O Clima Urbano e suas Escalas de Abordagem

O clima urbano, segundo Monteiro (1976), “abrange o clima de um dado espaço terrestre e sua urbanização”. No entanto, como mencionado, as influências das alterações causadas pela urbanização na atmosfera se estendem para além dos limites urbanos, alterando substancialmente os climas locais e projetando seus efeitos até os espaços sub-regionais. Há na verdade, uma dupla relação (MONTEIRO, 2001, p. 200):

a) O comportamento atmosférico, integrado às demais esferas e processos naturais, “organiza” espaços climáticos a partir das escalas superiores em direção as inferiores;

b) A ação antrópica em derivar ou “alterar” essa organização ocorre no sentido inverso, ou seja, das escalas inferiores para as superiores.

Há muitas discussões conceituais e metodológicas a respeito da organização das escalas nos estudos do clima, pois estes incluem as dimensões relativas ao espaço e ao tempo. Assim, o nível escalar deve relacionar a dimensão da área a ser estudada à extensão e à duração do fenômeno climático, à abordagem específica, com a seleção dos métodos e de técnicas apropriadas e às escalas do planejamento urbano (COLLISCHON, 1998; ASSIS, 2000).

Nas diversas abordagens sobre a organização das escalas do clima há uma grande variação. A Tabela 2.4 apresenta as dimensões espaciais e temporais fundamentadas em uma flexibilidade entre as diversas grandezas.

TABELA 2.4 – Organização das escalas espacial e temporal do clima Ordem de

Fonte: Extraído de Mendonça e Danni-Oliveira, 2007, p. 23

Para Mendonça e Danni-Oliveira (2007, p. 83), o estudo de um clima particular requer a compreensão dos controles climáticos aos quais está submetido, uma vez que os aspectos da escala planetária ou Zonal, via circulação primária, definem os controles climáticos dos quais dependem os aspectos da escala Regional, via circulação secundária. Estes, por sua vez, condicionam o clima na escala Local, dado pela circulação terciária.

Desta forma, a escala climática implica uma ordem hierárquica e uma relação entre as dimensões espacial (extensão) e temporal (duração) do fenômeno a ser investigado, pois “a interação dos controles atmosféricos com os fatores geográficos do clima determina o dinamismo do fluxo de energia que se dá em áreas diferentes do espaço terrestre” (MENDONÇA e DANNI-OLIVEIRA, 2007, p. 22).

Para Monteiro (2003, p. 27), as unidades espaciais do clima estão relacionadas às unidades geomorfológicas; porém, a taxonomia do clima não visa

estabelecer limites rígidos, mas promover o estudo das relações entre os elementos e facilitar a compreensão do todo. A classificação de Monteiro (2003, p. 29), baseada em Tricart e Cailleux (1956)⁶, relaciona as unidades climáticas com as unidades ou graus de urbanização, e assim, os dados do clima aos elementos componentes do ambiente urbano, visando subsidiar o planejamento urbano. Assim, a categoria Sub-Regional corresponde à megalópole ou grande área metropolitana;

o clima Local à área metropolitana ou metrópole; o Mesoclima, correspondente à cidade grande, bairro ou subúrbio de metrópole e pode ser identificado como um compartimento básico da configuração (como uma várzea, espigão, colinas periféricas etc.); o Topoclima, no nível da pequena cidade, fácies de bairro ou subúrbio de cidade, se associa a expressões específicas formadas pelo relevo articulado à topografia edificada; e a menor unidade, o Microclima, compatível com a grande edificação, habitação, ou setor de habitação (MONTEIRO, 2003, p. 30).

Escala Zonal

Devido ao movimento de rotação do planeta e à inclinação do seu eixo em relação à elíptica, a quantidade de energia solar recebida pela Terra é distribuída por sua superfície de forma desigual, conforme a latitude e as estações do ano, criando diferentes campos de pressão que resultam na movimentação do ar em extensas áreas. O equilíbrio no balanço de energia da Terra é realizado pelas correntes atmosféricas e oceânicas ao transferirem o excesso de energia recebido nas zonas de baixa latitude (zonas intertropicais) para as zonas de latitudes médias e elevadas (zonas temperadas e polares). Na escala planetária, a circulação geral da atmosfera determina zonas climáticas e, nos diferentes lugares do planeta, define tipos de tempos (MENDONÇA e DANNI-OLIVEIRA, 2007, p. 83-84).

Escalas Regional e Sub-Regional

Após a diferenciação espacial produzida em nível Zonal, o clima de uma região só pode ser compreendido considerando-se os sistemas regionais de circulação atmosférica que, nos processos climáticos, interagem continuamente com os demais fatores, como as condições geográficas (relevo, latitude, continentalidade,

6O Capítulo 3.4 traz uma aplicação da classificação das categorias taxonômicas do clima proposta por Monteiro aos objetivos do presente trabalho e relacionada aos procedimentos adotados no mesmo.

maritimidade), geológicas e hidrológicas locais (FILL et al., 1999). “A partir daí a variação dos fatores geográficos no seu interior gera uma ‘especialização’ em nível Local, tanto mais diversificada, quanto mais heterogênea for a região”

(COLLISCHON, 1998, p. 26).

O Clima Local

Na proposta de Monteiro (2003), o Clima Local compreende superfícies de centenas de quilômetros e abrange as áreas metropolitanas, onde ocorrem as maiores alterações na atmosfera. Submetido aos controles atmosféricos determinados pelos níveis superiores associados à conformação do sítio, o Clima Local tem, além disso, a ação antropogênica como um de seus fatores de organização. Devido a ela, conforme mencionado, alteram-se o balanço de energia, a umidade, a nebulosidade, a precipitação e o sistema de circulação do vento; formam-se ilhas de calor e há poluição e produção de chuva ácida (NUNES, 2003, p. 106).

No nível Local, a conformação do terreno, o tipo de solo e a cobertura vegetal podem ocasionar pequenas alterações no tempo e determinar o clima predominante em determinado lugar. A diferenciação climática é potencializada por meio de um conjunto de aspectos do ambiente como: a quantidade de energia disponível, as propriedades termofísicas dos materiais da superfície, as características e a distribuição da vegetação e do relevo (COLLISCHON, 1998) (Tab. 2.5).

O aquecimento de uma superfície durante o dia depende: da quantidade de energia solar que a alcança; da sua exposição à radiação solar; das propriedades físicas dos materiais de absorver ou refletir a radiação solar incidente (albedo), de convertê-la em calor e de armazenar e transmitir esse calor (inércia térmica); e, do calor latente.

A quantidade de energia solar que alcança a superfície dependerá dos ângulos de incidência do Sol (altura e azimute), os quais variam conforme a latitude local, a época do ano e a hora do dia. Quanto maior o ângulo de incidência do Sol e o número de horas de insolação, maior a quantidade de energia oferecida a uma superfície horizontal. O azimute solar, por sua vez, determina as orientações das encostas que recebem maior incidência dos raios solares em áreas de topografia variada: são aquelas cujas superfícies se encontram mais próximas do plano perpendicular aos raios do Sol, o que é válido também para as áreas urbanas (COLLISCHON, 1998, p. 28).

A energia solar que atinge a superfície depende ainda, da qualidade da atmosfera que nas cidades é comprometida pela grande quantidade de gases, partículas sólidas e aerossóis lançados no ar pelas indústrias e pelo trânsito intenso de veículos. Os gases poluentes são aumentados em cinco a dez vezes na atmosfera urbana. A nebulosidade devido à concentração de aerossóis e às partículas em suspensão no ar reduz a quantidade de radiação solar direta recebida pela cidade em 15 a 20% (DANNI, 1987, p. 26).

TABELA 2.5 – Fatores geográficos produtores de climas locais Tipos de superfície Itens a serem observados

• Rochas Tipo, cor, condutividade térmica

• Solo tipo, textura, cor, conteúdo de ar e umidade e condutividade térmica

• Água área superficial, profundidade e movimentos

• Vegetação tipo, altura, densidade, cor e mudanças sazonais

• Agricultura cultivo, tipo, altura, cor e mudanças sazonais Propriedades da superfície

• Forma geométrica plana, convexa, côncava, escarpada

• Suprimento de energia latitude e altitude, grau de obstrução do horizonte natural, aspecto, declividade e exposição

• Exposição proteção proveniente de feições orográficas, proteção proveniente de construções, árvores etc.

Áreas Rurais: extensão das florestas, campos e cultivos, posição de quebra ventos e grau de agrupamento ou dispersão do habitat rural

• Rugosidade topográfica

Áreas Urbanas: distribuição e altura média dos diferentes tipos de áreas construídas, orientação e exposição das ruas, blocos e construções individuais; densidade de parques, praças e outros espaços livres, perfil vertical da área

• Albedo tipo de superfície

• Capacidade radiativa temperatura padrão e máxima da superfície; radiação terrestre observada

Fonte: Yoshino, 1975, p. 12, citado por Collischon, 1998, p. 29

Porém, as características morfológicas e o albedo das superfícies diminuem as diferenças no balanço de energia entre o campo e a cidade. O albedo que, em média, é menor na cidade, favorece uma maior absorção da radiação nas superfícies urbanas. Além disso, a parcela da radiação que é refletida sofre sucessivas reflexões devido à geometria das edificações urbanas e há ainda uma maior contra-radiação pelos poluentes mais concentrados na atmosfera urbana, impedindo a sua devolução à atmosfera superior (DANNI, 1987, p. 27).

Na escala do clima Local, o estado da superfície ativa é o fator básico de definição, pois “interfere diretamente nos fluxos de energia para as baixas camadas da atmosfera, criando ambientes diferenciados quanto ao aquecimento. Estas diferenças se acentuam conforme a condição sinóptica, pois dependem dos fluxos de radiação e das trocas de calor entre os locais” (COLLISCHON, 1998, p. 30).

Portanto, torna-se necessário conhecer algumas propriedades físicas das superfícies relativas ao fluxo de energia, como o albedo, a condutividade térmica e o calor específico.

Conforme Geiger (1990, p. 17-23) a radiação recebida pela superfície é a radiação global que compreende a parcela da radiação solar direta não refletida pelas nuvens e não absorvida ou dispersa na atmosfera, somada à parcela de radiação solar dispersa que atinge o solo. Parte da radiação global que atinge o solo será então refletida (em ondas curtas) pela superfície e depende da natureza da mesma. O albedo ou coeficiente de reflexão é a relação entre a radiação solar refletida e a incidente, expressa geralmente em porcentagem.

Os valores de albedo são variáveis também em função da textura, da cor da superfície, da natureza e do teor de umidade do solo. O estado do solo se altera no decorrer do dia e do ano e o albedo acompanha essa variação. Como o albedo afeta o balanço térmico por meio da maior ou menor capacidade da superfície de absorção da radiação solar incidente, evidencia-se a possibilidade de influenciar o balanço térmico local por meio da alteração da superfície do solo.

Assim, o albedo determina a quantidade de energia absorvida que é, em parte, transformada em calor: quanto maior o albedo, menos a superfície se aquece, devido à reduzida quantidade de energia disponível para gerar calor (COLLISCHON, 1998, p. 30).

A temperatura de uma superfície é indicada pela energia que ela emite.

Emissividade (ε) é a capacidade de um objeto emitir energia infravermelha.

As Tabelas 2.6 e 2.7 apresentam os valores de albedo e emissividade para superfícies, freqüentemente encontradas em ambientes urbanos e em ambientes rurais, respectivamente:

TABELA 2.6 – Propriedades radiantes de alguns materiais tipicamente urbanos

TABELA 2.7 – Propriedades radiantes de alguns materiais naturais

Superfície Albedo Emissividade

Solos escuros e úmidos

* O albedo da superfície da água se eleva conforme aumenta o ângulo do zênite solar.

Fonte: Oke, 1978, p. 15; Henderson-Sellers e Robinson, 1989

A transformação da energia absorvida pelas superfícies em calor é condicionada por suas características termofísicas. Nos materiais de construção, as características termofísicas relevantes são: a transmitância (U), relacionada à condutividade térmica⁷ dos materiais; e a inércia térmica (ϕ) que considera sua

7 A condutividade térmica é a propriedade do material que determina o fluxo de calor por condução partícula a partícula em uma unidade de tempo; a energia é transferida através da variação do gradiente de temperatura, sem o transporte de matéria.

capacidade térmica⁸, ou seja, a capacidade do material de reter calor. Nas superfícies construídas, a capacidade de armazenar o calor e de retê-lo durante certo tempo depende da massa e do calor específico⁹, propriedades físicas que variam em função do material empregado (DUMKE, 2002).

Devido ao alto calor específico da água e, portanto, à sua elevada inércia térmica, os corpos aquáticos podem produzir ilhas de frio ao longo do dia e ilhas de calor durante a noite. Por sua vez, o solo nu, o concreto e os metais sofrem grandes variações de temperatura durante o dia, conforme a incidência da radiação solar (COLLISCHON, 1998, p. 31-32).

Quanto maior a condutividade térmica de um material, maior sua capacidade de armazenar calor. Como o ar é um mau condutor de calor, se o solo for poroso e seco ou arenoso, o calor recebido por meio da radiação solar se concentrará numa fina camada de superfície. Contudo, um solo compacto se aquece menos, em função da mais rápida propagação do calor. Um solo orgânico seco poderá ter uma superfície mais aquecida que um solo mineral, pois, devido à cor negra, absorve mais calor (menor albedo); além disso, o ar presente no solo não permite a transferência do calor para o fundo. Mas, se o solo estiver com alto teor de umidade, poderá ser mais frio do que os solos minerais secos e do que as superfícies construídas.

Contudo, só uma parcela da energia solar absorvida pelas superfícies durante o dia é consumida no seu aquecimento. Há uma perda de calor das superfícies quando em contato com o ar, por meio da evaporação¹⁰.

A evaporação é a transformação do estado líquido em gasoso por intercâmbio térmico com o ar ambiente. O fenômeno oposto à evaporação é a condensação. O calor extraído ou adicionado à matéria mediante a mudança de estado denomina-se calor latente¹¹ (DUMKE, 2002).

8 A capacidade térmica dos materiais é utilizada na arquitetura para melhorar as condições de conforto

térmico no interior das edificações, em regiões de significativa amplitude diária da temperatura do ar, pois é possível reter o calor no interior dos elementos constituintes do envelope, possibilitando perdas de calor pra o interior quando a temperatura externa se resfria. Assim, pode-se diminuir o fluxo de calor para o interior no período de calor e armazenar o calor interno por mais tempo no período de frio, amenizando as temperaturas no interior da edificação.

9 O calor específico de uma substância é a quantidade de calor necessária para aumentar em 1ºC a temperatura de um grama desta substância. Quanto menor o calor específico de uma superfície, mais rapidamente ela se aquece.

10 Evaporação: a perda de calor decorrente da evaporação de um grama de água é de cerca de 0.58 kcal ou 0.67 Wh.

11Assim, na condensação de umidade do ar, extrai-se calor latente do mesmo e, na evaporação da umidade do ar, agrega-se-lhe calor latente.

A água, ao evaporar, consome energia, que é transferida na forma de calor latente para o vapor d’água, resultando no esfriamento das superfícies úmidas ou com vegetação que, em função disso, apresentam temperaturas menos elevadas que as superfícies secas.

Nos vegetais, a evapotranspiração conjuga a transpiração do vegetal (um processo biológico) e a evaporação da água na forma de vapor para a atmosfera (um processo físico). A evapotranspiração corresponde à perda da água depositada na superfície da planta e da água que, por meio do seu sistema radicular, é absorvida do solo. Os processos associados da evapotranspiração e do ganho da água por meio das precipitações permitem determinar a disponibilidade hídrica de uma região (TUBELIS e NASCIMENTO, 1992).

As altas taxas de evapotranspiração promovidas pelas grandes superfícies vegetadas, notadamente em dias de céu claro, resultam em perdas significativas de temperatura que, interagindo com a circulação atmosférica, alteram o clima Local, uma vez que “a circulação atmosférica decorre da distribuição não uniforme da radiação solar sobre a Terra, do movimento de rotação da Terra, das diferenças entre propriedades térmicas da Terra e da água, do relevo, da evaporação e da evapotranspiração” (RAUDKIVI apud FILL et al., 1999).

Conforme Geiger (1990), a radiação de onda longa (calor) está permanentemente presente no ambiente. A transmissão de calor, que ocorre inicialmente por condução entre as superfícies e a camada de ar junto ao solo, passa, em seguida, a ocorrer por convecção a uma pequena altura do solo, devido à baixa condutibilidade do ar. Com o aquecimento do ar, este se torna mais leve e se eleva, sendo substituído por um ar mais frio e denso que também se aquecerá: por meio da convecção térmica vertical, eleva-se a temperatura da massa de ar.

Outro fator importante na formação do Clima Local é o relevo, pois os atributos topográficos locais, assim como os atributos urbanos, quando associados à dinâmica atmosférica regional, são fundamentais na definição de ambientes térmicos diferenciados (MONTEIRO, 1990b, p. 80-114).

Desta forma, a dinâmica atmosférica, as características térmicas das superfícies, a configuração do sítio e os fatores antropogênicos são os fatores geradores do clima Local, o qual, porém, não é um estado permanente. Segundo Ribeiro (1993) (apud COLLISCHON, 1998, p. 35), os estados atmosféricos na escala do clima Local perduram, geralmente de 12 horas a uma semana, pois são

condicionados à “sucessão habitual de sistemas e subsistemas atmosféricos, configurados pela variação diária dos elementos climáticos, o que resulta na definição dos tipos de tempo que, por sua vez, possuem duração mínima de 12 horas”.

O Clima Urbano

As definições do clima urbano se apóiam na comparação de suas características climáticas com as do seu entorno. Há, portanto, uma generalização do conceito para todas as cidades, que independe da localização e do clima regional onde cada uma se insere.

Para efeito de estudo, costuma-se adotar uma classificação da atmosfera urbana, conforme se diferenciam a intensidade das alterações das camadas de ar e o conjunto de elementos que as compõem. Esta divisão em camadas atmosféricas é explicada com muita clareza por um dos pioneiros da microclimatologia, Rudolf Geiger, embora se deva lembrar o contexto em que foi escrita originalmente: há quase meio século (em 1961, em alemão) e provavelmente se referia às cidades européias, onde predominavam edificações de pouca altura e as chaminés das casas eram bastante utilizadas. Note-se ainda que o autor distingue três camadas atmosféricas:

a poluição da atmosfera da cidade é sobretudo perceptível quando nos aproximamos de uma grande cidade num dia claro de inverno e a podemos ver no seu conjunto, de preferência de um ponto alto. Uma nuvem cinzento-escura, ou por vezes colorida, paira sobre a cidade parecendo formar sobre ela um capacete que altera todo o balanço da radiação na sua área.

Medições realizadas no interior dessa nuvem permitem com freqüência distinguir três camadas: a primeira sobre o pavimento das ruas, entre as casas, contém sobretudo poeira levantada pelos veículos e os seus gases de escape; a segunda camada a cerca de 20 m de altura é alimentada pelos gases das chaminés das casas, e a terceira, entre 50 a 60 m de altura, corresponde às chaminés das fábricas (GEIGER, 1990, p. 503).

Neste trabalho, adota-se a classificação da atmosférica proposta por Oke (1978, p. 240-267), ilustrada na Figura 2.12. O autor define a Camada Limite Atmosférica como a camada que corresponde aos baixos níveis da troposfera, camada de mistura ou turbulência, gerada pela fricção entre o ar e a superfície terrestre e pela convecção de parcelas do ar aquecidas pela superfície. A altura desta camada varia conforme a influência dos processos de mistura gerados na

superfície e pode, sobre a cidade, atingir várias centenas de metros, formando-se a conhecida cúpula de contaminação. A Camada Limite Atmosférica se divide conforme as alterações do clima, devido aos efeitos da urbanização e da indústria, nos seguintes espaços:

a) Urban Boundary Layer (UBL) – Camada Limite Urbana, que engloba o fato urbano e representa a interação da atmosfera com o conjunto da cidade (meso-escala);

b) Urban Canopy Layer (UCL) – Camada Urbana ao Nível das Coberturas, também chamada de Camada do “Dossel” Urbano, que compreende o espaço entre o solo e o nível médio das coberturas das edificações e representa a interação entre a atmosfera e os elementos urbanos (espaço intra-urbano, micro-escala).

Há ainda a Urban Plume – camada sobre a Rural Boundary Layer que sofre influência da atmosfera urbana, a sotavento da área urbanizada (HENDERSON-SELLERS e ROBINSON, 1989).

FIGURA 2.12 – Representação esquemática da Classificação das Alterações Atmosféricas Urbanas

Fonte: Oke, 1978, p. 240

Entre as variáveis climáticas, a temperatura é a que mais evidencia a formação do clima urbano. O espaço construído, aliado às atividades humanas, promove um incremento térmico que tende a formar ilhas de calor nas áreas mais adensadas, quando comparadas ao seu entorno próximo. A expressão “ilha de calor” (urban heat island) foi criada por Mailey, em 1958, precedida pelo termo

“temperatura urbana” (Stadttemperatur) de Hann, em 1897 (GARCIA, 1995).

A atmosfera urbana evidencia, de forma clara, temperaturas que representam o peak, o cliff e o plateau, caracterizando a típica ilha de calor urbana, (Fig. 2.13):

FIGURA 2.13 – Representação esquemática da Ilha de Calor Urbana

Fonte: Oke, 1978, p. 254

De acordo com Geiger (1990, p. 506-508), o calor acumulado durante o dia nas massas de alvenaria da cidade, associado à redução da ventilação, retarda o arrefecimento durante a tarde; e, só lentamente, a troca de ar entre o interior e o exterior da cidade provoca a diminuição das temperaturas urbanas. Conforme o

De acordo com Geiger (1990, p. 506-508), o calor acumulado durante o dia nas massas de alvenaria da cidade, associado à redução da ventilação, retarda o arrefecimento durante a tarde; e, só lentamente, a troca de ar entre o interior e o exterior da cidade provoca a diminuição das temperaturas urbanas. Conforme o