AULA - TEMPERATURA POTENCIAL

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TERMODINÂMICA DA ATMOSFERA
CÓDIGO: MTIG017 CH: 60 h
Docente: João Batista Miranda Ribeiro
OBJETIVO:
– Processos Adiabáticos
– Temperatura Potencial
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
Até certo ponto, dentre os processos que ocorrem na atmosfera, o adiabático é o mais 
importante. Tanto que, em geral, costuma-se considerar os processos na atmosfera como 
adiabáticos, principalmente quando estamos trabalhando com o ar seco. No entanto, os 
processos na atmosfera real não são inteiramente adiabáticos, uma vez que existe alguma 
mistura entre a parcela de ar e a vizinhança. Porém nós podemos desprezar esta mistura, 
pois quando o processo ocorre rapidamente, pode-se desprezar a troca de calor entre a 
parcela e a atmosfera, porque o ar é mau condutor de calor. Para se ter uma idéia da 
importância do processo adiabático, podemos exemplificar com o seguinte: movimentos 
verticais na atmosfera são da ordem de 1 cm.s-1. Suponha uma parcela de ar isolada de 
seu meio, de modo que não haja troca de calor. Se a parcela for levada durante o período 
de 24 horas, para níveis mais altos ou baixos da atmosfera, haverá um resfriamento ou 
aquecimento adiabático, respectivamente, de aproximadamente 9°C, ao final daquele 
período. Ou seja, a temperatura da parcela de ar varia adiabaticamente de 9°C ao dia, 
dependendo do movimento. No entanto, a absorção ou emissão da radiação, produz uma 
variação de temperatura na parcela, da ordem de 1°C por dia, aproximadamente. 
Comparando-se, podemos concluir que a aproximação adiabática é mais importante que 
os processos radiativos, além de que a níveis não muito próximos do solo, os fluxos de 
calor por radiação e condução são pequenos, quando comparados ao trabalho envolvido 
para comprimir e expandir uma parcela de ar que se desloca na atmosfera. 
Em períodos longos de tempo, os movimentos ascendentes são compensados 
pelos movimentos descendentes. Assim, não é possível manter só movimentos de 
ar ascendentes ou descendentes, durante muito tempo. Conseqüentemente, a 
variação média da temperatura da parcela de ar, após aquele longo período, será 
menor do que a temperatura relativa aos processos radiativos. Sendo assim, a 
aproximação adiabática pode ser considerada válida para períodos de tempo de 
até 24 h. Outros processos diabáticos (permitem a troca de calor) devem ser 
considerados, pois restringem a aproximação adiabática, um deles é a condução 
de calor. O ar é um péssimo condutor de calor, porém, a alguns milímetros do solo 
a condução molecular de calor é da máxima importância. A mistura da parcela de 
ar com o meio ambiente pode ser considerada. Seja uma bolha de ar quente 
envolvida em um meio ambiente contendo ar frio. A bolha pode esfriar-se devido 
a pequenos turbilhões. Estes turbilhões são pequenas instabilidades e ocorrem na 
forma de pequenos vórtices (em inglês são ditos eddies). Estes vórtices vão 
penetrando pelas bordas e, como conseqüência, há uma certa mistura do ar frio 
do vórtice com o ar quente da bolha. Este processo é muito importante nos 
primeiros quilômetros da atmosfera, desde que não hajam movimentos 
ascencionais organizados próximos ao solo (não é válido em terreno montanhoso, 
pois montanhas provocam movimentos ascendentes).
Equações de Poisson (1823):
Em um processo adiabático, nós podemos relacionar a temperatura T com 
o volume específico α.
T1 α1
R/c
v = T2 α2
R/c
v T αR/cv = constante
cv = cp/ʋ 
Equações de Simeon Denis Poisson (1823)-Matemático e Físico francês:
Em um processo adiabático, nós podemos relacionar a pressão P com o 
volume específico α, igualando-se as equações (2.38) e (2.40), pois dq = 0, 
portanto,
P1 α1
ᶹ = P2 α2
ᶹ P αᶹ = constante
ᶹ = 1,4
Em um processo adiabático, nós podemos relacionar a pressão P com 
a temperatura T, para uma parcela de ar ascendente.
T1 P1
-k = T2 P2
-k T P-k = constante
K = Rd/cpd = 0,286
Equações de Poisson (1823):
Em um processo adiabático, nós podemos relacionar a pressão P com a 
temperatura T, para uma parcela de ar subsidente.
T2 P1
k = T1 P2
k T Pk = constante
K = Rd/cpd = 0,286
T2 = T1 (P2/P1)
k Ѳ = T(P0/P)
k
P0 = 1000 hPa
Define-se temperatura potencial como aquela que 
uma parcela de ar teria se esta parcela fosse levada por 
um escoamento adiabático até a pressão de referência igual 
a 1000 hPa. Um escoamento adiabático é aquele que ocorre 
sem que haja troca de energia com o meio, ou seja, um 
escoamento que se dá conservando a entropia.[1]
Temperatura que uma parcela de ar (a uma pressão P e cuja 
temperatura real é T) teria, se fosse trazida adiabaticamente
até o nível de pressão aproximada de 1000 mb). Numa camada 
adiabática, a temperatura potencial não varia com a altura.
Nas primeiras camadas da atmosfera (mais próximo da 
superfície) a diferença entre Ѳ e T costuma não ser maior que 
10%. Em um processo adiabático (sem mudança de fase) a 
temperatura potencial se conserva.
https://pt.wikipedia.org/wiki/Adiab%C3%A1tico
https://pt.wikipedia.org/wiki/Entropia
https://pt.wikipedia.org/wiki/Temperatura_potencial#cite_note-1
Qual é a temperatura potencial?
Temperatura potencial é um valor teórico usado em meteorologia ou previsão do tempo e em 
oceanografia ou estudo de oceanos. Esse valor, chamado teta na meteorologia, é a temperatura 
que uma massa de ar teria se fosse submetida a uma pressão padrão. A importância do uso de 
uma temperatura padrão é que o ar esfria em altitudes mais altas e os oceanos em profundidades 
maiores, o que dificulta a comparação direta de diferentes massas de ar ou água.
Uma equação usada para definir a temperatura potencial no ar é conhecida como equação de 
Poisson. A pressão padrão de 29,97 polegadas de mercúrio (1000 milibares) é usada em um 
cálculo para converter a temperatura real. Esta equação é nomeada para Simeon Denis Poisson, 
um matemático e físico francês que a desenvolveu. O cálculo assume que nenhum calor ou massa 
é adicionado ou removido durante a conversão de pressão, uma suposição chamada alteração de 
pressão adiabática.
Os meteorologistas observam as massas de ar à medida que se movem pela Terra e tentam 
determinar quais efeitos ocorrerão ao longo do tempo. O ar esfria à medida que sobe e aquece à 
medida que cai, portanto, comparar as temperaturas reais em diferentes pontos pode resultar em 
erros nas previsões do tempo. A temperatura potencial assume que todas as massas de ar estão 
na mesma pressão e o caráter ou composição da massa de ar não muda à medida que se move.
Esse efeito também é importante para observar uma única massa de ar. À medida que as 
massas de ar circulam, elas podem encontrar montanhas ou mudar de terreno. Se uma 
massa de ar subir e esfriar, a temperatura real do ar será mais baixa. A temperatura 
potencial ignora esse fato e analisa a massa de ar na pressão padrão para determinar se 
as características da massa de ar estão mudando.
Taxa de lapso é o termo para a mudança de temperatura que ocorre à medida que a 
altitude aumenta. A taxa padrão de lapso no ar estável pode ser estimada em cerca de 3,5 
graus F (cerca de 2 graus C) por 1000 pés (300 metros) de altitude. O ar instável, como 
áreas de baixa pressão com tempestades ou frentes frias e quentes, cria condições 
atmosféricas em que a taxa de lapso não pode ser usada para estimativas de 
temperatura. A temperatura potencial pode ser usada para padronizar essas massas de ar 
a uma única pressão, permitindo comparações.
Uma consideração importante ao usar esse cálculo é o ponto de orvalho da massa de ar. 
A parcela de ar considerada deve ser ar não saturado ou ar que não esteja no ponto de 
orvalho. Isso é importante porque o cálculo não assume que massa ou energia entre ou 
saia da amostra de ar. O ar saturado pode criar chuva, que é uma perda de massa que 
tornará esse cálculo inutilizável.
Calcule a temperatura potencial de uma parcela de 
ar, que é trazida de um nível de pressão de 800 
hPa à temperatura de 20oC, para a pressãopadrão 
de 1000 hPa.
Equações de Poisson (1823):
Em um processo adiabático, nós podemos relacionar a pressão P com a 
temperatura T, para uma parcela de ar subsidente.
Ѳ=293K (1000 hPa/800 hPa)0,286
Ѳ=312,3 K
K = Rd/cpd = 0,286
T2 = T1 (P2/P1)
k
Ѳ = T(P0/P)
k
P0 = 1000 hPa
P = 800 hPa
T=20ºC+273=293K
instável
neutro
estável
altura
0
z
ΔѲ/Δz < 0
ΔѲ/Δz = 0
ΔѲ/Δz > 0
ΔѲ0 temperatura potencial (Ѳ)
Figura 1: A figura acima mostra o processo de formação de nuvens através de térmicas, que são parcelas de 
ar quente que sobem, já que são menos densas. Digitalizado de Forsdyke, A.G. Previsão do Tempo e do 
Clima.
https://meteoropole.com.br/2012/04/dica-de-livro-previsao-do-tempo-e-clima-forsdyke-a-g/
Essa pra eles resolverem!!
OBRIGADO!
João Batista Miranda Ribeiro
Fone: (91)99912-3073 E-mail: jbmr@ufpa.br
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