MO Cap. 5 — Estabilidade, nuvens e precipitação

1. Estabilidade da atmosfera

Este capítulo trata da estabilidade da atmosfera e do modo como ela governa a formação das nuvens e da precipitação. Fisicamente, estabilidade é a tendência de um corpo de voltar à posição inicial depois de deslocado. No ar, ela é decidida pela diferença entre a temperatura de uma parcela de ar e a temperatura do ambiente ao seu redor — diferença que comanda tanto a formação de nuvens quanto a dispersão de poluentes.

Fonte: YNOUE, Rita Yuri; REBOITA, Michelle S.; AMBRIZZI, Tércio; SILVA, Gyrlene A. M. da. Meteorologia: noções básicas. São Paulo: Oficina de Textos, 2017. Cap. 5 — Estabilidade, nuvens e precipitação.

Edital: Anexo 2-A, Área V (Meteorologia e Oceanografia) — item 16.8 (Nebulosidade) e 16.9 (Nuvens): estabilidade estática da atmosfera (parcela × ambiente, TVVTA, adiabáticas seca e úmida), mecanismos de levantamento do ar e tipos de nuvem; item 16.10 (Precipitação): crescimento das gotículas por condensação e por colisão e coalescência, processo de Bergeron e medidas de precipitação; em continuidade ao item 16.7 (Condensação) · Anexo 2-B, Área V, item 2 (Ynoue, livro sem lista de capítulos; escopo fixado pelo 2-A).

A temperatura de uma parcela pode variar de duas maneiras: trocando calor com o ambiente (processo diabático) ou sem trocar calor algum (processo adiabático). Para chegar lá, o capítulo recorre a dois pilares da Física — a lei dos gases ideais e a primeira lei da termodinâmica — e depois aplica-os à subida do ar, aos mecanismos que forçam essa subida e às três condições de estabilidade estática.

1.1 Lei dos gases ideais

Pressão, volume e temperatura de qualquer material se relacionam por uma equação de estado. Os gases atmosféricos obedecem, com boa aproximação, à lei dos gases ideais, ponto de partida da maior parte dos estudos em Meteorologia:

Aqui $p$ é a pressão (Pa), $V$ o volume (m³), $m$ a massa (kg), $T$ a temperatura absoluta (K) e $R$ a constante do gás para 1 kg. Como a densidade é $\rho = m/V$, a mesma lei se escreve em função de $\rho$:

E, para uma unidade de massa ($m = 1$ kg), aparece o volume específico $\alpha = 1/\rho$, que é o volume ocupado por 1 kg de gás a dada pressão e temperatura:

1.2 Primeira lei da termodinâmica

A primeira lei da termodinâmica nasce da conservação de energia: a energia não se cria nem se destrói, transforma-se. Aplicada a uma parcela de ar, ela diz que o calor adicionado se reparte em duas parcelas — uma realiza trabalho, a outra muda a temperatura:

Nessa expressão, $\Delta H$ é a variação de calor do sistema (positiva ao adicionar, negativa ao subtrair), $P$ é a pressão atmosférica, $\Delta\alpha$ é a variação de volume (positiva na expansão, negativa na compressão), $c_V$ é o calor específico do ar a volume constante e $\Delta T$ é a variação de temperatura. O termo $P\,\Delta\alpha$ é o trabalho da parcela contra o ambiente: ao se expandir, ela realiza trabalho (positivo); ao se contrair, o ambiente realiza trabalho sobre ela (negativo). Já $c_V\,\Delta T$ é a variação da energia interna, ou seja, o quanto a temperatura sobe ou desce.

A ligação com o Cap. 4 é direta: uma parcela satura adicionando vapor ou perdendo temperatura, e o caminho mais comum na formação de nuvens é o resfriamento da parcela até o ponto de orvalho ou de congelamento — daí a importância da Eq. 5.4. Esse resfriamento pode vir por dois processos: o diabático e o adiabático.

Processos diabáticos

Nos processos diabáticos há fornecimento ou remoção de calor da parcela. Uma panela de água sobre a chama aquece por condução — processo diabático. Na atmosfera, o ar polar continental que avança sobre o oceano mais quente é aquecido por condução vinda da superfície do mar; o ar que passa sobre uma superfície mais fria, ao contrário, perde calor e esfria. Também são diabáticas a perda de calor por evaporação (ou o ganho por condensação) e a perda por emissão de radiação (ou o ganho por absorção). Na primeira lei, esse calor trocado é o termo $\Delta H$.

Processos adiabáticos

Nos processos adiabáticos a temperatura da parcela muda sem qualquer troca de calor com o ambiente. É o caso especial em que $\Delta H = 0$, e a primeira lei se reduz a:

Lendo o sinal: se a parcela se expande ($\Delta\alpha > 0$), sua temperatura cai ($\Delta T < 0$); se ela se contrai ($\Delta\alpha < 0$), sua temperatura sobe ($\Delta T > 0$). A formação de nuvens é o exemplo clássico. Quando a parcela sobe, a pressão do ambiente diminui; admite-se que a pressão interna se ajusta na hora, então o volume aumenta (lei dos gases) e, pela primeira lei, a temperatura dentro da parcela cai.

Para uma parcela seca, essa queda obedece a uma taxa fixa — cerca de 1 °C a cada 100 m de subida. Essa é a taxa adiabática seca, símbolo $\Gamma_d$ ($d$ de dry, seco):

Um exemplo numérico fixa a ideia: uma parcela a 1 000 m com 10 °C, levantada adiabaticamente até 2 000 m, sobe 1 000 m e perde 10 °C, chegando a 0 °C. No sentido inverso, uma parcela a -10 °C a 3 000 m, baixada até 2 000 m, é comprimida e aquece para 0 °C.

Se a parcela contiver vapor d'água e for resfriada até o ponto de orvalho ou de congelamento, atinge a saturação e o vapor começa a passar para líquido ou sólido. A altitude em que isso acontece chama-se nível de condensação por levantamento (NCL). A partir do NCL, a condensação libera calor dentro da parcela, que se aproveita dele para esfriar mais devagar. Essa taxa menor — válida para a parcela saturada — é a taxa adiabática úmida (mais precisamente pseudoadiabática), símbolo $\Gamma_w$ ($w$ de wet, úmido). Ela não é constante (varia com a temperatura), mas adota-se um valor médio:

1.3 Mecanismos de levantamento do ar

Para uma parcela esfriar adiabaticamente e formar nuvem, antes ela precisa ser erguida. Há quatro mecanismos responsáveis pelo levantamento do ar.

No levantamento orográfico, ao descer a sotavento (lado oposto ao vento) o ar fica mais seco e mais quente do que era; pode fluir por centenas de quilômetros e formar nuvens lenticulares a sotavento das montanhas.

No levantamento frontal, o ar quente erguido produz nuvens do tipo cumulus e cumulonimbus. Os nomes vêm do latim: cumulus significa aglomerado e nimbus, chuva forte.

1.4 Estabilidade estática

A estabilidade estática mede o destino de uma parcela em ascensão comparando sua temperatura com a do ambiente no mesmo nível. Se a parcela que sobe fica mais fria que o ambiente, é mais densa, tende a descer e voltar à origem — atmosfera estável. Se fica mais quente, é menos densa, tende a continuar subindo e se afastar — atmosfera instável.

Para julgar isso, comparam-se duas taxas: a TVVTA — taxa de variação vertical da temperatura ambiente, o perfil real medido por radiossondagem — e a taxa da própria parcela, que é a adiabática seca (parcela não saturada) ou a adiabática úmida (parcela saturada). Atenção ao sinal: todas as taxas são negativas (a temperatura cai com a altura), então "menor" quer dizer "cai mais rápido". Daí saem três condições, mais a atmosfera neutra.

Atmosfera absolutamente instável

Ocorre quando a parcela, depois de erguida, fica sempre mais quente que o ambiente — seja ela seca ou saturada. Acontece quando a TVVTA cai mais rápido do que as duas adiabáticas:

Com TVVTA de -11 °C/1 000 m, a parcela seca (resfriando a -10 °C/1 000 m) e a parcela saturada (a -6 °C/1 000 m) ficam sempre mais quentes que o ambiente: menos densas, sofrem empuxo e sobem cada vez mais.

Atmosfera absolutamente estável

É o oposto: com TVVTA de -4 °C/1 000 m, tanto a parcela seca quanto a saturada terminam mais frias (mais densas) que o ambiente e tendem a descer, voltando ao ponto inicial. A condição é a TVVTA cair mais devagar que as duas adiabáticas:

Atmosfera condicionalmente instável

É a situação mais comum e depende da saturação. Uma parcela não saturada forçada a subir esfria pela adiabática seca e, nos primeiros quilômetros, pode ficar mais fria que o ambiente — portanto estável. Mas, ao continuar subindo, ela atinge a saturação; a condensação libera calor latente, ela passa a esfriar pela adiabática úmida (mais devagar) e pode tornar-se mais quente que o ambiente — então instável. Daí o nome: a instabilidade fica condicionada a a parcela saturar. A condição é a TVVTA ficar entre as duas adiabáticas:

Há ainda a atmosfera neutra: a parcela, ao subir ou descer, tem sempre a mesma temperatura do ambiente, sem tender a se afastar nem a voltar. Isso ocorre quando a TVVTA iguala a adiabática seca (parcela não saturada) ou a adiabática úmida (parcela saturada).

2. Nuvens

Reunindo o que já foi visto: para formar nuvem são necessários três ingredientes — um mecanismo de levantamento, parcelas de ar instáveis em ascensão e transporte de umidade. Dadas essas condições, o vapor condensa e a nuvem aparece. As nuvens assumem muitos formatos, tamanhos e alturas, mas quase sempre se limitam à troposfera, e podem conter gotas de água líquida, cristais de gelo ou ambos.

2.1 Tipos de nuvem

O sistema clássico de classificação se baseia na forma e usa quatro categorias de base, todas com nomes latinos:

As nuvens também se classificam pela altura da base, e os nomes podem combinar as categorias acima, recebendo abreviaturas padronizadas:

A altura da base muda com a latitude, porque a troposfera é mais espessa nos trópicos e mais rasa nos polos. A tabela abaixo dá as faixas típicas em cada região.

3. Precipitação

Uma nuvem é um conjunto de gotículas d'água ou cristais de gelo (ou ambos) em suspensão. As gotículas de nuvem têm diâmetro médio de apenas 0,02 mm; só viram chuva quando ganham massa suficiente para vencer a força de flutuação térmica que as sustenta no ar. Há dois processos que fazem a gotícula crescer: por condensação e por colisão e coalescência.

3.1 Crescimento por condensação

Tudo começa com o resfriamento adiabático da parcela ascendente, que satura e condensa o vapor — primeiro sobre os núcleos de condensação, depois sobre a própria gotícula. Esse processo, porém, só faz a gotícula chegar a um raio de cerca de 20 µm (micrômetros), insuficiente para a precipitação, que exige gotas com diâmetro acima de 1 mm. Por si só, portanto, a condensação não produz chuva: gera apenas gotículas pequenas demais para cair.

3.2 Crescimento por colisão e coalescência (nuvens quentes)

A maioria das nuvens baixas dos trópicos são nuvens quentes: têm topo com temperatura acima de 0 °C. Nelas, o crescimento vem da colisão e coalescência. As gotas dentro da nuvem têm tamanhos diferentes e, por isso, velocidades terminais (de queda) diferentes — uma gota grande cai mais rápido que uma pequena. Ao cair, a gota maior alcança e colide com as menores; após a colisão elas normalmente se juntam, formando uma gota ainda maior. Esse "juntar-se" é a coalescência.

3.3 Nuvens frias e mistas — processo de Bergeron

A maioria das nuvens médias e altas tem topo abaixo de 0 °C — são as nuvens frias, compostas de cristais de gelo e/ou gotas líquidas super-resfriadas. Algumas têm temperatura abaixo de 0 °C só na parte superior: gotas líquidas embaixo, gotas super-resfriadas e cristais de gelo no meio, e apenas cristais de gelo no topo — são as nuvens mistas (um cumulonimbus, por exemplo). O crescimento nessas nuvens foi descrito pelo meteorologista Tor Bergeron (1891-1977) e leva o seu nome.

O processo de Bergeron explora uma assimetria: para uma mesma temperatura, a pressão de vapor de saturação sobre o gelo é menor do que sobre a água. Assim, num ambiente com cristal de gelo ao lado de gota super-resfriada, se há vapor suficiente para a gota não evaporar, há vapor mais que suficiente para se depositar sobre o cristal. Quando o vapor se deposita (ressublimação), a pressão de vapor ao redor cai; essa queda faz a gota super-resfriada evaporar, e o vapor liberado vai se depositar de novo no cristal. O cristal cresce enquanto a gota encolhe; ao crescer, ganha velocidade de queda e colide com outras gotas e cristais, aumentando ainda mais.

3.4 Medidas de precipitação

A quantidade e a distribuição das chuvas definem se o clima de uma região é seco ou úmido e, junto com a temperatura, determinam a vegetação natural. A chuva é medida pontualmente em estações meteorológicas (automáticas ou convencionais) com o pluviômetro, que existe em vários formatos e sistemas de registro.

A unidade da chuva é a altura pluviométrica ($h$), em geral em milímetros (em alguns países usa-se a polegada: 1 mm = 0,039 in). Ela é a razão entre o volume precipitado e a área de captação:

O significado prático é simples: 1 L de água espalhado por 1 m² forma uma lâmina de 1 mm de altura. Ou seja, 1 mm = 1 L/m². Se um pluviômetro coletar 52 mm, isso equivale a 52 L por metro quadrado:

O pluviômetro padrão da rede brasileira é o Ville de Paris. Há modelos mais baratos em plástico rígido, voltados ao monitoramento de chuvas em propriedades agrícolas; por terem área de captação menor, são menos duráveis e menos precisos que o padrão. A área de captação mínima recomendável é de 100 cm².

O capítulo seguinte passa à pressão atmosférica e aos ventos — as grandezas que põem em movimento as massas de ar cuja subida, vista aqui, dá origem às nuvens e à chuva.