Precipitação/Evaporação/Nuvens/Nebulosidade

Precipitação

A precipitação é um dos principais elementos climáticos. Ela á altamente variável no espaço e no tempo. Todavia, seus valores médios são justamente estáveis e podem ser bem representados na forma de mapa. A figura I mostra a distribuição de precipitação de acordo com Jaeger (1976) baseada no conjunto de estações em superfície. Note que as unidades nos mapas são dm/ano para a média anual e dm/(3 meses) para as estações. As distribuições anuais e sazonais revelam claramente a influência dos oceanos e dos continentes. Devemos também mencionar que os dados de precipitação são muito incertos nos oceanos devido às dificuldades na medida direta de precipitação a partir de navios. As características mais significantes da distribuição são as altas chuvas nas latitudes equatoriais associadas com a forte convecção da ZCIT. São especialmente notáveis os valores muito altos de precipitação sobre as regiões equatoriais na América do Sul, África e Indonésia e no Oceano Pacífico Equatorial onde a precipitação pode exceder 3 metros por ano. Durante o decorrer do ano a ZCIT migra em fase norte-sul com a insolação a qual explica a mudança dos máximos nas figuras I(b) e I(c). Há um impressionante contraste nos mapas sazonais sobre o sudeste da Ásia, que é principalmente devido às monções no sudoeste indiano, dominando a circulação de verão sobre o Chifre da África, Índia e sudeste da Ásia. 

Figura I. Distribuições globais da taxa de precipitação para condições médias anuais (a) em DM/ano e para DJF (b) e JJA (c) em dm/3 meses, baseadas nos dados de Jaeger (1976). Note que uma taxa de precipitação de 1m/ano corresponde a uma liberação de calor latente na atmosfera em torno de 79W/m².

Taxas de subsidência e baixa precipitação frequentemente menores que 0.2m/ano dominam muitas regiões subtropicais as quais estão sobre a influência dos grandes anticiclones permanentes. Grandes partes dos continentes subtropicais, tais quais na África e Austrália, são cobertos por desertos, onde a precipitação é muito baixa. Durante o ciclo anual os centros de alta pressão migram norte e sul causando verão seco ou condições semiáridas em cada hemisfério em direção ao lado dos polos e inverno seco no lado equatorial de suas posições anuais médias.

Há um máximo secundário na precipitação sobre médias latitudes onde as frentes polares e os distúrbios associados predominam. Aqui, a precipitação é abundante durante todas as estações, exceto nas suas bordas equatoriais onde a aridez prevalece durante a estação de verão quando anticiclones de alta pressão se movem em direção aos polos, tal qual como na região Mediterrânea.

Sobre as regiões polares o teor de umidade da atmosfera é muito baixo, e as quantidades de precipitação são menores que 0.2m/ano durante todas as estações.

Os contrastes terra-mar também como as diferenças se tornam claras quando comparamos os perfis zonais médios na figura II. As mudanças sazonais da ZCIT são encontradas mais pronunciadas sobre os continentes do que sobre os oceanos, A migração sazonal da ZCIT é o fator determinante na existência dos climas limitando as regiões subtropicais áridas, tais quais são encontradas no Sahel no cinturão da África. 

Figura II Perfis meridionais da taxa de precipitação zonal média em cm/ano para a área oceânica (a), a área continental (b) e a área total continente mais oceano (c) para condições médias anuais, DJF e JJA, baseados nos dados de Jaeger (1976).

Evaporação

A evaporação pode depender de vários fatores. Os mais importantes são a radiação de entrada, a temperatura, a velocidade do vento, a umidade, a estabilidade do ar e a disponibilidade de água. A evaporação é frequentemente medida com um tanque circular raso. Entretanto, tais medidas são muito influenciadas pelas condições locais e exposição local. Assim, usualmente como eles podem ser para propósitos locais, tais como acesso a evaporação a partir de reservatórios de água, pequenos lagos e áreas irrigadas, eles são de pequeno uso no cálculo do balanço de água sobre as regiões da Terra.

Usando dados de navio em superfície a evaporação sobre os oceanos pode também ser avaliada a partir de uma aproximada expressão derivada empiricamente:

Onde ρ é a densidade do ar, C_w é o coeficiente de difusão de distúrbio (~0.0013), q_s é a umidade específica saturada na temperatura da superfície do mar e q_a a umidade específica numa altura padrão em torno de 10m acima da superfície.

A figura III mostra a evaporação anual média como estimada por Baumgartner e Reichel (1975) usando uma variedade de métodos. O mapa mostra os maiores valores de evaporação ocorrendo sobre os oceanos subtropicais, onde os “desertos” oceânicos são encontrados. 

Figura III. Distribuição da taxa de evaporação anual média em cm/ano depois de Baumgartner e Reichel

Os efeitos das correntes oceânicas quente e fria e as diferenças terra-mar são muito importantes, como ilustrado pela máxima evaporação em média latitude (principalmente no inverno), da ordem de 2m/ano, sobre as correntes relativamente quentes do Golfo e Kuroshio para Leste dos dois maiores continentes. Sobre os oceanos equatoriais, onde a precipitação é abundante, a evaporação é menos intensa devido aos fracos ventos e relativamente baixas temperaturas da superfície do mar nas regiões de ressurgência oceânica. Sobre os continentes a máxima evaporação ocorre no cinto equatorial, principalmente devido às altas precipitações e altas temperaturas observadas lá.

Os perfis anual e sazonal da evaporação oceânica zonal média baseados no método aerodinâmico em massa são mostrados na figura IV juntos com estimativas anuais médias de Baumgartner e Reichel (1975). As diferenças refletem as consideráveis incertezas envolvidas na estimativa dos campos de evaporação. Os perfis zonais médios resumem os principais aspectos do comportamento de evaporação sobre os oceanos. Eles revelam que as taxas de evaporação hemisféricas tendem a ser mais altas durante o inverno do que durante o verão principalmente devido aos fortes ventos em superfície no inverno.

Escoamento Superficial

Depois de considerar os campos de precipitação e evaporação separadamente é usual comparar o comportamento destas duas quantidades já que elas são elementos do clima e hidrologia, bem relacionadas. Assim, na tabela I são mostradas as médias anuais zonais médias de precipitação e evaporação para o cinto de 10° de latitude bem como as médias hemisférica e global de acordo com Baumgartner e Reichel (1975). Estimativas similares das mesmas quantidades para continentes e oceanos individuais são apresentadas na tabela II. 

 Tabela I. Peixoto (1992) adaptado.

 Tabela II. Peixoto (1992) adaptado.

As tabelas incluem também diferenças P –E a chamada escoamento superficial ou descarga., e os valores da razão de evaporação E/P e a razão de escoamento (P - E)/P. Estas duas últimas quantidades são de interesse desde que elas são às vezes usadas como índices climáticos ou estudos de hidrologia. A tabela II além do mais inlcui a descarga estimada de rios R_o a partir dos continentes como medida pelo escoamento periférico que atinge os oceanos.

Os valores P –E na tabela II mostram um excesso de precipitação sobre evaporação em médias e altas latitudes bem como na zonal equatorial entre 10°S e 10°N, enquanto um déficit de precipitação é encontrado nos subtrópicos de cada hemisfério em torno de 10° e 40° de latitude. No médio longo termo, o excesso ou déficit nem cada cinto tem de ser compensado por um conjunto de divergência ou convergência meridional de água no cinto particular. A razão de escoamento ( P – E)/P dá uma ideia da fração da precipitação que é envolvida no escoamento. Os valores da razão de evaporação E/P mostram claramente a alta aridade dos subtrópicos com razões maiores que 1.  

Devemos salientar que não há sempre um acordo fechado entre os valores de P  e E publicado por diferentes autores, como demonstrado por comparações nas tabelas I e II com valores de  Sellers (1965) baseados em observações similares. Usualmente os valores individuais de P e E são ajustados subjetivamente em uma maneira arbitrária uma vez assumindo certos contrastes globais e zonais para se obter um balanço entre P e E. Este procedimento impõe sérias limitações nas utilidades das estimativas. As diferenças são mesmo grandes quando comparamos resultados de dois diferentes métodos, tal qual no caso P – E onde as independentes estimativas aerológicas são dadas entre parênteses.

Sobre o globo como um todo, a evaporação deve balancear a precipitação em média de longo termo. A precipitação nos dois hemisférios é quase a mesma enquanto uma grande diferença é encontrada para a evaporação (em torno de 150mm/ano). Os mais altos valores de evaporação no Hemisferio Sul resultam devido este hemisferio ser largamente coberto por oceanos. Os Hemisferio Norte mostra um balanço de água positivo (P –E= 73mm/ano) enquanto no Hemisferio Sul um valor de conjunto negativo de -73mm/ano é encontrado. Assim, para concluir temos que um fluxo de água na forma líquida deve tomar lugar através do equador a partir do Hemisferio Norte para o Hemisferio Sul.

Como podemos ver da tabela II, as quantidade P, E e P – E não são a mesma para diferentes continentes e oceanos. Isto não é devido às diferenças fisiográficas entre eles, mas também devido às diferenças na extensão aérea. Por exemplo, a América do Sul mostra altos valores de P, E e P – E. por outro lado, Austrália, África, e Antártica mostram um escoamento muito pequeno (P –E). A precipitação e a evaporação tendem a ser menores sobre os continentes do que sobre os oceanos, exceto para altos valores extremos de P e E sobre a América do Sul e baixos valores extremos de P e E sobre o Oceano Ártico. O valor médio de P –E sobre todos os continentes é estimado em 266mm/ano. 

Esse excedente de água condensada deve ser transportado por rios e geleiras dos continentes para os oceanos onde um déficit de -110mm/ano é encontrado. Quando o excedente sobre os continentes e o déficit sobre os oceanos são multiplicados por fatores aéreos apropriados ele devem se balancear. A tabela também mostra que P – E é positivo para os Oceanos Ártico e Pacífico e fortemente negativo para os Oceanos Atlântico e Índico (os oceanos “secos”)  conduzindo a um conjunto de déficit para todos os oceanos combinados. As implicações destas estimativas de P –E tomadas juntas com os valores das descargas observadas de rios são que um conjunto de transferência de água deve ocorrer dos Oceanos Pacífico e Ártico para os Oceanos Atlântico e Índico. Por exemplo, a água transportada pelos rios dos continentes ao redor no Atlântico é estimado pela ordem de R_o = 197mm/ano e então temos que o equivalente de E – P – R_o = 175mm/ano deve vir dos Oceanos Pacífico e Ártico. Além disso, para o Oceano Índico o qual somente recebe 72mm/ano do escoamento continental um fluxo de entrada de 179mm/ano deve tomar lugar vindo do Oceano Pacífico. 

O excesso do conjunto de precipitação sobre evaporação sobre os continentes deve ser mantido por um conjunto de fluxo de entrada de água na forma de vapor das grandes fontes dos oceanos.