E2 Termodinâmica Atmosférica

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A termodinâmica atmosférica descreve como as parcelas de ar se comportam quando sobem, descem ou se misturam com o ar circundante. Duas relações fundamentam toda a termodinâmica atmosférica: a lei dos gases ideais, que relaciona a pressão, a densidade e a temperatura de qualquer parcela de ar de modo que, dadas quaisquer duas dessas três grandezas, a terceira é determinada; e a primeira lei da termodinâmica, segundo a qual o calor que uma parcela de ar recebe ou libera é distribuído entre a alteração de sua própria temperatura e a realização de trabalho por expansão ou compressão. A partir dessas duas relações, define-se a temperatura potencial: a temperatura que uma parcela de ar teria se fosse levada, sem trocar calor com o ambiente, a um nível de pressão de referência comum. Como essa temperatura potencial não se altera enquanto a parcela sobe ou desce a seco e sem troca de calor, ela se comporta como um termômetro invariante para o fluxo adiabático: se duas parcelas compartilham a mesma temperatura potencial, elas vieram do mesmo tipo de ar, mesmo que agora estejam em altitudes diferentes.

Quando uma parcela de ar ascende já saturada de umidade, o calor latente liberado pela condensação do vapor d'água modera o resfriamento adiabático que ela sofreria de outra forma. É por isso que a taxa de variação adiabática (ALR) saturada, cerca de seis graus por quilômetro de ascensão, é menor que a ALR seca, cerca de nove graus e oito décimos por quilômetro, que é a taxa experimentada por uma parcela ascendendo sem condensar sua umidade. A liberação desse calor latente é o que distingue uma parcela saturada de uma seca: quanto mais vapor d'água a parcela condensa ao ascender, mais calor latente ela libera e mais seu resfriamento é retardado.

O mesmo conceito de temperatura potencial é estendido ao caso úmido com a temperatura potencial equivalente, que, além da temperatura da parcela, incorpora a energia transportada pelo seu vapor d'água. Assim como a temperatura potencial ordinária é conservada na ascensão seca, a temperatura potencial equivalente é conservada em processos adiabáticos úmidos e, por essa razão, tornou-se o parâmetro termodinâmico fundamental para caracterizar massas de ar tropicais e convectivas, onde a umidade nunca é um detalhe menor.

Todo esse comportamento térmico da parcela de ar — o quanto ela esfria à medida que sobe, quanto calor latente ela libera, com que rapidez sua temperatura potencial muda — determina se essa parcela acaba sendo mais quente do que o ar circundante, e essa diferença de temperatura é o que produz o impulso ascendente que continua a empurrá-la para cima. A energia convectiva disponível quantifica precisamente essa energia potencial que a parcela pode converter em energia cinética vertical à medida que sobe livremente, impulsionada por seu próprio impulso ascendente, do nível de convecção livre — o ponto onde esse impulso ascendente começa — até o nível de equilíbrio, o ponto em que a parcela deixa de ser mais quente do que o ambiente ao seu redor e o impulso ascendente se esgota. Quando a energia convectiva disponível excede aproximadamente 1.000 joules por quilograma, o ambiente torna-se propício ao desenvolvimento de convecção intensa.

Antes mesmo que a parcela de ar possa atingir o nível de convecção livre e começar a acumular essa energia convectiva disponível, ela geralmente precisa atravessar uma camada de ar mais quente do que ela, o que a desacelera em vez de impulsioná-la para cima: a inibição convectiva mede precisamente essa barreira de energia que deve ser superada antes que a convecção possa começar. Assim, a termodinâmica atmosférica descreve o destino completo de uma parcela de ar: como sua temperatura potencial muda à medida que sobe ou desce, quanto calor latente ela libera se ficar saturada e se essas mudanças, em última análise, lhe fornecem energia suficiente — uma vez superada a inibição convectiva — para desencadear convecção intensa.

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