MO Cap. 3 — Temperatura

1. Temperatura

A temperatura do ar é o elemento meteorológico mais sentido no dia a dia, mas seu valor num ponto qualquer resulta de vários fatores que agem ao mesmo tempo. Este capítulo mostra como a temperatura é medida, em que escalas é expressa e por que ela varia no espaço e no tempo — do ciclo das estações do ano à oscilação entre o dia e a noite.

Fonte: YNOUE, Rita Yuri; REBOITA, Michelle S.; AMBRIZZI, Tércio; SILVA, Gyrlene A. M. da. Meteorologia: noções básicas. São Paulo: Oficina de Textos, 2017. Cap. 3 — Temperatura.

Edital: Anexo 2-A, Área V (Meteorologia e Oceanografia) — item 16.2 (Temperatura do ar): medição, escalas e os fatores de variação (estações, latitude, altitude, continentalidade, correntes, circulação) e ciclo diurno · Anexo 2-B, Área V, item 2 (Ynoue, livro sem lista de capítulos; escopo fixado pelo 2-A).

O percurso parte dos instrumentos e das escalas, passa pelos sete fatores que controlam a temperatura — estações, latitude, altitude, continentalidade, correntes oceânicas, padrões de circulação e variação da radiação ao longo do dia — e termina no ciclo diurno, em que a temperatura responde à radiação líquida da superfície.

2. Medidas da temperatura

A temperatura do ar é medida com termômetros comuns, de mercúrio ou de álcool, ou com dispositivos elétricos como os termopares. O princípio é a dilatação: ao receber calor o material aumenta de temperatura, dilata-se e ocupa mais volume; ao perder calor, contrai-se. O termômetro comum fornece o valor instantâneo da temperatura.

A leitura precisa respeitar a curvatura do líquido. No termômetro de mercúrio o olhar deve coincidir com a linha tangente à parte superior do menisco, porque o menisco do mercúrio é convexo; no de álcool, com a linha tangente à parte inferior, porque o menisco do álcool é côncavo.

2.1 Termômetros de máxima, de mínima e termógrafo

Para registrar os extremos de um dia, usam-se dois instrumentos. O termômetro de máxima é de mercúrio e tem, próximo ao bulbo, um estrangulamento que deixa o mercúrio passar quando ele se expande (temperatura subindo), mas impede o retorno quando a temperatura cai. Assim, ele guarda a maior temperatura desde a última leitura; depois de lido, é agitado para forçar o mercúrio de volta ao bulbo.

O termômetro de mínima é de álcool e traz, imersa na coluna, uma pequena peça em forma de halter chamada índice. Quando a temperatura cai, o álcool se contrai em direção ao bulbo e arrasta o índice com o menisco; quando sobe, o álcool se expande e passa pelo índice, deixando-o para trás. A leitura é feita na extremidade do halter mais distante do bulbo, que marca a menor temperatura. Depois inclina-se o termômetro para o índice deslizar de volta até o menisco.

Ambos ficam à sombra, a 1,5 m de altura do solo, dentro do abrigo meteorológico pintado de branco, parte das estações convencionais de superfície (detalhadas no Cap. 7). A média do dia corresponde à média entre as temperaturas máxima e mínima.

O registro contínuo da temperatura é feito pelo termógrafo. O mais comum é o bimetálico: seu sensor é uma lâmina formada pela junção de dois metais com coeficientes de dilatação diferentes, que muda de curvatura quando a temperatura varia. Acoplado a um sistema de alavancas, uma caneta e um tambor rotativo, ele desenha a variação no termograma.

2.2 Sensação térmica e índice de desconforto

A temperatura sentida pelos organismos vivos pode diferir da medida no ambiente — é a sensação térmica, que depende do isolamento (vestimenta), de fatores fisiológicos (atividade, idade, saúde) e de fatores atmosféricos (radiação solar, umidade relativa e vento). Quando o ar está úmido, a evaporação do suor fica limitada e o corpo se resfria menos; quando está seco, o suor evapora mais e a pele esfria mais rápido. Ventos fortes aumentam a evaporação e também ajudam a resfriar o organismo.

Há vários modos de quantificar o conforto humano. Para regiões tropicais, onde o vento costuma ser fraco, usa-se o índice de desconforto (ID) de Thom e Bosen (1959), que considera apenas a temperatura e a umidade:

Aqui $T_s$ é a temperatura de bulbo seco (a temperatura do ar) e $T_u$ é a de bulbo úmido (medida com o bulbo do termômetro envolto numa gaze umedecida). A diferença entre as duas se relaciona com a umidade relativa: quanto menor a diferença, maior a umidade relativa (assunto aprofundado no Cap. 4). A leitura do índice é direta:

Há outros índices, como o de conforto térmico, que ainda levam em conta a velocidade do vento.

3. Fatores que influenciam a temperatura

Sete fatores controlam a temperatura do ar no espaço e no tempo: as estações do ano, a latitude, a altitude, a continentalidade, as correntes oceânicas, os padrões de circulação atmosférica e a variação da radiação ao longo do dia. Os seis primeiros são tratados a seguir; o último abre a seção 4.

3.1 Estações do ano

A Terra completa uma volta ao redor do Sol — o movimento de translação — em 365,25 dias, sobre um plano chamado plano da eclíptica. As estações existem porque o eixo de rotação da Terra está inclinado cerca de 23,5° em relação à vertical desse plano. Como a inclinação se mantém ao longo de toda a órbita, durante seis meses o hemisfério Norte recebe mais energia solar que o Sul e, nos outros seis, ocorre o inverso — é isso, e não a distância até o Sol, que produz as estações.

O movimento de rotação, em torno do eixo que liga os polos Norte e Sul, gira de oeste para leste e gera a sucessão de dias e noites e o movimento aparente do Sol e das estrelas. Visto do espaço sobre o polo Norte, esse giro é anti-horário; visto sobre o polo Sul, é horário. Para um observador na superfície com o norte à frente, o Sol parece deslocar-se da direita (leste) para a esquerda (oeste).

A altura do Sol — o ângulo entre os raios solares e o plano do horizonte — comanda boa parte dessa variação. Logo após o nascer do Sol a altura é pequena, os raios chegam muito inclinados e a mesma energia se espalha por uma área grande, então a temperatura é mais baixa. Ao meio-dia o Sol atinge a altura máxima, os raios formam com o zênite o menor ângulo do dia e a energia se concentra numa área menor, elevando a temperatura — embora o pico de aquecimento do dia ainda não ocorra nesse instante (ver seção 4). Ao pôr do Sol os raios voltam a incidir oblíquos e a temperatura cai; à noite, sem radiação solar e com a Terra perdendo energia para o espaço, ela diminui gradualmente.

O dia solar e o período de rotação

O dia solar é o intervalo entre dois meios-dias solares (passagens do Sol pela altura máxima) e dura, por definição, 24 horas. Já o período de rotação da Terra é um pouco menor: 23 h 56 min 4 s. A diferença existe porque, enquanto gira, a Terra também avança na órbita: depois de uma rotação completa, são necessários mais 3 min 56 s para o Sol voltar à mesma posição no céu. Por isso o dia solar é ligeiramente mais longo que o período de rotação.

A translação dura 365 dias e 6 horas; o acúmulo dessas 6 horas a cada quatro anos (4 × 6 h = 24 h) cria o ano bissexto. A órbita é uma elipse pouco achatada, com o Sol num dos focos, de modo que a distância Terra-Sol varia ao longo do ano: o ponto mais próximo, o periélio (147 000 000 km), ocorre por volta de 4 de janeiro, e o mais distante, o afélio (152 000 000 km), por volta de 4 de julho. Como o periélio cai no verão do hemisfério Sul, fica claro que a distância não explica as estações.

Equinócios e solstícios (hemisfério Sul)

No equinócio, o dia e a noite têm 12 horas em todo o planeta; quem está no equador vê o Sol a pino ao meio-dia, e nas demais latitudes a inclinação do Sol em relação ao zênite ao meio-dia é igual à própria latitude do lugar. No solstício, a diferença entre dia e noite é máxima.

No solstício de verão austral, quem estiver acima de 66,5° S (Círculo Polar Antártico) tem o Sol acima do horizonte nas 24 horas (Sol da meia-noite), enquanto acima de 66,5° N (Círculo Polar Ártico) a noite dura 24 horas. O movimento aparente do Sol nasce exatamente a leste e se põe exatamente a oeste apenas nos equinócios — só nesses dias o período diurno iguala o noturno. Fora deles, a altura do Sol num mesmo horário muda dia a dia: é maior perto do solstício de verão e menor perto do de inverno. Depois do equinócio de outono o Sol nasce cada vez mais a sudeste e mais cedo; depois do de primavera, cada vez mais a nordeste e mais tarde.

A variação espacial da temperatura no globo costuma ser mostrada por isotermas — linhas que ligam pontos de igual temperatura. De modo geral, há menor variação perto do equador e maior em direção aos polos; as temperaturas diminuem do equador para os polos e são mais altas no hemisfério onde é verão e mais baixas no hemisfério onde é inverno.

3.2 Latitude

A inclinação do eixo da Terra faz a energia solar que chega a cada latitude variar ao longo do ano. Entre o equador e os trópicos, essa variação e a duração do dia claro mudam pouco. Quanto maior a latitude, maiores as variações da altura do Sol entre verão e inverno: no verão os dias ficam mais longos e as noites mais curtas; no inverno, o contrário. Mais radiação disponível significa maior chance de temperaturas altas.

As capitais brasileiras ilustram bem o efeito. Natal (RN), a cerca de 5° S, varia pouco — de 27 °C em fevereiro a 24,5 °C em julho. A variação cresce com a latitude: Vitória (ES), a 20° S, vai de 26,9 °C a 21,7 °C; São Paulo (SP), a 23,5° S, de 22,4 °C a 15,8 °C; e Porto Alegre (RS), a 30° S, tem a maior amplitude, de 24,7 °C em fevereiro a 14,3 °C em junho. No verão de Porto Alegre a radiação incide mais inclinada que em São Paulo, mas o dia claro é mais longo, o que eleva as temperaturas — mostrando que a latitude age junto com outros fatores, como altitude, continentalidade e circulação.

3.3 Altitude

A altitude é a altura de um local em relação ao nível médio do mar (NMM). Na troposfera a temperatura cai com a altura, em parte porque a densidade da atmosfera — o número de moléculas de gás — diminui. Logo, quanto maior a altitude, menor a temperatura. A taxa de variação numa atmosfera padrão é de cerca de −6,5 °C/km.

Brasília (15,8° S, altitude 1 159 m) e Cuiabá (MT) (15,5° S, altitude 151 m) estão quase na mesma latitude, mas Brasília fica quase 1 km mais alta. Só pela taxa vertical, esperaria-se uma diferença de cerca de 6,5 °C; na prática, a média anual de Brasília é 21,2 °C e a de Cuiabá, 25,6 °C — diferença de 4,4 °C. A maior parte vem da altitude, mas os padrões de circulação atmosférica e circulações locais também contam.

3.4 Efeito da continentalidade

A continentalidade traduz a diferença entre o comportamento térmico de continentes e oceanos numa mesma latitude: no inverno os continentes são mais frios que os oceanos e, no verão, mais quentes. A causa está em que a atmosfera é aquecida de baixo para cima, a partir das camadas próximas à superfície, então o tipo de superfície define a temperatura do ar.

Os continentes têm capacidade térmica menor que a da água, por isso aquecem e resfriam mais depressa. A água tem calor específico — calor necessário para elevar 1 °C uma massa de 1 g — muito maior que o da terra, o que torna suas variações de temperatura menores. Outros motivos reforçam isso: a água é relativamente transparente e deixa a radiação penetrar até profundidades consideráveis, enquanto a terra é opaca e absorve só nos primeiros centímetros; parte do calor sobre a água é gasto na evaporação; e a água, por ser fluido, mistura-se na horizontal e na vertical, redistribuindo a energia. O resultado é que a variação da temperatura do ar é maior sobre a terra e menor sobre a água.

3.5 Correntes oceânicas

As correntes oceânicas são movimentos quase horizontais das águas do oceano, produzidos pela ação dos ventos na superfície do mar. Assim como os ventos na atmosfera, transferem grandes quantidades de calor das áreas equatoriais para os polos e têm papel importante no clima global, sobretudo nas regiões costeiras; além disso, influenciam a circulação atmosférica (e vice-versa) e afetam temperatura, nebulosidade e precipitação.

As correntes quentes transportam calor em direção aos polos e costumam correr no setor oeste dos oceanos, a leste dos continentes — caso da corrente do Brasil, no Atlântico. Por aumentarem a evaporação, são fonte importante de umidade. Já as correntes frias normalmente correm em direção ao equador no setor leste dos oceanos, à margem oeste dos continentes — caso da corrente do Peru (ou de Humboldt) e da corrente da Califórnia, no Pacífico. Elas favorecem nuvens baixas do tipo stratus, que podem virar nevoeiro no litoral, e tendem a reduzir a precipitação.

O efeito aparece ao comparar Lima (Peru) e Maceió (AL), quase na mesma latitude: a capital peruana é mais fria, por causa da altitude (Lima a 150 m, Maceió ao NMM) e da corrente do Peru, que leva águas frias ao Pacífico tropical leste.

Além das correntes superficiais, há uma circulação mais lenta movida por diferenças de temperatura e de salinidade da água, a circulação termohalina — também chamada circulação do oceano profundo (ou abissal) ou Circulação de Revolvimento Meridional. Em algumas áreas, em geral no inverno, o resfriamento ou a evaporação tornam a água da superfície mais densa, a ponto de afundar; isso ocorre sobretudo no Atlântico Norte e perto da Antártica. A água densa que afunda espalha-se pelo fundo e volta lentamente à superfície, formando um cinturão global de transporte e mistura que carrega calor e influencia o clima regional. Onde a água afunda, em altas latitudes, o oceano libera calor para a atmosfera, tornando o ar mais ameno do que seria.

3.6 Padrões de circulação atmosférica

Nos trópicos a superfície recebe mais radiação do que perde; nos polos, perde mais do que recebe. Para que o equador não esquente sem parar e os polos não esfriem sem parar, o calor precisa ser transportado dos trópicos para os polos, e o ar frio dos polos para o equador. Esse aquecimento desigual da superfície — entre polos e equador, e entre terra e mar — gera os movimentos de ar que formam os padrões de circulação atmosférica em larga escala, com variações sazonais (detalhados no Cap. 8). São eles que definem os padrões climáticos.

Perto do equador atua a Zona de Convergência Intertropical, com faixas de nebulosidade o ano todo: nuvens espessas barram a radiação solar (esfriando o ar), mas absorvem bem a radiação terrestre (impedindo resfriamento intenso). Por volta de 30° em cada hemisfério o céu tende a ser mais limpo, o que faz as maiores temperaturas da superfície ocorrerem não no equador, mas nos subtrópicos, nas regiões desérticas. Nas latitudes médias, entre 45° e 60°, massas de ar quente e frio se sucedem, acompanhadas de frentes frias e quentes; a entrada de uma massa de ar frio pode derrubar a temperatura bruscamente, queda que se intensifica se não houver nebulosidade — como no inverno das regiões Sul, Sudeste e Centro-Oeste do Brasil. Ventos locais, como as brisas terrestre, marítima, de vale e de montanha, alteram a temperatura em prazos mais curtos (também no Cap. 8).

4. O ciclo diurno da temperatura

O ciclo diurno da temperatura acompanha a variação da radiação ao longo das 24 horas. Depois do pôr do Sol, num dia limpo e com pouco vento, ocorre o resfriamento radiativo da superfície: a temperatura cai durante a madrugada e a mínima ocorre próximo ao nascer do Sol. Com o aquecimento solar, ela volta a subir.

O ponto-chave é que a temperatura do ar responde à radiação líquida — a diferença entre a radiação solar incidente e a radiação terrestre emitida —, e não diretamente à radiação solar. Ao meio-dia solar o Sol atinge a altura máxima e a superfície recebe a maior quantidade de energia do dia; mesmo assim, a temperatura máxima do ar só ocorre algumas horas depois. Enquanto a radiação líquida é positiva (o Sol entrega mais do que a Terra perde) — entre o nascer do Sol e cerca das 15 h —, a temperatura sobe; a partir do momento em que a radiação líquida fica negativa, ela cai.

Os mesmos fatores que controlam as estações também afetam o ciclo diurno, mas este é muito mais curto. A amplitude térmica diurna — diferença entre as temperaturas máxima e mínima do dia — depende da variação da altura do Sol e pode ser grande: nos trópicos (latitudes baixas) costuma ser maior que o contraste entre inverno e verão, ao contrário das latitudes altas.

Vários fatores modulam essa amplitude:

Por fim, o tipo de cobertura é decisivo: regiões muito florestadas recebem menos radiação na superfície e ficam mais amenas de dia, mas a evapotranspiração das plantas mantém as noites e madrugadas mais quentes do que em locais com poucas árvores. O próximo capítulo trata da umidade do ar, intimamente ligada a essas trocas de calor e à temperatura.