CALOR E TEMPERATURA
Durante as tempestades
torna-se patente a existência da enorme quantidade de energia presente na
atmosfera. Esta energia manifesta-se também quando extensas correntes de ar
varrem continentes e oceanos. Praticamente toda esta energia vem do Sol, sob a
forma de radiação electromagnética. As quantidades recebidas do interior quente
do globo terrestre e provenientes das estrelas são desprezáveis.
Vejamos então o que acontece à radiação solar quando entra na
atmosfera e consideraremos também alguns dos
processos de troca de calor que se verificam no sistema
atmosfera/litosfera.
A radiação
solar. De
toda a radiação solar que atinge o globo terrestre, 99% está contida no grupo de
comprimentos de onda entre 0,15m 4,0m
(1m=10-6 m). Desta radiação, 9% está na
região do ultravioleta, 45% na da radiação visível e 46% na do infravermelho, do
espectro electromagnético.
Em média, só cerca de 47% da
radiação proveniente do Sol é realmente absorvida pela superfície do globo. A
restante radiação é afectada por três processos atmosféricos - absorção,
reflexão e difusão. A maior parte da radiação ultravioleta é absorvida pelo
ozono existente na atmosfera.
O vapor de água é o único
gás que absorve uma grande parte da radiação visível. As nuvens e a poeira, no
entanto, absorvem quantidades variáveis, de acordo com as condições
predominantes.
Quando há nebulosidade,
grande parte da radiação solar pode ser reflectida pelos topos das nuvens e
regressar ao espaço exterior. Parte da radiação que atinge a superfície do globo
é também reflectida.
A razão existente entre a
radiação solar e celeste reflectida pela radiação que atinge uma determinada
superfície chama-se albedo. Isto
é:
Assim, existem superfícies
que têm um albedo maior do que outras. A neve, por exemplo, apresenta valores de
albedo entre 0,8m quando é recente e
0,5m quando é velha e suja,
Também as nuvens de grande desenvolvimento vertical (como os Cumulonimbos)
reflectem cerca de 80% da energia recebida, enquanto que outras superfícies
terrestres tais como florestas, campos lavrados, etc., apresentam valores entre
0,1 e 0,2. A água dos oceanos, rios e lagos, quando em situações de calmaria,
absorve grande percentagem da radiação recebida, quando o Sol está alto e
reflecte a maior parte, quando o Sol está baixo no horizonte.
A radiação solar pode também
ser difundida, em todas as direcções, por gases e partículas existentes na
atmosfera. Parte desta radiação dispersa perde-se no espaço exterior, mas alguma
ainda consegue atingir a superfície do globo. A radiação solar que atinge
indirectamente o globo chama-se radiação difusa.
A radiação total proveniente
do Sol que atinge a superfície do globo consiste, portanto, em radiação directa
e radiação difusa e é conhecida por radiação solar global.
A radiação
terrestre. A radiação de pequeno comprimento de
onda proveniente do Sol, que é absorvida pela superfície do globo, converte-se
em energia calorifica. A temperatura média junto à superfície do globo é de
cerca de 15º C. Este valor é, evidentemente, muito inferior ao da temperatura da
fotosfera solar, que é de cerca de 6000º C. Em resultado deste facto, o globo
terrestre emite radiação de grande comprimento de onda, principalmente entre
4,0m e 80m
(1m=10-6
m). Esta radiação é conhecida
por radiação terrestre.
É no comprimento de onda de
aproximadamente 10m que o globo irradia energia mais intensamente. Esta
radiação é, portanto, mais de tipo infravermelho do que visível. Deste modo,
difere da radiação solar cujo máximo de intensidade se encontra a cerca de 0,5m, na região da radiação
visível.
As substâncias que só absorvem pequenas
quantidades de radiação solar tornam-se bons absorventes e emissores da radiação
de grande comprimento de onda da Terra. Cada gás atmosférico é um absorvente
selectivo da radiação terrestre. Absorve alguns comprimentos de onda, mas é
transparente em relação a outros. Por exemplo, o ozono absorve a radiação
ultravioleta.
O vapor de água e o dióxido
de carbono são importantes absorventes da radiação terrestre. Entre eles absorvem a maior parte dos
comprimentos de onda da radiação de grande comprimento de onda da Terra. No
entanto, a radiação terrestre pode atravessar o vapor de água e o dióxido de
carbono nos comprimentos de onda compreendidos entre cerca de 8m e l3m. É a chamada "janela
atmosférica".
Quando se verifica a
presença de nuvens, estas são absorventes ainda mais eficientes da radiação de
grande comprimento de onda. Reflectem quantidades desprezáveis de radiação
terrestre em contraste com a sua apreciável capacidade de reflexão da radiação
solar.
A absorção da radiação
terrestre aquece o vapor de água, o dióxido de carbono e as nuvens da atmosfera.
Em resultado desse aquecimento aquelas substâncias emitem, elas próprias,
radiação de grande comprimento de onda. Parte desta energia é devolvida á
superfície do globo que, portanto, recebe tanto a radiação de pequeno
comprimento de onda proveniente do Sol, como a radiação de grande comprimento de
onda proveniente da atmosfera.
Quando o céu não está
encoberto, parte da radiação terrestre escapa-se pela "janela da atmosfera". No
entanto, quando o céu está nublado, parte da radiação de grande comprimento de
onda é absorvida pelo vapor de água e pelas nuvens, retransmitida para o espaço
exterior e para a camada atmosférica sob as nuvens, criando assim o "efeito de
estufa".
Durante a noite cessa a
recepção de radiação solar, mas os outros processos continuam. Há, portanto, uma perda de energia para o espaço durante
a noite, em contraste com o nítido
ganho que se verifica durante o dia.
Outros processos de troca de
energia. A
troca de calor entre a superfície do globo e a atmosfera não ocorre somente
através da radiação. Estão também envolvidos os processos de condução e de
convecção.
No processo de condução o
calor passa de um corpo mais quente para outro mais frio, sem que haja
transferência de matéria. Os choques moleculares que se produzem quando as
moléculas de movimentos mais rápidos, que se encontram a uma temperatura mais
elevada, colidem com as moléculas mais lentas, que se encontram a uma
temperatura mais baixa, traduzem-se por uma aceleração destas últimas.
Os gases são maus condutores
de calor. Por isso, a condução só é importante na transferência de calor para
camadas de ar extremamente finas, que estejam em contacto directo com a
superfície terrestre. Estas camadas têm geralmente poucos centímetros de
espessura e, acima delas, a transferência de calor por condução é
desprezável.
A convecção é o processo
mais importante de transferência de energia calorífica na atmosfera. Neste
processo, é o próprio corpo portador de calor que se desloca de um local para
outro. Devido ao aquecimento da atmosfera, geram-se nela diferenças de pressão.
Como consequência, o ar quente é obrigado a subir e o ar frio desce para o
substituir. Ocorrem, portanto, correntes de convecção e o ar mistura-se
completamente.
Os meteorologistas fazem uma
distinção entre o calor sensível, isto é, que pode ser sentido, em contraste com
o calor latente, que não pode ser directamente sentido. O calor latente ou
"calor escondido" é o calor acrescentado a uma substância, quando esta passa do
estado sólido ao líquido ou do líquido ao gasoso, sem alteração de
temperatura.
As correntes de convecção da
atmosfera não se limitam a transportar calor sensível para altitudes elevadas,
também transferem para essas altitudes o calor latente armazenado no vapor de
água. Este calor latente entra na atmosfera quando a água se evapora da
superfície do globo e é libertado, mais tarde, nas camadas superiores quando o
vapor de água se condensa, formando nuvens.
O balanço energético da
atmosfera.
Tal como já foi referido, temperatura média junto à superfície do globo é de
cerca de l5º C, valor que tem permanecido sensivelmente constante durante os
últimos séculos. A Terra está, portanto, em estado de equilíbrio radiativo,
emitindo a mesma quantidade de energia que recebe. Em média, a percentagem de
radiação solar recebida pela Terra, que é absorvida pelo globo e pela atmosfera,
é de cerca de 65%. Esta radiação absorvida converte-se em energia calorífica e a
temperatura da superfície terrestre e da atmosfera aumenta.
Contudo, este equilíbrio
radiativo não é uniforme ao longo de toda a superfície do globo. Na faixa latitudinal tropical a radiação
solar absorvida é superior à radiação emitida de grande c.d.o (comprimento
de onda). Perto dos 35º, de
cada hemisfério, há balanço radiativo. Nas latitudes médias e altas a radiação
de grande c.d.o. emitida é superior à radiação de pequeno c.d.o. absorvida.
Os meteorologistas
calcularam a evolução que se verificaria nas temperaturas, se fosse atingido o
equilíbrio radiativo em cada latitude, sem haver troca de calor entre as
diferentes latitudes. Surgiria um grande gradiente térmico meridional (do
equador ao polo). Na realidade, o gradiente meridional médio que efectivamente
se observa é muito menor, devido ao facto de o calor ser transportado das
latitudes mais baixas para as mais elevadas, ao longo dos círculos de latitude.
Tanto a atmosfera como os oceanos estão envolvidos neste transporte de
energia.
Esta transferência
meridional de energia é auxiliada pela acção de remoinhos de grande escala (ex.:
centros de baixas pressões), que se desenvolveram nas regiões em que se
verificam acentuados gradientes térmicos horizontais. Tal como a Atmosfera
também as correntes marítimas transportam energia das regiões tropicais para as
polares.
Diferenças de temperatura
entre as superfícies continentais e marítimas. A subida de temperatura da
superfície do globo, quando absorve radiação, varia. Depende em parte da
distância a que a calor penetra e do calor específico da substância.
O calor específico de uma
substância é a quantidade de calor necessária para fazer subir de 1º C a
temperatura da unidade de massa dessa substância. Com excepção do hidrogénio, a
água é a substância que tem calor especifico mais elevado. É necessária uma
quantidade relativamente grande de energia calorífica para elevar de 1º C a
temperatura da unidade de massa da água.
A areia absorve, conforme a
sua cor, diferentes quantidades de radiação. Tem um calor específico baixo e,
assim, a sua temperatura sobe rapidamente quando é aquecida. Além disso, é má
condutora e só uma fina camada de areia absorve a radiação. Como resultado deste
facto, a temperatura da superfície da areia sobe rapidamente durante o dia.
Durante a noite deixa de receber radiação solar e perde calor por irradiação.
Vai, portanto, arrefecendo durante a noite. As superfícies de areia estão assim,
sujeitas a grandes amplitudes térmicas entre o dia e a noite. Verificam-se efeitos semelhantes quando,
por exemplo, a insolação incide sobre superfícies de rocha ou outras superfícies
compostas de substâncias idênticas.
A água absorve uma grande
percentagem da radiação recebida quando o Sol está alto no céu. No entanto, tem
um calor específico alto e, por isso, a sua temperatura sobe lentamente. Parte da radiação penetra na água até
uma profundidade de vários metros, enquanto a mistura das camadas superficiais
tende a espalhar quaisquer alterações da temperatura através de uma
profundidade considerável. Além
disso, parte da energia calorifica recebida pela água converte-se em calor
latente durante o processo de evaporação.
A temperatura do mar não
sobe, portanto, durante o dia, com tanta rapidez como a da terra. Á noite deixa de ser recebida radiação e
perde-se calor por irradiação. No entanto há, geralmente, uma grande quantidade
de energia calorífica acumulada abaixo da superfície da água, pelo que se
verifica uma alteração muito pequena na sua temperatura. A variação de
temperatura das superfícies marítimas entre o dia e a noite é, pois, muito
pequena.
A temperatura da superfície
do globo afecta indirectamente a temperatura dos gases da atmosfera. Na nossa
vida diária preocupamo-nos com a temperatura do ar, aspecto que iremos
considerar nas alíneas seguintes.
Temperatura do ar e sua
determinação. O conceito de temperatura
baseava-se inicialmente na sensação. Considerava-se que um objecto estava quente ou frio de
acordo com a sensação que ele produzia ao tacto.
A temperatura é a energia
cinética média dos átomos molécula e iões que compõem a matéria ou, por outras
palavras, é a condição que determina a sua capacidade de transferir calor para
outros corpos ou de o receber deles. Num sistema de dois corpos, diz-se que
aquele que perde calor em favor do outro está a uma temperatura superior.
Com o avanço do método
científico tornaram-se necessárias as determinações rigorosas da temperatura.
Compreendeu-se que quando a temperatura de um objecto aumentava, se verificavam
certas alterações físicas. Por exemplo, a dilatação de sólidos, líquidos e
gases. Ocorriam também mudanças de
estado, os sólidos fundiam e os líquidos ferviam.
Um termómetro é um
instrumento destinado a determinar a temperatura. Nos termómetros são utilizadas
muitas propriedades físicas da matéria, tais como a dilatação dos sólidos,
líquidos e gases e a alteração da resistência eléctrica com a temperatura.
Os instrumentos utilizados na
determinação de temperaturas elevadas chamam-se pirómetros. Por exemplo, os
pirómetros de radiação dependem da radiação calorifica emitida por um corpo
quente. Têm a vantagem de não estar em contacto directo com o corpo quente, cuja
temperatura se está a "medir".
Deve, no entanto,
compreender-se que a temperatura não tem dimensões e não pode ser medida da
mesma maneira que, por exemplo, o comprimento. Assim, quando um objecto tem 15
cm de comprimento, podemos colocar ao seu lado 15 unidades de comprimento, entre
uma extremidade e a outra. No caso da temperatura não há unidades para a
avaliar. Definimos simplesmente dois pontos fixos, cuja temperatura pode ser
reproduzida sob a forma de condições definidas de certas substâncias. São então
atribuídos números às temperaturas destes pontos fixos e, assim, estabelece-se
um número determinado de divisões entre os dois pontos da escala de
temperatura.
Podemos, portanto, falar de
divisões de temperatura e não de unidades. Assim, 20º C não é o dobro da
temperatura de l0º C; l0º C e 20º C correspondem à décima e à vigésima divisões
da escala de cem divisões entre os pontos fixos correspondentes a 0º C e 100º
C.
Escalas e conversões de
escalas de temperatura Celsius e Fahrenheit. As escalas práticas de
temperatura baseiam-se em pontos fixos. Estes representam temperaturas
constantes e facilmente reproduzíveis. O ponto de fusão do gelo e o ponto de
ebulição da água são dois pontos fixos
internacionalmente aceites.
O ponto de fusão do gelo é a
temperatura a que se verifica a fusão do gelo puro à pressão de uma atmosfera
normal ou padrão. Esta pressão é a que suporta uma coluna de mercúrio com 76 cm
de altura e é igual a 1013,25 hPa ou 29,92 inch (polegadas de mercúrio).
O ponto de ebulição da água
é a temperatura a que a água pura ferve, quando sujeita a uma pressão externa de uma atmosfera
padrão.
Há duas escalas de
temperatura que são normalmente utilizadas pelo público em geral. Uma é a escala Celsius ou centígrado
(por resolução internacional deve usar-se a designação de escala Celsius, em
homenagem ao autor, Anders CELSIUS, astrónomo sueco) em que o ponto de
congelação é 0º C e o ponto de ebulição é 100º C. A outra é a escala Fahrenheit.
Nesta escala o ponto de congelação corresponde a 32º F e o ponto de ebulição a
212º F.
Note-se que na escala
Fahrenheit há 180 divisões entre o ponto de congelação e o ponto de ebulição,
enquanto na escala Celsius há 100. Assim, cada divisão da escala Celsius
corresponde a 180/100 ou 9/5 de uma divisão da escala Fahrenheit.
O número atribuído ao ponto
de congelação na escala Fahrenheit é também 32 vezes superior ao da escala
Celsius.
Conversões de escalas de
temperatura. Para converter uma
temperatura Celsius no valor correspondente da escala Fahrenheit podemos, então,
aplicar a seguinte formula:
F = 9/5 C + 32
Em que F corresponde à temperatura em
graus Fahrenheit, e C à temperatura
em graus Celsius.
Por exemplo, para obter o valor Fahrenheit equivalente a 20º C, faz-se a substituição na equação:
F = 9/5 (20) + 32 = 36 +
32 = 68
O que indica que 20º C e 68º
F são temperaturas idênticas.
Quando se pretende converter uma temperatura Fahrenheit no valor correspondente da escala Celsius, escreve-se a equação inicial do seguinte modo:
(F - 32) = 9/5 C ……... C=5/9 (F-32)
Por exemplo, suponhamos que
a temperatura é 95º F. Aplica-se então a fórmula:
C = 5/9 (95 - 32) = 5/9 (63)
= 35
O que indica que, 95º F
equivale a 35º C.
Escala Kelvin de
temperatura. Em trabalhos científicos
usa-se frequentemente a escala Kelvin de temperatura, que está relacionada com a
escala Celsius pela seguinte formula:
K
= 273,l5 + C
Em que K, corresponde à
temperatura em graus Kelvin. Por exemplo, 20º C é equivalente a 293,15º K.
A escala Kelvin é muitas
vezes indicada como sendo a escala absoluta de temperatura.
O ponto fixo fundamental da
escala Kelvin é o ponto triplo da água pura. Este ponto é a temperatura a que se
verifica a ocorrência, em equilíbrio, dos estados sólido, liquido e gasoso da
água pura. É-lhe atribuída a temperatura de 273,l6K e é, portanto, 0,01º K
superior ao ponto de congelação.
Temperatura do ar à
superfície.
Para efeitos de meteorologia, a temperatura atmosférica à superfície refere-se
ao ar livre a uma altura compreendida entre 1,25 m e 2 m acima do nível do
solo.
Em geral considera-se esta
temperatura representativa das condições experimentadas pelos seres humanos que
vivem à superfície do globo terrestre.
Determinação da temperatura
do ar. Um termómetro (ou termógrafo) indica a
temperatura a que se encontra o seu elemento aquecido. Esta temperatura pode ser
diferente da do ar, cuja temperatura se pretende determinar. Por exemplo, o
calor radiante atravessa o ar sem lhe afectar a temperatura, mas é absorvido
pela substância do termómetro.
É também essencial assegurar que o ar ao atingir o termómetro se encontre à mesma temperatura do ar cuja temperatura se pretende determinar. O ar pode ser aquecido por contacto, imediatamente antes de atingir o termómetro, obtendo-se então uma leitura errada.
Para darem uma indicação correcta da temperatura atmosférica, os termómetros devem estar protegidos da radiação solar e celeste e de quaisquer objectos circunstantes. Ao mesmo tempo, devem ser convenientemente ventilados a fim de indicarem a temperatura do ar livre.
Há dois sistemas de protecção geralmente utilizados, que são:
· Abrigo meteorológico com
persianas.
· Protecções de metal polido
com ventilação forçada.
Em qualquer dos casos, o equipamento deve estar instalado numa posição, que permita assegurar que as determinações correspondam à temperatura do ar livre que circula no local. A temperatura não deve ser influenciada por condições artificiais, tais como grandes edifícios e extensões de cimento ou alcatrão.
Tanto quanto possível, o
solo por baixo dos instrumentos deve ser coberto de relva curta ou, nos locais
em que esta não cresce, deve ser a superfície natural do terreno da região.
Variação diurna da
temperatura do ar à superfície. Ao longo de cada dia, as
alterações da temperatura são muito menos marcadas sobre os oceanos do que em
terra. A variação diurna da água à superfície do mar é geralmente inferior a 1º
C e a temperatura atmosférica junto à superfície da água é igualmente estável,
em condições de calma.
Em contrapartida, nas
regiões desérticas do interior dos continentes, as temperaturas atmosféricas à
superfície podem variar de 20º C entre o dia e a noite. Junto à costa, no
entanto, a variação diurna da temperatura do ar depende em grande parte da
direcção do vento, sendo grande quando este sopra de terra e pequena quando este
sopra do mar. As brisas locais, terrestres e marítimas, tendem também a reduzir
a amplitude de variação da temperatura.
Em geral, a variação diurna
da temperatura atmosférica à superfície tende a atingir o máximo quando
predominam as condições de calma. Quando há vento, ocorre uma mistura do ar numa
camada de maior espessura. O aumento de calor verificado durante o dia e a perda
à noite são então distribuídos por uma maior quantidade de moléculas dos gases
atmosféricos. Resulta deste facto, que a amplitude da variação térmica diurna
pode ser reduzida, quando há vento.
A nebulosidade reduz a
amplitude da variação térmica diurna em qualquer local. Durante o dia as nuvens
só absorvem ou transmitem pequenas quantidades da radiação solar. A maior parte
é reflectida para o espaço exterior e não atinge a superfície terrestre.
A noite, pelo contrário, as
nuvens absorvem a radiação de grande comprimento de onda emitida pela superfície
do globo e voltam a irradiar a maior parte desta energia calorifica para a
superfície. Deste modo, actuam como uma “capa” que conserva a superfície do
globo quente. A variação diurna da temperatura do ar à superfície é, assim,
relativamente pequena, quando existe
nebulosidade.
A amplitude de variação da
temperatura do ar à superfície é afectada pelo tipo de superfície e pela
capacidade das substâncias subjacentes de conduzir o calor de ou para a
superfície. No entanto, a natureza do terreno vizinho é também importante,
porque a temperatura num dado local pode ser afectada pelo fluxo de ar quente ou
frio, proveniente de regiões adjacentes.
Os efeitos das regiões
circundantes são evidentes nas grandes cidades. Em noites calmas e de céu limpo
a temperatura no centro de uma cidade pode ser 5º C mais elevada do que a que se
verifica junto à periferia. As temperaturas durante o dia são afectadas pelo
calor gerado pelas actividades existentes, quer nos edifícios das cidades, quer
nas suas ruas onde é intensa a circulação de viaturas e pessoas.
Variação da temperatura com
a altitude. Anteriormente, foi referido que, em
geral, a temperatura diminui com a altitude na troposfera. A taxa de diminuição
da temperatura com a altitude chama-se gradiente térmico vertical. Em média o
gradiente térmico vertical na troposfera é de cerca de 6º C por Km o que
significa que, se a temperatura ao nível médio das águas do mar for de 15º C,
diminuirá até um valor de cerca de -15º C a 5 Km (isto é, uma diminuição de 30º
C).
Nos níveis inferiores da
estratosfera a temperatura por vezes não se altera com a altitude, Nesse caso, o
gradiente térmico é igual a zero e diz-se que a atmosfera, nessas regiões, é
isotérmica ("com temperatura constante").
Em algumas camadas da
atmosfera a temperatura aumenta com a altitude, diz-se então que há um gradiente
térmico vertical negativo. Recordemos que um gradiente térmico negativo
corresponde a uma subida da temperatura com a altitude. Por exemplo, suponhamos
que a temperatura aumenta 2º C por cada quilómetro de altitude, então o
gradiente térmico é de -2º C por Km.
Quando a temperatura aumenta
na vertical, com a altitude, ao longo de uma certa distância diz-se que ocorre
uma inversão da temperatura, isto é, a variação normal da temperatura na
troposfera inverteu-se.
Estas variações da
temperatura com a altitude,
referidas atrás, possuem diferentes causas, que serão objecto de estudo nos
parágrafos seguintes.
Inversões de temperatura. A temperatura da atmosfera decresce normalmente com a altitude na troposfera, tal como já foi referido. No entanto, em certas camadas, a temperatura por vezes aumenta com a altitude. Este fenómeno é designado por inversão de temperatura. Por vezes pode ocorrer uma inversão a partir do nível do solo, que é conhecida por inversão à superfície. Noutras ocasiões há uma inversão numa camada a uma certa altitude e chama-se-lhe inversão em altitude. A figura ilustra estes dois efeitos. O ponto A é a base da inversão e o ponto B representa o topo. No caso da inversão à superfície, a base encontra-se ao nível do solo.
As inversões de temperatura
podem ter diversas causas, sendo as mais importantes as que se apresentam.
Inversões de
radiação. A
noite, a superfície do globo arrefece por radiação. Se este arrefecimento se
prolongar por tempo suficiente, o ar junto á superfície do globo torna-se mais
frio do que as camadas sobrejacentes. Gera-se então uma inversão à
superfície (ver Fig. anterior esquerda). Com condições de vento calmo
ou fraco, o
arrefecimento estende-se até uma altura relativamente pequena, donde resulta uma
inversão de pouca espessura. Mas se a temperatura à superfície for muito baixa a
inversão torna-se mais acentuada.
As inversões de radiação
ocorrem em noites sem nuvens e com pouco vento. Pode então formar-se nevoeiro
matinal (nevoeiro de radiação), se o ar contiver humidade suficiente.
Em certas situações pode
formar-se geada. Nestes casos o ar está pouco húmido e a radiação pode ocorrer
mais rapidamente, produzindo uma diminuição da temperatura à superfície,
especialmente nas regiões do interior, depois de uma longa noite de Inverno sem
nuvens.
Também se verifica radiação a partir dos topos das nuvens à noite. Deste modo pode produzir-se uma inversão de radiação na atmosfera, bastante acima da superfície do globo, isto é, em altitude.
Inversões de
turbulência. A turbulência contribui
muitas vezes para a ocorrência de inversões. Quando se prolonga por tempo
suficiente, verifica-se uma mistura completa do ar nas camadas onde existe
turbulência.
Assim, a turbulência
mecânica (turbulência provocada pelos edifícios montes, montanhas, etc. no
escoamento laminar do ar (Vento)) pode obrigar o ar frio da base de uma inversão à superfície a ser
transportado para altitudes superiores. O arrefecimento produzido por radiação
pode, portanto, estender-se através de uma camada mais espessa de ar. O topo da
inversão fica, assim, situado a um nível mais elevado.
Por outro lado, quando o
vento é mais forte, a turbulência pode ser ainda maior. A mistura obriga então o
ar mais frio a estender-se através de uma camada muito mais espessa. Como
resultado deste facto, a diminuição de temperatura é pequena e, assim, não se
verifica a ocorrência de inversão. Isto indica que a força do vento e a
consequente turbulência não devem ultrapassar certos limites, para que se possa
formar uma profunda inversão à superfície.
A turbulência pode, por
vezes, produzir uma inversão em altitude. Nas camadas turbulentas o ar é
obrigado a descer e é aquecido por compressão adiabática. Ao mesmo tempo, o ar
dos níveis inferiores é elevado e arrefece devido a expansão adiabática, depois
de algum tempo, todo o ar da camada turbulenta terá sofrido expansão e
compressão adiabáticas, neste processo de mistura. Formar-se-á um gradiente
adiabático no interior desta camada, o ar da base ficará mais quente do que
anteriormente, enquanto o do topo ficará mais frio.
Acima da camada turbulenta,
a temperatura não será afectada pelo arrefecimento adiabático (arrefecimento
provocado pela subida do ar, conjugado com a diminuição da pressão),
produzindo-se
portanto, uma inversão de turbulência.
Inversões de
subsidência. Em certas regiões da
atmosfera pode haver descida de camadas inteiras de ar, com muitas centenas de
metros de espessura. Este processo pode ocorrer numa área vasta e é conhecido
por subsidência, este efeito está associado à divergência horizontal de massa.
Muitas vezes verifica-se a ocorrência de convergência na troposfera superior, ao
mesmo tempo que a divergência ocorre à superfície do globo. A figura seguinte
mostra como a subsistência pode resultar destes processos. Á medida que 
uma parte do ar à superfície
do globo se continua a deslocar, é substituída por ar que desce. A níveis mais
elevados, abaixo da tropopausa, o ar tem um movimento de convergência, antes de
descer para níveis inferiores. A velocidade vertical descendente atinge o máximo
sensivelmente a meio da troposfera.
O ar subsidente aquece,
devido ao facto de sofrer uma compressão adiabática, ao atingir as regiões de
pressão mais elevada junto à superfície do globo. Quando a subsidência (descida
do ar, provocando um aumento da temperatura - adiabático-)
do topo é
superior à da base, também a sua temperatura fica superior, neste caso, forma-se
uma inversão de subsidência.
A subsidência encontra-se
associada a áreas de altas pressões (anticiclones). A convergência em altitude
contribui para o aumento da pressão à superfície do globo.
Hubert Land & Steven van Breemen defendem na sua teoria, sobre inversões, que estas são extremamente prejudiciais à orientação dos pombos correio quando se encontram debaixo de um fenómeno deste tipo. Adiantam ainda que os raios ultravioleta, necessários à navegação dos pombos são reflectidos/difundidos pela inversão causando desorientação, levando a que os pombos tendam a seguir os ventos dominantes até sair da inversão.
Textos: CAP\TOMET Fernando Garrido sob manual MDINT 395/12 FAP
Fotos e desenhos: CAP\TOMET Fernando Garrido