METEOROLOGIA SINÓTICA. Bases Tecnológicas: Introdução a Meteorologia Sinótica (Revisão de Conceitos Básico a Sistemas frontais)

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1 CENTRO FEDERAL DE EDUCAÇÃO TECNOLÓGICA DE SANTA CATARINA Departamento Acadêmico de Saúde e Serviços Curso Técnico de Meteorologia Módulo 1: Meteorologia Básica Unidade Curricular: Meteorologia Sinótica Sigla: MES METEOROLOGIA SINÓTICA Bases Tecnológicas: Introdução a Meteorologia Sinótica (Revisão de Conceitos Básico a Sistemas frontais) Elaboração: Mário Quadro Adaptação e modificações: Michel Muza

2 METEOROLOGIA SINÓTICA Histórico O termo sinótica (do grego synoptikos) significa elaborar uma visão geral de um todo. Na meteorologia, este termo é utilizado no contexto de dimensões horizontais e tempos de duração de fenômenos atmosféricos como ciclones e anticiclones extratropicais, cavados e cristas no escoamento atmosférico, zonas frontais e correntes de jato. Relaciona-se também com a padronização de horários para as observações meteorológicas e junção das informações coletadas para a posterior confecção de mapas ou cartas sinóticas. A limitação na escala horizontal mínima dos fenômenos é dada pela distância entre as estações de superfície. Atualmente, os fenômenos de escalas menores, denominados de escala subsinótica, como bandas de precipitação, com tempestades severas, frentes de rajada e nuvens tipo cumulus podem ser observados pêlos radares e satélites. Antigamente estes sistemas eram investigados por aviões, os quais não conseguiam uma amostragem simultânea de vários lugares, e, portanto, não permitiam uma análise detalhada da estrutura espacial. Genericamente, o tratamento físico-matemático do deslocamento do ar na atmosfera terrestre torna-se complicado pelo fato de ambos, atmosfera e Terra, encontrarem-se em movimento. Por isso, antes de se discutirem os diversos tipos de escoamentos, é fundamental que se conheçam as forças predominantes no sistema Terra-atmosfera, inclusive as conseqüências da rotação da Terra sobre os movimentos. Inicialmente, neste tópico de meteorologia sinótica, serão trabalhados estes conceitos gerais sobre os movimentos atmosféricos, através de seus aspectos físicos e observações meteorológicas. Os tópicos principais são revisões de conceitos básicos, as forças Fundamentais, inerciais e não-inerciais, que atuam na atmosfera e o sistema de equações governantes. Através da análise de escala, definem-se os ventos teóricos geostrófico, gradiente, ciclostrófico e térmico. Análise de advecção térmica pela variação vertical do vento e os ventos observados locais e globais. Finalmente se tratará da estrutura vertical dos sistemas de altas e baixas pressões. REVISÃO DE ALGUNS CONCEITOS BÁSICOS VELOCIDADE ANGULAR A velocidade angular de um sistema representa a taxa de giro do mesmo em tomo de um determinado ponto ou eixo de referência. Matematicamente, é o ângulo descrito na unidade de tempo, tendo como unidade radianos por segundo. No caso da Terra, nosso planeta realiza um giro completo em tomo de seu eixo de rotação em aproximadamente 24 horas. Portanto, sua velocidade angular é de aproximadamente 7,3 x 10 3 rad s -1. O movimento de rotação pode também ser descrito em termos de velocidade linear, ou seja, se uma partícula descreve um arco δs no tempo δt, como ilustra o esquema na figura 1. 2

3 Figura 1 Relação entre a Velocidade angular e tangencial (linear). FORÇA CENTRÍPETA De acordo com a primeira lei de Newton, um corpo em movimento continuará em movimento, com velocidade constante, a menos que uma força resultante externa atue sobre ele. Isto significa que, para um corpo deslocar-se em trajetória curva (mudando a direção de seu vetor velocidade), mantendo-se, entretanto, constante o módulo do vetor velocidade, alguma força deverá estar continuamente atuando sobre o mesmo, para modificar a direção do vetor velocidade. Esta é a força centrípeta. Observando, na Figura 2, a trajetória de uma partícula de A até B, em torno de O, tendo V 1e V2 o mesmo módulo e sendo, ambos, perpendiculares a r, e admitindo V1 = V2 = V (apenas em módulo), então pode-se escrever: onde a é o módulo da aceleração da partícula. aδt = Vδφ (1) Como δφ /δt=ω, Figura 2 - Trajetória de uma Partícula em Movimento Circular. (2) (3) As equações 2 e 3 são formas distintas da força centrípeta por unidade de massa ou, simplesmente, aceleração centrípeta. Como os vetores V1 e V2 são ambos, perpendiculares a r, o vetor a será dirigido para O. daí o sinal negativo em 2. 3

4 CONSERVAÇÃO DO MOMENTO ANGULAR O momento angular L de uma partícula, em relação a um ponto de referência (origem), é o produto vetorial do vetor posição da partícula r, pelo "momentum" (quantidade de movimento) p de tal partícula, isto é, sendo p = mv, em que m representa a massa da partícula e V o vetor velocidade. Obviamente, pela definição, o momento angular é um vetor perpendicular ao plano formado pelos vetores r e p.. Como se pode demonstrar (veja nos textos básicos de Física), "o momento angular de um sistema permanece constante, a menos que seja aplicado um torque externo a esse sistema". Essa é a lei da conservação do momento angular. A título de exemplo, considere o movimento circular de uma partícula, ilustrado na Figura 3. O momento angular dessa partícula será: (4) em que j é um vetor unitário perpendicular ao plano formado pêlos vetores r e V(regra da mão direita). (5) Figura 3 - Momento Angular de uma Partícula que se Move num Círculo de Raio r, com Velocidade V. Tomando apenas o modulo do momento angular L e por unidade de massa, tem-se finalmente: L = r. V (6) A única força responsável por esse movimento circular (com velocidade constante em módulo) é a força centrípeta, a qual é dirigida para a origem, não imprimindo, portanto, torque à partícula (em relação à origem). Assim, pela lei da conservação do momento angular, a quantidade (r. V) é CONSTANTE, isto é, L = r. V = Ω. r2 = Constante, (7) ou seja, diminuindo-se r, então V e Ω aumentam, e vice-versa. Esta situação pode ser facilmente comprovada numa simples experiência prática. Considerar-se-á uma pessoa girando uma 4

5 pedra presa a um fio, com velocidade V e raio r, como na Figura 4. Se, de repente, o fio começar a se enrolar no dedo de tal pessoa, observar-se-á que a velocidade V aumentará na medida em que a pedra for se aproximando do dedo (raio diminuindo). Não se deve esquecer, entretanto, de que a equação (7) só é válida na ausência de torque externo resultante (por causa da fricção etc.). Figura 4 Exemplo de conservação do momento angular. No caso da Terra, para parcelas de ar que giram em planos perpendiculares ao seu eixo de rotação, a equação (7) deve ser reescrita como: L = Ω R t 2 cos2 φ (8) uma vez que r = R t cosφ, sendo R t o raio da Terra. Figura 5 - Relação Entre o Raio da Terra, R t, a Latitude, φ e a Distância do Eixo de Rotação na Superfície em que Ocorre o Movimento, r. Como exemplo, imagine-se uma parcela de ar no Equador, inicialmente em repouso com relação à superfície da Terra, e, portanto, com velocidade V = ΩR t (em razão do movimento de rotação da Terra) relativa a um referencial inercial, como o das três estrelas fixas. Se essa parcela for forçada a se deslocar em direção a um dos pólos, por meio de alguma força dirigida para o eixo de rotação da Terra, ela chegará à latitude φ com uma velocidade V ' = V / cosφ, pela conservação do momento angular. Se, por exemplo, φ for igual a 60, V ' = 2V, o que mostra que a parcela, inicialmente em repouso no equador, terá uma velocidade na direção oeste-leste (em relação à Terra) cada vez maior, à medida que ela se desloca em direção aos pólos. Aplicações da conservação do 5

6 momento angular são muito úteis ao estudo da dinâmica da atmosfera, como será visto adiante. FORÇAS FUNDAMENTAIS QUE ATUAM NA ATMOSFERA Pela segunda lei de Newton, a taxa de variação do "momentum" (quantidade de movimento) de um sistema é igual à soma de todas as forças que nele atuam. Para movimentos atmosféricos de interesse meteorológico, as forças preponderantes são: força gravitacional, força devida ao gradiente de pressão e força de fricção. Note-se, entretanto, que a segunda lei de Newton se aplica apenas aos referenciais inerciais (como o das três estrelas fixas). No caso em que a rotação da Terra é considerada, o que implica a adoção de um sistema de coordenadas que gira conjuntamente com a Terra (referencial não inercial), algumas forças "aparentes" devem ser adicionadas para que a segunda lei de Newton possa ainda ser aplicada. Tais forças são: força centrífuga (oposta à centrípeta, em virtude da rotação da Terra) e força de Coriolis. A tabela abaixo mostra a respectiva força e sua aplicação na atmosfera. FORÇA DE CORIOLIS No início do século 19, Gaspard Coriolis desenvolveu um princípio matemático para descrever o movimento de objetos em relação a um sistema de referência não-inercial, em rotação uniforme, tal como a Terra. Seu princípio recebeu o nome de Força de Coriolis - um pouco enganoso, pois o efeito não é realmente uma força, mas uma ilusão dos sistemas de referência que aparece para o observador como se fosse uma força invisível. O efeito pode melhor ser descrito como se segue: A Terra gira de oeste para leste, de modo que um objeto viajando em um curso retilíneo do pólo norte ao equador estará influenciado pela rotação da Terra que gira embaixo dele. O resultado final é que o objeto se desvia para oeste em relação ao seu destino pretendido. Para um observador externo, parece como se o objeto tivesse uma trajetória levemente curvada para oeste. O efeito é 6

7 mais pronunciado quanto mais próximo o objeto em movimento estiver do equador. Do mesmo modo, um objeto movendo-se para o norte a partir do equador parecerá se desviar para o leste. A regra prática é que no hemisfério norte os objetos se desviam para o lado direito do sentido do movimento; no hemisfério sul, para o lado esquerdo. (a) (b) Fig. 7.2 Efeito da Força de Coriolis no deslocamento norte-sul sobre a Terra Os efeitos da Força de Coriolis são partes da vida diária: no hemisfério norte, os aviões se desviam levemente para a direita e, portanto, precisam estar constantemente corrigindo sua rota; estradas de ferro na direção norte-sul tendem a desgastar primeiro os trilhos da direita; e os rios sofrem erosão primeiramente do lado direito de suas encostas. A atmosfera também está sujeita a esta força, e os ventos para o norte tendem a se tornar ventos para nordeste durante seus percursos. Fig Efeito da Força de Coriolis sobre os ventos. A Força de Coriolis também age sobre os movimentos oceânicos. No hemisfério norte, os movimentos das águas tendem a assumir o sentido horário, enquanto no hemisfério sul o desvio é no sentido anti-horário. A seguir, descreve-se um exercício de fixação para destacar a aceleração de Coriolis, na superfície da Terra, como um referencial não inercial. 7

8 Um globo terrestre, comum em salas de aula, é posto a girar ao redor de um eixo vertical, acionado por um pequeno motor com redutor de velocidades. Um fio de linha sustenta uma bolinha sobre a superfície do globo. Posto a girar, nota-se perfeitamente a deflexão do fio para a direita (atente para o sentido correto da rotação do globo). Fig. 7.4 Experiência para demonstrar o efeito de Coriolis em função da rotação da Terra. Quando se inclui o efeito da rotação da Terra, a força de Coriolis faria com que os ventos em superfície se tornassem mais ou menos de leste para oeste e os de ar superior de oeste para leste. Isto significa que os ventos de superfície soprariam contra a rotação da Terra, que é de oeste para leste. Esta é uma situação impossível, por que os ventos de superfície teriam um efeito de frenagem sobre a rotação da Terra. A energia cinética dos ventos se converteria em calor de atrito e os ventos se desacelerariam. Portanto, corrente de leste em uma latitude precisa ser equilibrada por corrente de oeste em outra. Além disso, o sistema convectivo simples de Hadley, não concorda com a distribuição observada de pressões sobre a Terra. DISTRIBUIÇÕES OBSERVADAS DE VENTO E PRESSÃO NA SUPERFÍCIE A distribuição dos sistemas de altas e baixas pressões influencia os padrões de ventos e precipitação. Uma grande diferença de pressão faz com que o ar se mova mais rapidamente, resultando em ventos fortes. Uma diferença menor causa ventos mais fracos. Nos locais onde houver linhas isobáricas mais apertadas entre si os gradientes de pressão serão mais elevados e existirão ventos fortes. São diferenças no aquecimento e movimento da atmosfera que criam diferenças na pressão atmosférica. Onde há massas de ar frio descendente, geram-se regiões de altas pressões. Onde massas de ar quente ascendem, há regiões de baixas pressões. A água dos oceanos mantém uma temperatura mais consistente; arrefece e aquece mais lentamente que a terra. No inverno, os continentes arrefecem mais do que os oceanos e, isso cria regiões de altas pressões sobre eles. No verão, acontece o oposto; os continentes aquecem mais e o ar quente ascendente sobre eles gera regiões de baixas pressões sobre eles. 8

9 CICLONES E ANTICICLONES Um ciclone (ou centro de baixas pressões) é uma região em que ar relativamente quente se eleva e favorece a formação de nuvens e precipitação. Por isso, tempo nublado, chuva e vento forte estão normalmente associados a centros de baixas pressões. A instabilidade do ar produz um grande desenvolvimento vertical de nuvens cumuliformes associadas a fortes chuvas. São indicados no mapa meteorológico pela letra B (de baixa pressão) e são áreas onde a pressão atmosférica é a mais baixa que na sua vizinhança e em volta do qual existe um padrão organizado de circulação de ar. À medida que o ar flui dos centros de altas pressões para um centro de baixas pressões, pela ação do gradiente de pressão, é defletido pela força de Coriolis de tal modo que os ventos circulam em espiral ao longo das isóbaras, com um desvio no sentido da depressão, e na direção ciclônica, isto é, na direção oposta ao dos ponteiros de um relógio no HN e no sentido inverso no HS. Os ciclones são fáceis de reconhecer num mapa de observações à superfície pelos ventos que tendem a fluir com uma rotação horária (HS) e nas imagens de satélite pela configuração em forma de vírgula de bandas de nuvens. No HS, um ciclone em desenvolvimento é tipicamente acompanhado (a oeste do centro de baixas pressões) de ventos de sul no lado oeste transportando para norte o ar frio e seco de uma massa de ar frio, com uma frente fria marcando o limite do avanço de massa de ar mais fria e seca. A leste do centro de baixas pressões, ventos de norte transportam ar mais quente e úmido para latitudes maiores contribuindo para o desenvolvimento de precipitação. Um anticiclone (ou centro de altas pressões) é uma região em que o ar se afunda vindo de cima (e aquece e fica muito estável) e suprime os movimentos ascendentes necessários à formação de nuvens e precipitação. Por isso, bom tempo (seco e sem nuvens) está normalmente associado aos anticiclones. São indicados num mapa pela letra A e são áreas onde a pressão atmosférica é a mais alta na sua vizinhança. À medida que o ar flui a partir dos centros de altas pressões é defletido pela força de Coriolis de tal modo que os ventos circulam em volta dele na direção dos ponteiros de um relógio no Hemisfério Norte (e no sentido inverso no Hemisfério Sul) - a chamada direção anticiclônica. Num anticiclone o movimento do ar é descendente, em espiral, expandindo-se à superfície, enquanto numa depressão o movimento é ascendente, em espiral, concentrando-se à superfície. CONVERGÊNCIA E DIVERGÊNCIA Embora o transporte vertical seja pequeno comparado com o movimento horizontal, ele é muito importante para o tempo. Ar ascendente é associado com nebulosidade e precipitação, enquanto subsidência produz aquecimento adiabático e condições de céu limpo. Consideremos inicialmente a situação em torno de uma baixa pressão na superfície (ciclone), onde o ar está "espiralando" para dentro. O transporte de ar para o centro causa uma diminuição da área ocupada pela massa de ar, um processo chamado convergência horizontal. Como conseqüência, o ar deve acumular-se, isto é, aumentar sua altura. Este processo gera uma coluna de ar mais "alta" e, portanto mais pesada. Contudo, a baixa de 9

10 superfície pode existir apenas enquanto a coluna de ar acima permanece leve. Conseqüentemente, um ciclone de superfície deveria erradicar-se rapidamente. Para que uma baixa superficial exista por um tempo razoável, deve haver compensação em alguma camada acima. A convergência na superfície poderia ser mantida, por exemplo, se divergência em nível superior ocorresse na mesma proporção (Fig. 7.7a). A convergência em superfície sobre um ciclone causa um movimento resultante para cima. A velocidade deste movimento vertical é pequena, geralmente menor que 1 km/dia. Ar ascendente sofre resfriamento adiabático e conseqüente aumento da umidade relativa. Nuvens e precipitação podem eventualmente desenvolver-se, de modo que ciclones são usualmente relacionados a condições instáveis e tempo "ruim". A divergência em nível superior pode ocasionalmente até mesmo exceder a convergência na superfície, o que resulta na intensificação do fluxo para o centro do ciclone na superfície e na intensificação do movimento vertical. Assim, a divergência em nível superior pode intensificar estes centros de tempestade, assim como mantê-los. Por outro lado, divergência inadequada em nível superior permite que o fluxo na superfície "preencha" e enfraqueça o ciclone na superfície. Pode ocorrer também que é a divergência em nível superior que primeiro cria a baixa na superfície ao iniciar fluxo ascendente na camada imediatamente abaixo e eventualmente abrindo caminho até a superfície, onde o fluxo para dentro é então estimulado. Assim como os ciclones, os anticiclones precisam também ser mantidos a partir de cima. O fluxo de massa para fora na superfície é acompanhado por convergência em nível superior e subsidência geral na coluna (Fig. 7.7b). Como ar descendente é comprimido e aquecido, a formação de nuvens e precipitação é improvável em um anticiclone e, por isso, eles são usualmente associados com tempo "bom". Além disso, num anticiclone o gradiente de pressão é geralmente fraco numa grande região em volta do centro e os ventos são fracos. Fig Esquema das correntes de ar associados com ciclones e anticiclones. 10

11 Devido à estreita ligação entre ventos e sistemas de tempo, consideraremos alguns fatores que contribuem para a convergência ou divergência horizontal. Já mencionamos o atrito sobre correntes de ar curvas, que faz com que o vento cruze as isóbaras para a área de pressão mais baixa. O atrito também causa convergência quando a corrente de ar é reta. Quando o ar se move da superfície relativamente lisa do oceano para a terra, por exemplo, o atrito crescente diminui a velocidade do vento, resultando num acúmulo de ar. Portanto, ventos convergentes e ar ascendente acompanham a corrente de ar do oceano para a terra (Fig. 7.8). Este efeito contribui para as condições nebulosas sobre a terra freqüentemente associadas com uma brisa marítima. Por outro lado, divergência e subsidência acompanham a corrente de ar da terra para o oceano, devido à velocidade crescente (Fig. 7.8). Fig Divergência e convergência devido a atrito. As montanhas, que também atrapalham o fluxo de ar, causam divergência e convergência ainda de outra maneira. Quando o ar passa sobre uma cadeia de montanhas, a coluna de ar precisa reduzir-se verticalmente, o que produz divergência horizontal em altitude. Ao atingir o sotavento da montanha, a coluna de ar aumenta verticalmente, o que causa convergência horizontal em altitude. A previsão do deslocamento de centros de baixa pressão é importante para a previsão de curto prazo. Além disso, os meteorologistas precisam também determinar se a circulação em ar superior intensificará um ciclone embrionário ou suprimirá seu desenvolvimento. É muito importante entender a circulação atmosférica total. SISTEMAS FRONTAIS Uma frente é uma zona de transição entre duas massas de ar de densidades diferentes. Estas diferenças de densidade são freqüentemente causadas por diferenças de temperaturas - as frentes normalmente separam massas de ar com temperaturas diferentes. Geralmente, uma massa de ar é mais quente e úmida do que a outra. Massas de ar estendem-se horizontalmente e verticalmente; Assim, a extensão ascendente de uma frente é chamada de superfície frontal ou zona frontal. 11

12 A FORMAÇÃO DE UM SISTEMA FRONTAL A figura abaixo mostra a seqüência de formação de um sistema frontal, para o no hemisfério Sul, na região de formação das frentes polares. O processo inicia-se pela formação de uma depressão, a origem de um ciclone e posteriormente o sistema frontal composto pelas frentes quente e fria. 1. As depressões começam com uma saliência na frente polar, onde o ar polar e o tropical se encontram. 2. Torcidas pelo efeito Coriolis, as duas massas de ar giram em torno de uma área de baixa pressão que se aprofunda. 3. A torção da frente desenvolve dois braços a frente quente e a frente fria e se move lentamente para leste. 4. Finalmente, a frente fria alcança a frente quente, erguendo-a do chão para criar uma frente "oclusa". A vida de uma depressão Muitas depressões atmosféricas nascem sobre o mar. Neste local, massas de ar tropicais quentes e úmidas e massas de ar polares frias e secas colidem junto a uma linha imaginária chamada "frente polar". A depressão começa quando o ar tropical se avoluma na direção do pólo. À medida que a massa de ar tropical se eleva acima da massa polar, vai criando uma área de baixa pressão na crista da saliência. O ar polar avança com rapidez para substituir o ar quente que sobe. Logo depois, ventos começam formar espirais em torno do centro de baixa pressão, enquanto as fendas frias se aquecem. A depressão se aprofunda e a frente polar começa a desenvolver uma nítida torção. Em uma das extremidades, o ar quente continua a mover-se lentamente para sobre o ar frio numa inclinação gradual (a frente quente). Na outra, o ar frio avança sob o ar quente (a frente fria). A depressão se aprofunda e é lentamente carregada para leste por ventos fortes na atmosfera superior. 12

13 Acima do solo, a superfície frontal inclina-se num ângulo baixo permitindo o ar a uma maior temperatura cobrir o ar mais frio. Idealmente, as massas de ar em ambos os lados da frente mover-se-iam na mesma direção e velocidade. Nesta condição, a frente agiria simplesmente como uma barreira que segue juntamente com as massas de ar e nenhuma massa poderia penetrar. Mas geralmente, a distribuição de pressão através de uma frente permite uma massa de ar mover-se mais rapidamente do que a outra. Assim, uma massa de ar avança ativamente contra a outra e elas colidem. Quando uma massa de ar se move de encontro à outra, resulta daí uma mistura ao longo da superfície frontal. Na maioria das vezes, as massas não perdem as suas identidades quando uma é sobreposta na outra. Qualquer massa que avança, é sempre um ar mais quente e menos denso que é forçado a subir, ao passo que o ar a uma menor temperatura e mais denso atua com uma cunha ocorrendo assim o levantamento. Para identificar uma frente num mapa do tempo de superfície, os meteorologistas utilizam: mudanças rápidas de temperaturas sobre uma distância relativamente pequena; mudanças na umidade de ar (mudanças no ponto de orvalho); alteração na direção dos ventos; pressão e mudanças em pressão; nuvens e padrões de precipitação. Abaixo estão relacionados os tipos de frentes que compões um sistema frontal: Frente Quente Uma frente quente tem ar quente e úmido atrás de si. Esse ar quente sobe acima do ar frio por ser menos denso e forma nuvens ao longo da frente. À medida que a frente quente se aproxima, há uma queda maior da pressão e a nebulosidade, a temperatura mantém-se constante ou sobe lentamente, salvo se cair um pouco por efeito da chuva. Ocorre, algumas vezes, instabilidade suficiente para formar nuvens cumulonimbus e trovoadas. À medida que a chuva cai, através do ar mais frio, a evaporação das gotas, em combinação com a turbulência do ar inferior, pode resultar na formação de nevoeiros. Com a passagem da frente, vem a elevação normal da temperatura, variação da direção do vento e melhoria das condições de tempo, embora possa haver persistência de alguma nebulosidade na massa de ar quente. 13

14 Frente Fria Em uma frente fria o ar quente é empurrado e substituído pelo ar frio. Como no caso da frente quente, a estrutura vertical do ar quente é que vai determinar as reações com referência à nebulosidade e precipitação. À medida que uma frente fria comum se aproxima há chuvas fortes podendo haver fortes rajadas de vento ou violentas tempestades. Com a passagem da frente há um aumento da pressão, uma queda brusca e grande de temperatura, um aumento na força do vento e uma variação na sua direção. Essas alterações são comumente seguidas por uma rápida modificação para tempo sem nuvens, embora algumas nuvens possam persistir por algum tempo. Frente Oclusa Uma frente oclusa é uma frente complexa onde uma frente fria se encontra com uma frente quente. Num mapa do tempo, a posição na superfície é representada por uma linha alternada com triângulos e semicírculos estendidos em direção do movimento. As condições de tempo associadas a este tipo de frente é geralmente complexo. A maioria de precipitação é produzida pelo ar quente levantado no alto. Quando as condições são suficientes, a nova frente sozinha tem a capacidade de iniciar precipitação. 14

15 Frente Estacionária Uma frente estacionária é uma frente quase estacionária onde o fluxo de ar em ambos os lados da frente não se dirige para a massa de ar fria ou para a massa de ar quente, mas é paralelo à linha da frente. As frentes estacionárias formam-se quando uma frente avançando retarda ou pára sobre uma região. Em um mapa do tempo, a posição na superfície é representada por uma linha com triângulos estendidos para o ar mais quente de um lado e semicírculos estendidos para o ar mais frio no outro. Uma mudança na temperatura e/ou uma troca de direção de ventos são geralmente observados quando um local é atravessado por esta frente. Referências Bibliográficas Goler, R. Morning Glories and North Australian Squall Lines. Disponível em Acesso em 01 de abril de IAG-USP. Squall Lines. Disponível em Acesso em 01 de abril de Markham, A. Linhas de Instabilidade. Disponível em Acesso em 01 de abril de Newton, C.W. Meteorology of the Souther Hemisphere. Boston: American Meteorological Society, 1972, 263p. Pettersen, S. Introducción a la meteorología. Madri: Espasa-Calpe, 1968, 429p. Vianello, R.,L.; Alves, R.A. Meteorologia Básica e Aplicações. Universidade Federal de Viçosa, Impr. Univ p. 15