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.

  Inversões frontais. Designa-se por superfície frontal, a "zona de separação" entre duas massas de ar com características termodinâmicas diferentes. Assim, quando o ar quente é forçado a subir sobre o ar frio na vizinhança de uma superfície frontal, estão realizadas as condições necessárias para a formação de uma inversão. Esta é conhecida por inversão frontal. Deve,  mencionar-se que, numa inversão frontal, a uma subida de temperatura se junta por vezes um aumento do conteúdo de vapor de água. Deste modo, a inversão frontal pode diferir de outros tipos de inversões, em que a subida de temperatura é geralmente acompanhada de uma rápida diminuição do conteúdo de humidade.

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