Buscar

FUNDAMENTOS DE METEOROLOGIA

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 3, do total de 155 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 6, do total de 155 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 9, do total de 155 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Prévia do material em texto

FUNDAMENTOS DE 
METEOROLOGIA 
Curso: Licenciatura em Ensino de Física 
 
Nível: 2o Ano 
II semestre 
 
Docente: dr. Caisse Amisse 
 
Nampula, 2014 
INTRODUÇÃO 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
Disciplina: Meteorologia/ 2o Ano / 2oSemestre/ 
Carga horária semanal - 5h 
Disciplina da componente de formação científico-técnica específica. 
Ministrada em 20 semanas, distribuídas em aulas 
teóricas e praticas, incluindo avaliações; 
Visa levar o estudante a conhecer: 
Diversas áreas da meteorologia; 
Sua aplicabilidade no nosso dia-a-dia; e 
Relacionar a Meteorologia com diversas áreas da Física. 
INTROD. 
INTRODUÇÃO 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
Objectivos da disciplina: 
No fim desta cadeira, o estudante deve ser capaz de: 
Conhecer as diversas áreas da meteorologia e 
descrever a relação entre elas; 
Falar dos fenómenos atmosféricos, como e quando 
podem ocorrer com mais detalhes; 
Interpretar com clareza os processos envolvidos na 
variação do tempo e do clima, em particular na região 
em que o nosso país se localiza. 
 
INTRODUÇÃO 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. Tabela1: plano temático resumido da disciplina de Meteorologia 
 
 
INTRODUÇÃO 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
Estratégias e métodos de Ensino-Aprendizagem: 
Aulas teóricas e praticas (ou seminários); 
Debates; 
Trabalhos de pesquisa feitos pelos estudantes sob orientação 
do docente da cadeira; 
Meios de ensino: 
Quadro; giz; mapas; retroprojector; computador; 
Outros recursos relevantes para a cadeira, como visita de 
estudo ao INAM-Delegação de Gaza; 
Avaliação: 
Duas (02) avaliações escritas ou uma (01) avaliação escrita e 
um (01) trabalho de pesquisa; 
Um (01) exame escrito. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
INTRODUÇÃO 
Bibliografia Básica: 
McGregor, G. R. (1998). Tropical Climatology, 2nd 
edition, England. 
Martin, T. N., D. D. Neto et al. (2004). Revista 
Brasileira de Agrometeorologia, Santa Maria, Brasil. 
Thornton, P.E. et al. (1999). Agricultural and Forest 
Meteorology: An improved algorithm for estimating 
incident daily solar radiation from measurements of 
temperature, humidity and precipitation, no 93. 
Varejão-Silva, (2005). Meteorologia e Climatologia, 
Recife, Brasil. 
Ayoade, J.O (1991). Introdução a Climatologia para os 
trópicos., 3ª ed., São Paulo: Bertrand Brasil,. 332p. 
Etc. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
INTRODUÇÃO 
Conteúdos a leccionar por cada capítulo 
 
Capitulo I: A Meteorologia e suas ramificações. 
1.1. Noções gerais (tempo, vento e clima, temperatura, etc.). 
1.2.Organização dos serviços meteorológicos nacionais e 
internacionais. 
1.3. Aplicações práticas da meteorologia: 
O impacto económico do tempo. 
Agricultura: crescimento das plantas, florestas. 
Aviação: desastres do tempo: descolagem e aterragem. 
Actividades marítimas. Etc. 
 
 Capitulo II: A Atmosfera 
2.1. Origem da atmosfera e composição. 
2.2. Distribuição vertical da temperatura. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
INTRODUÇÃO 
Conteúdos a leccionar por cada capítulo 
 
Capitulo III: A energia da atmosfera 
Balanço de energia e transferência de energia. 
Energia solar: absorção pela atmosfera, dispersão, reflexão, 
absorção pela terra. 
 Capitulo IV: Movimento vertical da atmosfera. 
Gradiente de pressão. 
Processo adiabático. 
Variação da estabilidade adiabatica. 
Cartas adiabáticas. 
Capitulo V: Nuvens, Precipitação e o Ciclo Hidrológico. 
Tipos de nuvens. 
Condensação e formação das nuvens. 
Precipitação, evaporação. 
O ciclo hidrológico. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
INTRODUÇÃO 
Conteúdos a leccionar por cada capítulo 
 
Capitulo VI: Movimento horizontal da atmosfera 
6.1. Os ventos da atmosfera (vento gradiente, vento geostrófico e 
vento da camada de fricção). 
6.2. A temperatura e os movimentos do ar. 
Escalas de movimento. Circulação geral da atmosfera. 
Ciclones e anticiclones, tipos de vento (ventos locais, brisas 
terrestres e marítimas, ventos de montanha e vale, etc.). 
Capitulo VII: Sistemas extra-tropicais de tempo. 
7.1. Massas de ar e frentes. 
Tipos de massas de ar. 
Frentes de ar. 
Correntes de Jacto. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. I 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
INTRODUÇÃO 
Conteúdos a leccionar por cada capítulo 
 
Capitulo VIII: Meteorologia tropical. 
 8.1. O tempo tropical: zona de convergência inter-tropical, 
ciclones tropicais, caso especial da região em que Moçambique 
se localiza. 
 
Capitulo IX: Instrumentos meteorológicos (termómetro, 
radiómetro, pluviómetro, anemómetro, etc.) e a previsão do tempo: 
recolha de dados, análise das cartas de tempo, prognóstico 
meteorológico/ previsão do tempo, precisão da previsão do tempo. 
 
Capitulo X: O Clima. 
 10.1. Factores/ Elementos do clima: temperatura, humidade, etc. 
 10.2. Classificação do clima. 
 10.3. Mudanças climáticas. 
 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
A Meteorologia vem do grego: 
 meteoros (= elevado no ar ou tudo que cai) + logos 
(= estudo). 
 
 É a ciência que estuda os fenómenos 
atmosféricos, desde a superfície da Terra até a 
estratosfera, cerca de 25 km de altitude; 
 com ênfase naqueles com impacto nas 
actividades humanas e na biosfera. 
Os seus impactos mais tradicionais tornam-se 
conhecidos através da previsão do tempo e da 
climatologia. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
1.1. Tempo e clima 
Tempo: estado da atmosfera em determinado instante e 
lugar. Por exemplo: 
Valor da temperatura, pressão atmosférica, 
direcção e velocidade do vento, humidade e relativa 
na cidade Pemba no dia 15 Janeiro de 2009. 
Porém, variações, flutuações e condições 
extremas do tempo são também importantes para 
a caracterização de uma região. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Clima: representa o tempo médio, isto e, conjunto de 
condições normais que dominam uma região; 
 obtidas a partir das medias de observações 
durante um certo intervalo de tempo (10 anos na 
região equatorial e 30 nas regiões inter-tropicais e 
temperadas) 
Por exemplo: 
 A temperatura ou precipitação media de Janeiro na 
cidade de Pemba. 
A cidade de Xai –Xai está quente em Novembro. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Agricultores: estão interessados não apenas em 
conhecer a precipitação média de Novembro, mas também 
a frequência de Novembros extremamente secos. 
Gestãode recursos hídricos: exige o conhecimento não 
apenas de valores médios, mas também de valores 
extremos e sua probabilidade de ocorrência. 
Concluindo: 
A longo prazo, o clima determina se uma região é ou não 
habitável, e sua vegetação natural; 
num prazo mais curto, é o tempo que condiciona a 
segurança dos meios de transporte, a forma de lazer, a 
dispersão de poluentes e as actividades da agricultura. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Elementos que se medem regularmente e considerados 
básicos (mais importantes) para a descrição do estado do 
tempo. 
TEMPO 
Temperatura do 
ar 
 (T) 
Humidade do ar 
(H) 
Vento (v) 
direcção 
+ 
Velocidade 
Pressão 
Atmosférica 
(P) 
Tipo 
de 
nuvens 
Precipitação 
 Acumulada 
(p) 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Meteorologia – ciência extremamente vasta e complexa. 
Atmosfera muito extensa, variável e sede de inúmeros 
fenómenos. 
Ideias e conceitos gerais são abordados em ramos 
tradicionais da Meteorologia: Meteorologia pura e 
Climatologia. 
 Meteorologia 
Pura 
Meteorologia 
Física 
Meteorologia 
Sinóptica 
Meteorologia 
Dinâmica 
Meteorologia 
Observacional 
Meteorologia 
Instrumental 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Climatologia 
estuda os fenómenos atmosféricos do ponto de vista de suas 
propriedades estatísticas (médias e variabilidade) para 
caracterizar o clima em função da: 
localização geográfica; 
estação do ano, 
 hora do dia, etc. 
 Os diversos ramos da Meteorologia são áreas inter-relacionam e 
se sobrepõem. 
Podem-se identificar através de vários critérios: 
i. segundo região de estudo; 
ii. segundo a aplicação; 
iii. técnica ou equipamentos utilizados. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Ramos da Meteorologia: 
i. Segundo aArea de Estudo 
Meteorologia 
Tropical ou de 
Baixas Latitudes 
Meteorologia de 
Latitudes Medias 
Meteorologia 
Regional 
Micro-Meteorologia 
Meteorologia de 
Meso-Escala 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Ramos da Meteorologia: 
ii. Segundo a Aplicação 
Meteorologia 
Aeronáutica 
Meteorologia 
Marinha 
Agro-
Meteorologia 
Meteorologia 
Ambiental 
Hydro-
Meteorologia 
Bio-Meteorologia 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Ramos da Meteorologia: 
iii. Segundo a Técnica ou Equipamentos Utilizados 
(Detecção Remota) 
Radio-Meteorologia 
Meteorologia por 
Satélite 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Ramos da Meteorologia: 
Tecnologias sofisticadas tais como as associadas a: 
Radar 
Satélites 
permitem observação e monitoramento mais 
detalhado da atmosfera; 
 computadores de alta velocidade tornam 
possível lidar com complexos modelos numéricos 
da atmosfera. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Importancia da Meteorologia: 
Com crescente acervo de conhecimentos na Meteorologia, 
torna-se possivel compreender e solucionar problemas 
praticos, tais como: 
Previsão de fenómenos atmosféricos que influenciam 
as actividades humanas: 
variação diária do tempo; 
riscos para a aviação; 
Secas e cheias; 
 tempestades severas; 
 eventos na alta atmosfera que possam afectar as 
rádio-comunicações), etc. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Importancia da Meteorologia: 
Avaliação do impacto das actividades humanas 
sobre o meio atmosférico: 
poluição do ar; 
 modificação da composição da atmosfera; 
 tempo e clima; 
Etc. 
Modificações benéficas de certos processos físicos que 
agem em pequena escala: 
supressão de granizo e de nevoeiro; 
aumento e redistribuição da precipitação através da 
alteração da quantidade de partículas higroscópicas; 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Importacia da Meteorologia: 
Fornecimento das informações estatísticas 
básicas da atmosfera necessárias para 
planeamento de longo prazo: 
zoneamento de uso do solo; 
 projecto de edifícios; 
especificações para aeronaves; 
Etc. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Concluindo: 
O tempo e clima são decisivos para: 
 Agricultura; 
Zootecnia; 
Gestão de recursos hídricos 
Aspectos da vida quotidiana: vestuário, actividades ao ar 
livre, etc.; 
Saúde humana/danos materiais em condições extremas; 
Transportes (terrestre, marítimo e aéreo); 
Tomada de decisões politicas relacionados com a poluição 
ambiental e seu controle (comportamento da Atmosfera) 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. I: INTRODUÇÃO A METEOROLOGIA 
CAP. I 
Organizações Meteorológicas: 
Cada pais do mundo possui uma organizacao (ou 
instituto Nacional de Meteorologia). 
Cada um desses Institutos subordina-se a 
OMM/WMO (organização meteorológica mundial/ 
World Meteorological Orgainzation); 
 responsável pela coordenação e supervisão da 
situação meteorológica no planeta; 
 Para de Moçambique temos o Instituto 
nacional de Meteorologia (INAM) com sede em 
Maputo e possui delegações em todo o país. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
2.1. Composição do ar 
Atmosfera, camada gasosa que envolve a Terra; 
constituída por: 
 mistura de gases (ar seco); 
 vapor de água; e 
partículas em suspensão; que varia em função do 
tempo, da situação geográfica, da altitude e das 
estações do ano. 
 
 
 
Tabela : Principais gases que compõem o ar seco até 25 Km de altitude 
 Fonte: Varejão-Silva (2005) 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
2.1.1. Distribuição dos gases na atmosfera 
 
Quase toda a atmosfera está contida nos primeiros 100Km 
acima da superfície do mar. 
Acima dos 60Km até 1000Km encontramos a Ionosfera: 
muito importante para a comunicação a longa 
distância; 
 pois reflecte ondas de rádio 
Acima dos 100Km a densidade do ar é desprezível 
quando comparada com a densidade à superfície. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
As concentrações de: 
 O2, N2, Ar são quase constantes em quase toda a 
atmosfera abaixo dos 100Km; 
CO2 pode ser elevada nas proximidadesdas suas 
fontes (queimadas, cidades, estradas, indústrias, ou variar 
durante o dia devido ao ciclo metabólico das plantas 
ligado ao ciclo do sol); 
vapor de água é, na maioria dos casos maior próxima à 
superfície da Terra, que é mais quente e é onde se 
localizam as fontes de humidade; 
O3 encontra-se a cerca de 25Km de altitude devido a 
acção dos raios ultravioletas do sol; . É nesta camada que 
ocorre a absorção da radiação ultravioleta, impedindo que 
esta penetre na atmosfera. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
Atmosfera é um gás, sofre acção da pressão devido ao 
seu peso. 
 a pressão é maior próxima à superfície de modo 
a suportar todo o peso da atmosfera acima. 
 Deste modo, a densidade do ar também é maior 
perto da superfície. 
A maior parte dos fenómenos meteorológicos de 
importância têm lugar abaixo dos 10 a 12 Km, e 
toda a vida se concentra nos primeiros 100 a 200m 
acima da superfície. 
Figura: distribuição vertical da massa atmosferica 
 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
2.1.2. Perfil Vertical da Atmosfera 
Uma vez que a composição da atmosfera é mais ou menos 
constante para os seus constituintes principais, ela não pode ser 
usada para identificar camadas ou regiões na vertical. 
 O critério mais conveniente é o da estrutura térmica, que 
divide a atmosfera nas camadas. 
Figura : Perfil vertical da atmosfera. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
i. Troposfera 
 A camada inferior da Atmosfera; 
Estende-se a uma altitude média de 12Km (aproximadamente 
20Km no equador e, cerda de 8Km nos pólos). 
 temperatura decresce com a altitude (~ 6.5°C/Km); Esta taxa na 
realidade é bastante variável, algumas vezes a temperatura cresce em 
finas camadas, caracterizando uma inversão de temperatura. 
é o principal domínio de estudo dos meteorologistas, pois é nesta 
camada que ocorrem essencialmente todos os fenómenos que em 
conjunto caracterizam o tempo; 
Contém cerca de 90% da massa da atmosfera. 
Na troposfera as propriedades atmosféricas são facilmente 
transferidas por turbulência de grande escala e mistura. 
O seu limite superior é conhecido como tropopausa. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
ii. Estratosfera 
 Localiza-se acima da troposfera, desde a tropopausa até 50 e 55Km. 
A temperatura da estratosfera mantêm-se praticamente constante até 
cerca de 20Km (camada isotérmica). A partir desse nível, a temperatura 
sobe lentamente até cerca de 32Km, aumentado depois rapidamente. 
 Radiação UV proveniente do Sol e absorvida pelo ozono nesta região. 
A baixa densidade da troposfera a estas altitudes significa que a 
radiação solar é transferida para uma quantidade relativamente pequena 
de moléculas. Estas moléculas têm por isso energia cinética elevada e a 
temperatura do ar aumenta. 
O calor assim produzido é transferido para baixo por subsidência e 
radiação. 
verifica-se menor convecção porque é mais quente na parte superior e 
fria na parte inferior, verifica-se ausência de nuvens, embora se 
observem algumas nuvens ocasionalmente nas latitudes elevadas e 
altitudes entre 20 e 30Km. Seu Limite siperior (Estratopausa) 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
iii. Mesosfera 
 temperatura decresce com a altitude, até a mesopausa (seu 
limite superior que está em torno de 80 km) até atingir ~ -
90°C. 
 mesopausa marca o fim da atmosfera homogénea. Até este 
nível, a composição gasosa da atmosfera é quase constante, 
com excepção em relação às quantidades de vapor de: 
 H2O; 
 e ozónio (O3). 
A região abaixo da mesopausa é também conhecida por 
homosfera (inclui a troposfera, estratosfera e a mesosfera). 
As temperaturas na mesopausa são tão baixas do que em 
qualquer outro nível da atmosfera superior. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
iv. Termosfera 
Encontra-se logo acima da mesopausa, e sem limite 
superior definido; 
Temperatura é inicialmente constante e depois cresce 
rapidamente com a altitude, devido à absorção de ondas 
muito curtas da radiação solar por átomos de O2 e N2. 
 temperaturas mais elevadas inferiores às 
experimentadas próximo a superfície da Terra. 
 Menor densidade de moléculas dos gases, maior 
velocidade media (altas temperaturas) = menor colisão; 
Temperaturas são definidas em termos da velocidade média 
das moléculas. Baixa transferência de calor. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. II: A ATMOSFERA 
CAP. I 
Concluindo: 
Como já vimos, é importante estudar os diversos 
constituintes da atmosfera no seu todo; 
 mas quase todas as nuvens e fenómenos 
meteorológicos de interesse vital no nosso dia-a-
dia têm lugar na troposfera. 
Assim concentraremos as nossas aulas 
principalmente nos processos atmosféricos que 
ocorrem na troposfera. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Objectivos: 
compreender os principais processos de 
interacção da radiação solar e terrestre com os 
constituintes da atmosfera e da superfície da 
Terra; 
 discutir as possíveis consequências 
provenientes dessa interacção. 
Analisar os processos de troca de calor que se 
verificam no sistema atmosférico da Terra. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
O SOL, principal fonte de energia do sistema Terra-Atmosfera: 
importante nos processos físicos, químicos e biológicos; 
Radiação solar, onda electromagnética: 
qualquer alteração no fluxo incidente de radiação solar resultará 
em diferentes cenários/processos na atmosfera e superfície; 
 podendo haver alterações em vários processos meteorológicos e 
climáticos na Terra. 
Processos externos: 
Rotação e translação da Terra: dia/noite; estacão do ano 
Latitude; 
Altitude; 
Relevo, etc. 
Constituicao da atmosfera: nuvens, gases, aerosois, etc. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Alterações nos constituintes da atmosfera que 
interagem com a radiação electromagnética podem 
afectar: 
 o perfil de temperatura; e, logo 
o perfil de pressão. 
Alteração da distribuição vertical e horizontal da 
pressão atmosférica afecta: 
velocidade e a direcção do vento. 
aumento da concentração dos chamados gases do 
efeito estufa e o consequente aumento da 
temperatura do planeta. (Clima da Terra) 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
É importante lembrar que assim como o meio afecta o 
campo de radiação, o campo de radiação pode alterar o 
meio e assim por diante. Denominam-se tais processos 
como processos de realimentação do sistema (do inglês 
feedback processes). 
 
Exemplo: 
Sol 
Superficieda Terra 
Nuven 
(bloqueia 
radiação = 
efeito estufa) 
Parcela de ar 
R. Solar aquece 
 a superfície; 
Instabilidade. 
Ascensão das 
parcelas 
Resfriamento
Adiabatico. 
Humidade 
suficiente – 
conden= huva. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
O Sol 
E a fonte de energia para a atmosfera, incluído a geração 
e manutenção da vida na Terra. 
Dimensões físicas do sol: 
Raio médio 6,960 x 1010 cm 
massa 1,989 x 1033 g 
Volume 1,414 x 1033 cm3 
gravidade 2,740 x 104 cm/s2 
Período de rotação 24,65 dias 
Idade actual do sol ~ 4.5 bilioes de anos 
Tempo que resta (teoricamente) 5 biliões de anos! 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Leis de Radiação 
 
1. Lei de planck : 
 
 
 
2. Lei de Wien 
 
 
 
3. Lei de Stefan-Boltzmann 
 
 
. 
 mKT
T
2897
2897
maxmax
 
4
TE 
fhE .
Energia emitida na transição de níveis energéticos; 
energia associada a cada fotao de luz. 
f - frequência de radiação; h = 6,626 x 10-34 
constante de Planck. 
Permite estimar a T de uma fonte 
a partir do seu espectro de emissão; 
Quando mais quente o corpo 
radiante, menor e o λ de onda da 
máxima radiação 
δ = 5.67 x 10-8 [W/m2K] 
Corpos de maior T emitem mais energia total por unidade de área que 
os com menor T. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Espectro da radiação solar 
O sol emite radiação sob forma de onda electromagnética. 
Suas características: 
 
. 
 
 








Hzfrequenciaf
mondadeocumpriment
smxc
fc 
/10298.2
.
8
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Espectro da radiação solar 
A radiação monocromática incidente sobre qualquer superfície opaca 
(como a Terra) e: 
 absorvida ou reflectida 
Onde: 
Sλ - espalhamento; 
t – transmissividade; 
r – reflectividade; 
α – absorvidade. 
. 
opaconaocorpotrS
negrocorpor
EEE
incidentereflectidaabsorvido
............1
................1
)()()(








Num dia de nebulosidade media, estima-se que a superfície 
horizontal da Terra que se encontre numa distancia media Terra-Sol , 
num angulo de 90o recebe uma radiação solar igual a 1353 W/m2 . 
Também conhecido por constante solar (Io ). 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Radiação terrestre 
A radiação de onda curta vinda do sol e absorvida pela Terra e 
convertida em calor; 
A valor médio da temperatura na superfície da Terra e de -15oC, 
valor muito inferior ao da superfice do sol.. 
Assim : 
Terra emite IR ………λ = [ 4,0 – 8,0 μ]; 
Máximo de radiação solar ocorre nos 10 μ; 
 
********Bons absorsores de VIS são bons Emissores de IR; 
O3 absorve directamente IR [9.6 – 15 μ] 
Vapor de H20 – bons absorvedores de IR. São 
transparentes [8 – 11,5 μ] = JANELA ATMOSFERICA; 
Nuvens sao absorventes mais eficientes de IR. 
. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Transferencias de calor 
A convicção - e resultante de um aquecimento diferencial; 
E um dos principais processos responsáveis pela instabilidade 
atmosférica. 
A condução - e importante nas camadas finas em contactado com a 
superfície da terra; 
Radiação – tem lugar no vácuo, e comporta-se como onda 
electromagnética 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Balanço de Radiação solar 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Balanço de Radiação do sistema Terra-Atmosfera 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Balanço Longitudinal de Calor 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Variacao diaria da radiacao solar vs Temperatura 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
1. Radiações solar 
Difusa e Global 
Pirómetro Eppley 
Medição da Radiação solar 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
2. Radiação 
solar Directa 
Pireliometro 
Medição da Radiação solar 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. III: A ENERGIA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
3. Insolacao 
Heliografo de 
Campbell Stokes 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
A termodinâmica tem um papel importante no estudo da 
meteorologia: 
Sua aplicação : 
vai desde os processos micro-físicos; 
 para a formação de nuvens 
ate processos relacionados com a circulação geral da 
atmosfera. 
Entre diversos elementos do tempo (Pressão, temperatura, 
humidade, precipitação, ventos, etc.), a pressão e menos 
perceptível fisicamente. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Aquecimento diferencial entre dois pontos/superficies (ΔT) 
Diferença de pressão entre elas (ΔT) 
Gera ventos 
Variação de pressão 
tem importante 
influencia na 
variação do tempo, 
indirectamente 
ligada a outros 
elementos 
Pressão = forca exercida sobre uma superfície 
Ou 
Pressão = peso da coluna de ar acima da 
superfície sobre tal área. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
No caso da atmosfera: 
Nao possui paredes; 
E confinada: 
na base pela superficie da Terra (Oceano+Terra firme); 
No topo pela forca de gravidade que impede sua fuga para 
exterior. 
No NMM, uma coluna padrao de ar com base de 1cm2 que pesa 
aproximadamente 1kg. 
Tal pressao equivaleria uma carga de 500 toneladas sobre um 
telhado de 50m2. 
Nesta situacao o Telhado nao desaba porque a pressao actua nao 
so na vertical, mas sim em todas direccoes. 
A PRESSAO DO TELHADO CONTRABALANCA A 
PRESSAO SOBRE O TELHADO. 
 
 
A medida que z aumenta p diminui; Peso da coluna acima diminui 
Ar e incompresivel diminui tambem ρ com z diminui + peso 
da coluna de ar 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.1. Lei dos Gases 
Variáveis: 
Pressão (p); 
Temperatura (T); e 
Volume (V). 
São relacionadas pela equação de estado. Todos osgases 
obedecem aproximadamente a mesma equação, 
“EQUACAO DE ESTADO DO GAS IDEAL”, para certos 
intervalos dos valores das variáveis envolvidas. 
Existem pequenos desvios, porem desprezíveis para fins 
meteorológicos 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Lei dos Gases (cont.) 
RTP
M
R
Re
V
m
TR
M
m
PV
M
m
nmasTnRPV






*
**
1
v
v
M
R
R
*

d
d
M
R
R
*

Para ar húmido (ar seco + vapor de agua) 
Para ar seco (N2, CO2, Ar e CO2) 
TRpouTRp
dd
 
TRe
vv
.
Usada para no 
estudo da humidade 
atmosferica 
Mv =18.016 g– massa molecular da H2O 
Rv = 461 J/kg.K 
Md = 28.97 g 
Rd = 287 J/kg.K 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.1.1Unidades de Pressão 
Milibar (mb) 
Milímetro de Mercúrio (mmHg) 
Atmosfera (atm) 
Pascal (Pa) 
 
1 Pa = 1 N/m
2 ( S.I.) 
1 mb = 1 hPa = 100 Pa – Recomendada pela 
WMO em publicações técnicas. normalmente 
usada (pressões são da ordem de 105 (bar) mas 
precisão e de ordem de 10Pa. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.2. Equacao Hidrostatica 
ρ e peso do ar dependem mais de T e em menor escala de 
humidade e gravidade; 
Atmosfera esta em constante movimento, mas acelerações 
na vertical são muito pequenas ou muito localizadas no 
tempo e espaço. 
Por isso usa-se aproximação Hidrostática. 
Supõe-se que haja equilíbrio na vertical entre forcas 
devido a variação de “p” na vertical; 
Para tal usa-se Equação do Balanço Hidrostático ou 
equação hidrostática. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Equacao Hidrostatica (cont.) 
Considera-se uma coluna de ar com 
secção horizontal de área, A. 
A camada de ar situada entre as 
alturas: Z e Z+δZ 
 tem volume: δv=A δz 
Massa: δM = ρgA δZ 
Peso: δW =ρgA δZ 
 
F’ 
F 
P+δp Z+δz 
z p 
A camada sofre pressão em ambas faces horizontais 
Nível: Z p ; Nível: Z+ δZ p+ δp. 
δZ <o (- δZ) a pressão diminui com a altitude 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Equacao Hidrostatica (cont.) 
Forcas derivadas: 
 
 
 
 
AppFeApF ).('. 
……Equilíbrio das forcas com o peso 
zgp
gdzzou
zgAAppAp






0
0).(.
0'  WFF 
Considerando δZ infinitesimal (dZ) 
zgdp 
Equação 
Hidrostática na 
forma diferencial. 
Da variação de P 
com altura 
Se p(z) = po (na superfície) p(z) < po para qualquer z < 0 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.3. Altura Geopotencial 
A equação hidrostática pode ser usada para determinar a 
espessura de uma camada em função das pressões. 
zgdp 
TR
p
mas
g
dp
dz
d
 

Considerando g = go =9.8065m/s
2 = constante 
pg
TdpR
dz
d

Esta equação quando integrada de 1 para 2, resulta 
numa expressão aproximada (g não e constante na 
vertical, mas desprezível. E usada universalmente 
para determinar alturas em função de pressão. 


















21
1
1
2
12
lnln
p
p
g
TR
p
p
g
TR
zz
o
d
o
d
Equação hipsometrica, 
 T = temperatura media 
entre as duas camadas, 
Z1 e Z2 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.5. Superfícies Isobáricas 
A pressão atmosférica (p); temperatura do ar (T) e a 
humidade do ar (h) são medidos na vertical. (Radiossondas) 
A altura (z) não e medida directamente; e obtida através da 
equação hipsometrica. Desde que se conheça “p” na 
superfície, pode-se calcular as espessuras das camadas 
consecutivas a partir da superfície, somando-as para obter 
as alturas de cada nível. 
 
Superfície Isobárica – resulta da união de pontos de 
mesma pressão obtidos de varias sondagens atmosféricas de 
uma mesma região. 
ISO (= mesma)+ BARICA (= relativo a pressão) = ISOBARICA 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Cada ponto tem uma altura diferente e um desenho dessa 
superfície pode parecer um lençol ondulante, com partes 
Altas (ou cristas) e Baixas (ou depressões); 
Superfícies isobáricas nunca se cruzam, nem se tocam; 
Onde o espaçamento entre linhas e maior, a indica que a 
temperatura também e maior (Equação Hipsometrica) 
 
Fig. Superficies Isobaricas (corte vertical de 
varias superfícies isobáricas) 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
O ar tende a se movimentar das regiões de maior para as 
de menor pressão, isto e, tende a entrar nos cavados e sair 
nas cristas; 
Cavado – caracterizado por baixa de pressão em 
relação a sua vizinhança; 
Crista – caracterizada por altas pressões em relação a 
sua vizinhança. E importante para analise de 
temperatura, uma vez que o ar tende a se movimentar 
das altas para as baixas pressões. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.5. Cartas Isobaricas 
Uma superfície isobárica pode ser representada por 
linhas de alturas iguais (Isolinhas de altura geopotencial); 
Para atmosfera da Figura anterior (superfícies 
isobáricas): 
Se se efectuassem vários cortes horizontais, 
resultaria por projecção no plano horizontal uma figura 
como abaixo, para uma superfície de 850 hPa. 
Figura: Carta Isobarica 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.6. Cartas de Pressão 
Pode se cortar as superfícies isobáricas por um único plano 
horizontal; 
Neste caso, as intersecções seriam linhas de mesma pressão 
(isóbaras); 
Normalmente, essas cartas são feitas apenas para um plano no 
NMM, designado “Altura Zero”. Essas cartas são chamadas 
Cartas de Superfície: 
Nela podemos também localizar: 
Cavados e cristas; 
Centros de Baixa e de Alta Pressão. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.7. Redução da Pressão ao NMM 
Pressões ao NMM somente podem ser medidas no NMM e 
em pequeníssimas estacões em Terra, uma vez que maior parte 
destas se localiza acima do NMM; 
Existe um método para determinar a pressão que seria medida 
se a estacão estivasse no NMM; 
O método supõe que sob uma estacão a altura “H” existe 
uma camada de ar em que a temperatura “T” varia segundo 
o perfilmédio de T da atmosfera: 
KmC
dz
dT o
/5.6
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.7. Reducao da Pressão ao NMM (cont.) 
KmC
dz
dT o
/5.6
(1) 
Figura ilustrativa: 
 
22
1
:,
2
H
THTTT
pordadoseraToDaqui
HTT
HTTdzdT
dzdT
TT
T
SSS
So
oS
H
H
T
T
oS
S
o
S
o








S
oTR
Hg
S
o
d
o
S
o
o
d
oS
P
P
e
p
p
TR
Hg
p
p
g
TR
HZZ
cahipsometriequacaoaUsando
d
o



















ln
ln
:
2
H
TT
S


Tmed entre 
NMM e uma 
estacão S 
TR
Hg
So
d
o
epp 
Pressão 
media no 
NMM 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8. Leis da Termodinâmica 
Da equação dum gás ideal sabe-se que uma variação na “T” 
produz uma variação da “energia interna “u”, e vice-versa. 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT) 
E uma expressão de conservação de energia que relaciona as 
possíveis trocas de energia entre um sistema e o seu ambiente/ 
vizinhança; 
E útil para determinar o comportamento do “ar”, por exemplo 
quando sujeito a diferentes formas de transporte de energia, 
quer seja Mecânica/ Termicamente. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
Sistema - um elemento de volume de gás “V” e uma massa 
unitária “m”; 
Na Meteorologia: 
Não e pratico considerar como sistema, toda massa de ar, 
os cálculos são feitos para sistemas de massa de ar e 
volume infinitesimais, isto e, “δm” e “δV”, respectivamente. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
Trabalho realizado por um gás: 
 
VsAsse
sApW




Quando o gás expande: 
 deve vencer a foca de pressão do 
ambiente (pδA) sobre ele; 
Realiza trabalho (δW) contra o 
ambiente igual a essa forca vezes o 
deslocamento (δs) 
δV – variação do volume da parcela; 
A - e a área da superfície da parcela 
δs 
V 
Dilatação / 
expansão 
volumétrica 
δs 
pδA 
δA 
Forcas 
que 
actuam 
na 
parcela 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 
VpW  
Forma mais simples de expressar trabalho. 
Se δV > 0 ……………………… δW > 0 
Se δV < 0 ……………………… Δ W < 0 
Trabalho realizado por unidade de massa: 
 
pd
m
dV
pw
m
dW

Onde: α = 1/ρ; δV 0 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 Calor fornecido a um gás (dQ): 
“dQ” – pode produzir mudança no estado desse gás: 
Se “V” variou: 
“W” foi realizado pelo gás; ou 
“W” foi realizado contra o gás; 
Pode também haver aumento/ diminuição de “T”; 
Se “dQ” e fornercido ao gas: 
“dQ” e transformado em “dW” mecânico e/ou 
empregue no armazenamento de energia interna do 
gás. (1 Lei Termodinâmica – 1 LT) 
1LT - Lei de 
Conservação 
de Energia 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 Calor fornecido a um gás (dQ): 
 
δQ δW 
δU 
)2.1(
)1.1(
)1(
dudqdw
ou
dwdqdu
dudwdq



Em (1.1) – variação da energia interna “du” e resultado da 
transferência de energia “dq”; para dentro ou para for a do gás e pela 
realização de trabalho “dw”; 
Em (1.2) – o trabalho realizado por um gás “dw” pode provocar 
uma transferência de energia “dq” entre o gás e o ambiente/ outro 
sistema e variação de energia interna do gás “du” 
du, dw, dq: podem ser >/< 0 mas sempre obedecem a 1LT 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 Casos particulares da 1 LT: 
 
1) Transformação Isovolumétrica (V = const): 
 Volume = constante δV = 0; 
 Nao ha movimento das fronteiras; 
 . 
 
 
 
 
 
 
0  pdw
dTcdu
dTcdq
V
V


Todo calor fornecido “dq” e armazenado 
pelo gás aumentando “du”; 
Se “dq” diminuir “du” será 
diminuído na mesma proporção. 
cV – calor especifico a Volume = const; 
Para uma dada massa “m”: 
 
dTmcdQ
V

dTdq
dqdu
~

CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 Casos particulares da 1 LT: 
 
1) Transformação Isovolumétrica (V = const): 
Para Ar Seco: 
 cV = 717 J/Kg
oC 
 
 
Então, 1a Lei da Termodinâmica será: 
 
 
 
 
 
pddTcdq
V

CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 Casos particulares da 1 LT: 
2)Transformação Isobárica (p = const.) 
 P = const. dp = 0; 
 Para atmosfera, são transformações que ocorrem 
em parcelas de ar que permanecem paradas por 
algum tempo ou que se movem sobre uma 
superfície isobárica/ trajectórias curtas na 
horizontal (δp ≈0); 
 Usando a Equação de Estado: 
 
 
 
TRp
d

CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 Casos particulares da 1 LT: 
2) Transformação Isobárica (p = const.) 
 
 
TRp
d

dTRcdqdp
dpdTRcdq
ou
dpdTRdTcdq
dTRdppdpd
dV
dV
dV
d
)(0
)(
)(







dpdTcdq
cRc
p
pdV


1 lei da 
Termodinamica 
Cp =278+717 = 1004 J/K
oC 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
4.8.1. Primeira Lei da Termodinâmica (1 LT)- Cont. 
 Casos particulares da 1 LT: 
3) Transformação Isotermica (T = const.): 
 A energia interna “du” na varia (δu = 0); 
 Todo calor fornecido e transformado em trabalho 
“dw”; 
 
 
 
dwdq 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Exercícios: 
1. Calcular a densidade e o volume especifico do ar, 
sabendo que a pressão e de 1,025x 105 N/m2 e a 
temperatura e de 23,7oC. 
2. Uma camada da atmosfera na região tropical entre os 
níveis de pressão de 1000 e 500 hPa, na qual a 
temperatura media e 9oC. Encontrea sua espessura. 
2.1. A mesma camada nos pólos, com temperatura media 
de -40oC. Encontre a sua espessura. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA 
Se uma parcela de ar em contacto com o ambiente: 
 Ao subir, ou descendo, sua temperatura mantêm-se 
igual a do ambiente circundante, temos uma atmosfera 
neutra. 
C = C‟ 
A = A‟ 
B = B‟ 
T 
Z 
TB = TB‟ 
TA = TA‟ 
TC = TC‟ ZC‟ = ZC 
ZA‟ = ZA 
ZB‟ = ZB 
TB = TB‟ 
 
TA = TA‟ 
 
TB = TC‟ 
 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA 
T 
Z 
TB < TB‟ 
TA = TA‟ 
TC > TC‟ ZC‟ = ZC 
ZA‟ = ZA 
ZB‟ = ZB 
C C‟ 
A = A‟ 
B‟ B 
TC‟ TB‟ TC TA TB 
Atmosfera instável: TB < TB‟; ρB > ρB‟. 
A parcela precisa de um empuxo para continuar a subir. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA 
C C‟ 
A = A‟ 
B‟ B 
T 
Z 
TB< TB‟ 
TA =TA‟ 
TC < TC‟ ZC‟ = ZC 
ZA‟ = ZA 
ZB‟ = ZB 
TC‟ TB‟ TC TA = TA‟ TB 
Atmosfera Estável; 
TB‟ < TB – a parcela ao subir a sua temperatura diminui com altitude 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
ESTABILIDADE ATMOSFÉRICA 
Se uma parcela de “ar”, apresenta a sua temperatura 
varia adiabaticamente de tal maneira que: 
 Ao subir, torna-se mais fria que o ambiente (e 
portanto mais densa); e 
 Ao descer, torna-se mais quente que o ambiente 
(portanto menos densa); 
 A tendência e voltar ao nível de equilíbrio (posição 
inicial), caracterizando uma ATMOSFERA 
ESTÁVEL. 
 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. IV: TERMODINAMICA DA ATMOSFERA 
CAP. I 
Se representarmos o perfil da temperatura do ar (medido 
por uma radiossonda) como: 
 
 
 
Estabelecem-se os seguintes critérios de estabilidade: 
 
 
 
 

dz
dT








d
d
d
 ……………. Atmosfera estável 
 ……………. Atmosfera instável 
 ……………. Atmosfera neutra 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
Aqui faz maior sentido falar dos 
processos de evaporação e 
condensação. 
 
5.1. Evaporação 
Dado um recipiente, parcialmente 
cheio de agua e inicialmente com 
vácuo encima; 
Estão representadas algumas 
moléculas na superfície livre da agua e 
outras no interior do liquido, se 
movendo aleatoriamente em todas 
direcções, com velocidades diferentes. 
1 
2 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.1. Evaporação (cont.) 
Verifica-se: 
Eventualmente uma molécula no seio do liquido tem componente de 
velocidade perpendicular a superfície livre da agua e colide com uma das 
moléculas da superfície; 
A molécula incidente transmite “momento linear” a molécula da 
superfície, esta por sua vez escapa para fora do liquido (passando a se 
mover no espaço livre) – EVAPORACAO; 
 Evaporação – e a passagem das moléculas do estado liquido para o 
gasoso. 
Muitas moléculas do interior, vão colidir com as da superfície livre e, 
passado algum tempo: 
Algumas moléculas da agua estarão se movendo acima da superfície; 
Por sua vez estas colidem entre si, resultando num gás de moléculas livres 
movendo-se aleatoriamente acima da superfície livre. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.1. Evaporação (cont.) 
Verifica-se: 
Algumas destas moléculas, possuindo uma componente de velocidade 
dirigida para a superfície da agua, vão acabar retornando ao recipiente – 
CONDENSACAO; 
Enquanto algumas moléculas passao para o estado gasoso, outras voltam 
para o liquido; 
**TAXA DE EVAPORACAO LIQUIDA = TAXA DE SAIDA – TAXA DE RETORNO 
i) Taxa de saída: 
 Depende da temperatura do liquido. Quanto mais quente o liquido, maior e a agitação 
das moléculas e logo maior probabilidade de colisões. Como resultado, vai aumentar a taxa 
de saída das moléculas por unidade de tempo será maior. 
Se a taxa de saída das moléculas (para gasoso) for maior , a taxa de retorno (para o 
liquido) por unidade de tempo será também menor. 
A evaporação liquida e maior no inicio do processo e vai diminuindo com o aumento das 
moléculas do gás, ate se atingir o equilíbrio dinâmico. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.1. Evaporação (cont.) 
Equilíbrio dinâmico: 
TAXA DE SAIDA = TAXA DE RETORNO 
A pressão exercida pelo vapor no equilíbrio dinâmico equivale a máxima pressão de 
vapor possível, isto e, Pressão de Vapor de Saturação (es); 
Esta depende da temperatura (T); 
Se T do liquido aumentar, a agitação das moléculas aumenta, 
maior taxa de saída; 
Para restabelecer o equilíbrio, será necessário: 
um numero maior de moléculas no gás; aumentando a pressão de 
saturação. 
O contrario ocorre se o liquido esfriar. Caso o espaço acima do 
liquido contiver ar inicialmente, o processo seria semelhante, 
havendo pouca variação no valores taxa de evaporação e de es. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.1. Evaporação (cont.) 
Equilíbrio Dinâmico: 
A evaporação liquida ocorre se e < es , se houver agua liquida e 
também suprimento (elevação) de calor; 
Caso não haja suprimento de calor, o processo de evaporação 
retira o calor da própria agua, e esta naturalmente vai se resfriar. 
Se for introduzido mais vapor de agua no ar, o excesso será 
condensado na forma de agua na superfície livre da agua ou sobre 
uma superfície sólida em forma de gotas suspensas no ar, ate que 
“e” seja igual a “es” de novo; 
Também e possível condicionar a condensação do vapor 
baixando a temperatura. (Ler mais………………!) 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.2. Orvalho e Neblina 
Suponha-se está-se sob presença do “ar húmido” a temperatura de 
16oC e com a pressão de vapor, e = 12,3mb. A essa temperatura, a 
pressão de vapor de saturação e de 18,3mb. 
Isto significa que: 
O ar não esta saturado (e < es); 
Porem, se a temperatura (T) diminuir sem alterar a quantidade de 
vapor, a pressão não vai se alterar; e quando atingir o valor de 10oC, 
o ar terá exactamente a quantidade de vapor correspondente a 
saturação. 
Uma diminuição posterior de T, poderá fazer condensar parte do 
vapor. Este e o processo que ocorre na formação do Orvalho e 
Neblina; 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.2. Orvalho e Neblina (cont.) 
Na formação do Orvalho, verifica-se o seguinte: 
Durante a noite, a superfície do solo ou das plantas esfria, devido a 
perda de energia por emissãode radiação IR; e 
Com elas esfria o ar imediatamente adjacente, ate atingir o ponto 
de saturação, quando então o vapor se condensa sobre a superfície; 
A essa temperatura de saturação para uma dada pressão de vapor 
denomina-se “temperatura do ponto de orvalho”. 
No caso da Neblina, tem-se: 
O resfriamento do ar faz com que se atinja o ponto de orvalho, mas 
o vapor de agua condensa-se na forma de gotas suspensas. 
 
 
 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.3. Nuvens Convectivas 
Quando uma parcela de ar húmido e forcada a subir, ela se resfria 
axiomaticamente ate uma temperatura em que o ar contido nela fique 
saturado: 
A saturação ocorre no nível de condensação por levantamento (NCL); 
A partir de NCL para cima, a parcela torna-se cada vez mais fria, e 
parte da humidade e obrigada a condensar em gotículas de H2O que 
aumentam de volume (tamanho) a medida que a parcela sobe e, a 
medida que mais ar húmido chaga naquele nível vindo de baixo; 
 embora os processos sejam diferentes, a neblina também e uma 
nuvem formada próximo a superfície. 
Quase que todas nuvens de H2O liquida, cada gota forma-se a partir de uma 
partícula higroscópica (ou núcleo de condensação/ aerossol : pó, fumaça, 
sal do mar, compostos contidos na poluição do ar, etc.) que absorvem as 
primeiras moleculas de H2O. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.3. Nuvens Convectivas (cont.) 
Na ausência destas partículas, T teria que baixar muito mais que o 
ponto de orvalho de modo a iniciar a condensação; 
Os aerossóis tem sua origem na superfície da Terra: 
Sua concentração e maior sobre as cidades e florestas; e menor 
sobre o mar; 
Da concentração dos núcleos de condensação depende o tamanho 
das gotas formadas, isto e, para menor o numero de gotas, maior será 
a disponibilidade de vapor de H2O para cada gota; 
 se as gotas crescem o suficiente para vencer o arrasto da corrente 
de ar ascendente, elas podem cair em direcção a superfície em forma 
de chuva/ precipitação. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
5.3. Nuvens Convectivas (cont.) 
5.3.1. Classificação das Nuvens (Figura-Resumo) 
Nuvens Altas, Medias e baixas 
 
Onde: 
Ci – cirrus 
Cs – cirrostratus 
Cc – Cirrocumulus 
 Figura(A) 
As– Altostratus 
Ac – Altocumulus 
 Figuras (B) 
St– Stratus 
Sc – Stratocumulus 
Ns – Nimbostratus 
 Figura (C) 
Nuvens de desenvolvimento vertical: 
Cumulus 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
 5.4. Transformação Adiabática Saturada 
Já vimos que a parcela de ar ao subir, sofre uma transformação 
adiabática, expandindo-se/ se resfriando: 
Acima do NCL, o excesso de vapor condensa-se, libertando calor 
latente “L” (na razão de 600cal/g de vapor condensado); 
Esse calor por sua vez aquece a própria parcela; 
Deste modo, embora a parcela se resfrie ao subir, devido a expansão 
adiabática, a diminuição da temperatura não será tão grande quanto caso 
sem condensação. 
 5.4.1. Perfil Adiabático Sem Condensação 
e uma transformação adiabática seca ou não saturada. 
Ao atingir o NCL, o calor libertado não permite que a parcela se resfrie 
na mesma proporção. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
Гd 
NCL 
Z 
Fig. 5.1: Perfil adibático Seco (Гd). 
A medida que a parcela sobe, 
torna-se mais seca; 
 a curva tende assimptoticamente a 
uma recta com inclinação do perfil 
adiabático seco ( como o caso do ar 
seco). 
NCL 
Гd 
B 
NCE 
A 
Z 
T 
Fig. 5.2: Perfil adiabático Saturado (Гd). 
Гd e estável para parcelas próximas a 
superfície; 
Se a parcela fica saturada a partir de NCL, o 
perfil adiabático saturado cruza o Гd e a parcela 
passa a ter flutuações no Nível de Condensação 
Espontânea (NCE), e pode subir ate ao nivel “B” 
onde perde flutuações. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
 5.5. Humidade do Ar 
Sabe-se que o vapor de H2O e uma componente do ar cuja 
concentração vara no tempo e no espaço. E maior próximo as suas 
fontes: o solo ou superfícies liquidas de agua. Pode se expressar a sua 
concentração de diversas maneiras: 
 
i. Humidade absoluta ou densidade de vapor 
 ρv – e a densidade de vapor. Varia com “V”; 
 mv - e massa de vapor; 
 V – e o volume do vapor 
 
ii. Pressão parcial de vapor ou pressão de vapor 
 e – pressão exercida pelas moléculas de H2O; 
 e proporcional ao numero de moléculas de H2O 
Nota: se a pressão total da mistura e: 
 p – pressão parcial do ar seco. 
V
m
v
v

TRe
vv

epp
d

CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
 5.5. Humidade do Ar (cont.) 
 
iii. Razão de mistura (w) 
 
 … Razão entre a massa de vapor e a massa do ar seco. 
 
 
Normalmente expresso em “g/kg” porque a massa de vapor e muito 
pequena em relação a do ar seco; 
Porque o “volume ocupado pelas moléculas de vapor = volume 
ocupado pelas moléculas do ar seco”, usando a equação de estado 
temos: 
 
 , mas 
 
 
 
d
v
m
m
w 
TRp
TRe
ddd
vv




d
v
d
v
d
v
V
V
m
m
w





 
v
d
vd
d
dd
v
Rep
eR
Rp
eR
TRp
TRe
w



461
287
v
d
R
R
peppe
p
e
w  ....
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
 5.5. Humidade do Ar (cont.) 
 
iv. Humidade relativa 
 .... E a razão em (%) entre a quantidade de vapor 
 existente e a máxima quantidade de vapor 
 possível a mesma T, se o ar estivesse saturado. 
 
 
 
 
NOTA: 
 RH dá-nos a ideia do quanto falta para o ar ficar saturado. Quer 
dizer, mesmo que a quantidade de vapor seja pequena, a 
temperatura pode ser tão baixa que uma pequena diminuição 
posterior a mesma, o ponto de saturação seja atingido. 
s
w
w
RH %100
p
e
ep
e
w
s
s
s
s
 


s
e
e
RH %100
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. V: Vapor de Agua na Atmosfera 
CAP. I 
 5.5. Humidade do Ar (cont.) 
 
v. Ponto de Orvalho 
Corresponde a temperatura a qual a parcela de ar húmido 
atinge a saturação. Neste caso, uma parcela de ar com 
pressão de vapor “e”, atemperatura do ponto de orvalho 
“Td”, obedece a equação: 
 
 
 
 
ds
Tee 
)(
)(
Te
Te
RH
s
ds
OBS: 
 Em registos e mensagens meteorológicas, normalmente são 
dados “T” e “Td”, a partir dos quais se podem obter todas 
outras grandezas relativas a “RH”. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
Movimentos atmosféricos são resultado da diferença de pressões 
entre duas regiões. 
Vento é resultado da acção de forcas, das quais a forca de pressão é a 
origem do movimento. Assim: 
 a atmosfera age através do vento como resposta as diferenças de 
pressão, no sentido de diminuir essas diferenças; 
O vento sopra no sentido de altas para baixas pressões. 
6.1. Gradiente de Pressão 
 ….. função tridimensional 
Gradiente de pressão, é a taxa de variação da pressão atmosférica 
em função da distancia. 
Suas componentes verticais assumem maior variação na direcção 
perpendicular as isóbaras. 
 









 k
z
p
j
y
p
i
x
p
p
zyx ,,
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.1. Gradiente de Pressão (cont.) 
Exemplo-1: calcular o gradiente de pressão 
Da figura ao lado no ponto A. 
Assumimos que gradiente de pressão 
 e maior na direcção perpendicular as 
 isóbaras. 
 
 
mPa
km
hPa
km
hPa
s
p
s
p
/105
80
4
1008.0
904908
3








Exemplo-2: No ponto B, embora a 
diferença de pressão e a mesma, o 
espaçamento entre as linhas e 
maior. 
  
mPa
km
hPa
s
p
/103.3
120
904908
3





δs 
A 
900hPa 
904hPa 
908hPa 
912hPa 
100km 
900hPa 
904hPa 
908hPa 
912hPa 
δs 
B 
100km 
Sempre que a diferença de pressão entre 
isóbaras vizinhas for constante, o 
Gradiente de pressão será maior do lado 
de menor espaçamento. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.2. Forca Gradiente de Pressão) 
Considere a figura ao lado, de um elemento de volume de ar. 
δx 
δA 
Fx’ Fx 
p p +δp 
Na direcção „x‟ temos acção de duas 
forcas, devido a pressão sobre as duas 
paredes: 
 
   




zyppAppF
zypApF
x
x


'
A forca total devido a pressão na direcção “x” e: 
 
 
A forca por unidade de massa será dada por: 
 
 … 
 
 
 …. Forca gradiente de pressão 
 como função tridimensional 
  zypzyppzypFFF
xxpx
  '
x
p
zyx
zyp
V
zyp
f
M
F
px
px







1

x
p
f
px




1 xpx pf ~
pk
z
p
j
y
p
i
x
p
f
p




















11
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.2. Forca Gradiente de Pressão (cont.) 
A componente vertical de “fp” e equilibrada pelo peso da parcela; 
Na analise dos movimentos atmosféricos calcula-se apenas na horizontal: 
 
 
 
 
 
 o sinal (-) indica que “fp” 
e oposta a variação positiva de “p”. 
 
 
 
 















j
y
p
i
x
p
pf
Hp
H 
11
isobarasasdireccaona
s
p
f
H
p



 ...
1

900hPa 
904hPa 
908hPa 
912hPa 
fp 
Também “fp” pode ser definida a 
partir de alturas geopotenciais: 
0,
1
:
'
',
'1






zxse
x
z
g
x
z
gfentao
zgpp
zgpppmas
x
pp
f
px
px










x
z
gf
px



B 
C 
A P’ 
p 
p 
δz 
δx 
 …gradiente de 
 
 altura geopotencial 
para variação horizontal 
da distancia 
x
z


CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.2. Forca Gradiente de Pressão (cont.) 
A componente vertical de “fp” e equilibrada pelo peso da parcela; 
Na analise dos movimentos atmosféricos calcula-se apenas na horizontal: 
 
 
 
 
 
 o sinal (-) indica que “fp” 
e oposta a variação positiva de “p”. 
 
 
 
 















j
y
p
i
x
p
pf
Hp
H 
11
isobarasasdireccaona
s
p
f
H
p



 ...
1

900hPa 
904hPa 
908hPa 
912hPa 
fp 
Também “fp” pode ser definida a 
partir de alturas geopotenciais: 
0,
1
:
'
',
'1






zxse
x
z
g
x
z
gfentao
zgpp
zgpppmas
x
pp
f
px
px










x
z
gf
px



B 
C 
A P’ 
p 
p 
δz 
δx 
 …gradiente de 
 
 altura geopotencial 
para variação horizontal 
da distancia 
x
z


CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.3. Forca de Coriolis 
E uma forca fictícia (ou aparente); 
Aparece quando se observa o movimento da atmosfera a partir de um 
sistema de referencia preso a Terra; 
Depende essencialmente de: 
Rotação da terra; 
Latitude (fc = 0 no equador ; máxima nos pólos) ; e 
Velocidade do objecto (ou parcela de ar); E proporcional a v. 
Actua perpendicularmente ao movimento da parcela, apontand para: 
Direita no Hemisfério Norte; 
Esquerda no Hemisfério Sul. 
Por ser perpendicular a v, o trabalho realizado e nulo. Apenas actua no 
sentido de alterar a direcção e não intensidade da velocidade; 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.4. Balanço Geostrofico 
fp 
996 hPa 
1000 hPa 
fp 
fp 
fp 
fp 
fc 
fc 
fc 
v 
v 
v 
 = 
 
fc 
Δv=0 v = const. (vg) fc; v = 0 
Equilíbrio 
Geostrofico 
No inicio a parcela esta em repouso (fc ,v = 0; fp ≠ 0 ); 
A parcela e forcada a subir por ; “fp“, “v” aumenta e aparece 
“fc” que tende a desviar a parcela para esquerda (HS); 
Quando fc // fp , seus módulos também são iguais e a 
velocidade não mais varia …… Equilíbrio; 
Um aumento súbito de fp pode causar aceleração da parcela, 
aumentando fc ate um novo equilíbrio. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.4. Balanço Geostrofico (cont.) 
No caso de isóbaras Curvilíneas: 
As forcas fc e fp deve-se acrescentar a forca centrípeta (também 
fictícia) de modo que no equilíbrio, a velocidade seja tangente as 
isóbaras; 
 
 
 
No caso de isóbaras fechadas: 
O movimentoserá em torno dos centros de pressão, obedecendo a 
seguinte regra mnemónica para o HS. Para o HN, vale o inverso. 
 Centro de Pressão Sentido do Movimento Nome do Sistema 
Baixa Horário Ciclone (ver figura) 
Alta Anti-Horário Anti-Ciclone 
A 
fp 
v 
fc 
996 hPa 
1000 hPa 
1004 hPa B 
fp 
fc 
v 904 hPa 
900 hPa 
896 hPa 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.5. Forca de Atrito 
 Suponhamos que: 
A atmosfera esteja dividida em camadas superpostas; 
Camadas adjacentes apresentam velocidades medias diferentes; 
Quando ou vento se desloca de uma camada para outra haverá variação da sua 
intensidade, sendo máxima quando este perpendicular as camadas; 
Cada camada e composta por moléculas com velocidades distribuídas 
caoticamente em todas direcções; e que em media resultam na velocidade do ar 
na camada. 
 Assim: 
Moléculas que passam da camada mais lentas para a mais rápida, vão em 
media diminuir a velocidade desta; e quando passam da mais rápida para mais 
lenta verifica-se o inverso. (Transporte de Momento na vertical) 
Transporte de momento na vertical, resulta na variação do momento linear 
das camadas, representado pela forca de atrito (fa). 
 fa – actua na camada mais rápida no sentido de diminuir a velocidade; 
 - actua na camada mais lenta no sentido de acelera-la. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.5. Forca de Atrito (Cont.) 
No caso da camada adjacente a superfície da terra: 
A transferência de momento se da entre a superfície da Terra e a camada 
de ar; 
A Terra tem momento zero (0); 
Quando a camada lhe transmite momento, a variação da velocidade da 
Terra e imperceptível. 
Características da forca de atrito, na pratica: 
E oposta ao movimento, isto e, contraria ao sentido da velocidade; 
E proporcional a velocidade; 
E tanto maior quanto mais próximo da superfície. 
 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.5. Forca de Atrito (Cont.) 
Efeito das forcas gradiente de pressão, de atrito e de coriolis sobre uma 
parcela de ar. 
 
 
 
996 hPa 
1000 hPa 
Δv=0 v = const. (vg) 
fc; v = 0 
fp 
fp 
fc 
v 
fa 
A fa e muito 
elevado próximo 
superfície, o cruza as 
isóbaras com maior 
eficiência em níveis 
mais baixos da 
atmosfera 
A 
v 
v 
v 
B v v 
O vento entra no 
centro de baixa (B) 
pressão; e sai no 
centro de alta (A) 
pressão 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.6. Perfil Vertical do Vento 
v = 0 … na superfície; 
Cisalhamento = f (v, k); 
Rugosidade (k) e causada 
pela presença de plantas, 
edifícios, etc; 
Perfil vertical do vento e: 
 
 
 
 
Onde: 
0.1 < k < 10 [cm] (para areia e 
grama alta, respectivamente. 
o
z
z
kv ln
0.8 1.6 2.4 v(m/s) 
z(m) 
160 
240 
320 
400 
480 
560 
640 
Zo = 80cm 
55cm 
18cm 
Solo nu 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.7. Vento Térmico 
E também causado pelo 
cisalhamento vertical do vento; 
A inclinação das superfícies 
isobáricas aumenta com a altitude 
(z) 
A “fpH” também aumenta com 
(z), pois e proporcional ao 
gradiente da altura geopotencial 
(∂z/∂x); 
O vento geostrofico (vg) >> 
quanto >> fp , o que resulta no 
aumento da velocidade com 
altitude. 
P4 
P1 
P2 
P3 
TH


V3 
v2 
v1 
v4 VT 
V1 
z 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.8.Movimentos na Vertical 
Já vimos que as forcas que actuam na atmosfera na vertical estão 
quase sempre em equilíbrio: 
Acelerações na vertical (algumas dezenas de cm/s; excepto em 
condições muito especiais de topografia abrupta ou convecção 
intensa ) são desprezíveis quando comparadas com as na 
horizontal (150 – 200m/s); 
Movimentos verticais geralmente acontecem associados aos 
horizontais e, embora pequenos são de muito importantes para 
determinação do tempo presente. 
Causas dos movimentos verticais: 
Convergência e divergência do ar; 
Efeitos orográficos; 
Convecção e ascensão nas frentes. 
 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.8. Movimentos na Vertical 
Figura : convergência e divergência do ar 
i. Convergência e divergência 
 Junto a superfície, o ar e 
forcado a entrar no centro de 
baixa pressão (B); 
 Porque não pode permanecer 
ali/ nem penetrar no solo, e 
obrigado a subir (converge). 
 A este movimente de o ar 
entrar numa região denomina-se 
Convergência(caso dos Ciclones). 
No centro de alta pressão (A), o ar a superfície e forcado a sair do centro e, 
substituído pelo ar vindo de outras camadas superiores, resultando num 
movimento vertical para baixo (subsistência). Este processo denomina-se 
Divergência (caso dos Anti-ciclones). 
Para que haja conservação de massa de ar, a circulação nos 
centros de pressão deve ser completa na atmosfera superior. 
regiões 
Nebulosidade, 
Precipitação, 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.8. Movimentos na Vertical (cont.) 
Figura 43: movimento do ar devido aos efeitos 
orográficos 
Quando uma montanha se opõe ao 
vento: 
O ar e obrigado a subir sobre ela; 
A face da montanha a montante 
(de onde o vento flui) torna-se mais 
nebulosa e chuvosa; 
A face a vazante torna-se mais 
seca e quente, já que a humidade foi 
condensada e transformada em 
precipitação antes do ar atingir esta 
face. 
ii. Efeitos Orograficos 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.8. Movimentos na Vertical (cont.) 
iii. Convecção e ascensão de frentes 
A convecção ocorre em atmosferas instáveis. Pode iniciar com: 
Convergência do ar próximo a superfície; ou 
Efeito orográfico; 
Pode ser inibida por: 
Divergência do ar; ou 
Subsistência do ar ao descer de uma montanha 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VI: Movimentos Atmosféricos 
CAP. I 
6.8. Movimentos na Vertical (cont.) 
iii. Convecção e ascensão de frentes (cont.) 
Figura : Esquemas representativos das frentes quente e fria. 
CAP. III 
CAP. IV 
CAP. V 
CAP. VI 
CAP. VII 
CAP. II 
FWRD 
BWRD 
END! 
INTROD. 
CAP. VII: Circulacao geral 
CAP. I 
 
FIM! 
MUITO OBRIGADO PELA ATECAO 
DISPENSADA. 
Meteorologia Pura 
Representa a base teórica para a evolução da meteorologia e 
compreende diversos ramos, tais como: 
Meteorologia Física; 
Meteorologia Sinóptica; 
Meteorologia Dinâmica; 
Meteorologia Observacional; e 
Meteorologia Instrumental. 
Ramos 
Meteorologia 
Meteorologia Física 
Estudaos fenómenos atmosféricos relacionados directamente com a 
Física

Outros materiais

Materiais relacionados

Perguntas relacionadas

Materiais recentes

Perguntas Recentes