algumas poucas dezenas de micrômetros. O fato de a pressão de saturação do vapor d’água ser inversamente proporcional ao tamanho (raio de curvatura) da partícula, tende a aumentar estas diferenças de tamanho. Quando largas e pequenas gotículas estão presentes ao mesmo tempo, a pressão do vapor d’água tende a um valor intermediário entre os valores de saturação para cada uma delas, com isto tornando o vapor d’água supersaturado em relação às partículas maiores e não saturado em relação às partículas menores. Conseqüentemente, vapor evapora das partículas menores condensando nas partículas maiores, fazendo com que as últimas cresçam a partir das primeiras. Após a maioria das gotículas atingirem algumas dezenas de micrômetros, estas tendem a crescer por outro processo denominado coalescência. A coalescência ocorre devido ao fato de que gotículas de diferentes tamanhos tendem a cair dentro da nuvem em diferentes velocidades. A velocidade de queda de uma partícula é determinada a partir do equilíbrio entre a ação da gravidade e das forças devido à fricção entre as partículas, e é denominada velocidade terminal. Gotículas maiores tendem a cair mais rápido e com isto coletar as menores ao longo de seu caminho.

A existência de correntes ascendentes faz com que as partículas demorem mais tempo para cair, com isto favorecendo o processo de coalescência. Quanto mais espessa a nuvem e maiores as velocidades das correntes ascendentes, maiores serão as partículas dentro dela. Gotículas de água de até 1000 micrômetros, formadas por coalescência, podem existir dentro das nuvens. Por sua vez, as partículas de gelo formadas a partir da condensação de gotículas super-resfriadas em núcleos de condensação tendem a crescer por deposição, segundo um processo conhecido como processo de Bergeron-Findeisen. Este processo é similar aquele descrito para o crescimento das gotículas de água por diferenças na pressão de vapor de saturação.

Devido ao fato de a pressão de saturação do vapor d’água ser levemente maior para gotículas super-resfriadas do que para partículas de gelo, o vapor evapora das gotículas de água super-resfriadas depositando-se nas partículas de gelo, fazendo com que as últimas cresçam a partir das primeiras formando cristais de gelo. Este processo é mais eficiente em temperaturas próximas a –15° C, onde a diferença entre as pressões de saturação da água super-resfriada e do gelo é maior. Quando o cristal de gelo atinge um tamanho razoável ele cai, e em sua queda pode capturar gotículas super-resfriadas, formando repetidas camadas de gelo em sua superfície (processo denominado de acrescimento), ou outras partículas de gelo (processo denominado agregação), crescendo até formar partículas de gelo maiores com diâmetros de vários centímetros, denominadas de granizo.