Texto_capitulo_04_nuvens_umidade

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO 
CENTRO DE CIÊNCIAS MATEMÁTICAS E DA NATUREZA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
DEPARTAMENTO DE METEOROLOGIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
UMIDADE, CONDENSAÇÃO E NUVENS 
 
 
 
 
 
 
 
POR 
 
 
 
 
 
MARIA GERTRUDES ALVAREZ JUSTI DA SILVA1 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
RIO DE JANEIRO, RJ 
NOVEMBRO, 1998 
 
1 Tradução com finalidade didática de: 
AHRENS, A. D. Essentials of Meteorology: an invitation to the atmosphere. West Publishing Company, New York, 1993. Cap. 4, p 73-103. 
Umidade, Condensação e Nuvens 
 
A Circulação da Água na Atmosfera 
Evaporação, Condensação e Saturação 
Umidade 
 Pressão de Vapor 
 Umidade Relativa 
 Umidade Relativa e o Desconforto Humano 
 Ponto de Orvalho 
 Medindo a Umidade 
Orvalho e Geada 
Nevoeiro 
Nuvens 
 Classificação das Nuvens 
 Identificação das Nuvens 
 Nuvens Altas 
 Nuvens Médias 
 Nuvens Baixas 
 Nuvens de Desenvolvimento Vertical 
 Algumas Nuvens Raras 
Sumário 
Palavras Chaves 
Questões de Revisão 
 
 
Vimos anteriormente que na nossa 
atmosfera a concentração do gás invisível vapor 
d’água é normalmente menor do que uns poucos 
porcentos de todas as moléculas da atmosfera. 
Ainda assim o vapor d’água é extremamente 
importante por sua transformação em partículas de 
nuvens – partículas que crescem e caem para a 
superfície na forma de precipitação. O termo 
umidade é usado para descrever a quantidade de 
vapor d’água no ar. Para a maioria de nós um dia 
úmido significa alta umidade. Entretanto, existe em 
geral mais vapor d’água em um dia quente e “seco” 
do Deserto de Saara do que em um dia polar frio e 
“úmido” da Nova Inglaterra, o que faz surgir uma 
pergunta: O ar do deserto tem uma umidade mais 
alta? Como veremos mais adiante, a resposta a 
esta questão é sim e não, dependendo do tipo de 
umidade (ou do tipo de medida de umidade) que 
estamos falando. 
 Assim, para que se entende melhor o 
conceito de umidade, começaremos este capítulo 
examinando a circulação da água na atmosfera. 
Depois vamos olhar as diversas maneiras de se 
expressar a umidade. Finalmente, investigaremos 
as várias formas de condensação, incluindo orvalho, 
nevoeiro e nuvens. 
 
A Circulação da Água na 
Atmosfera 
 
 Dentro da atmosfera existe uma circulação 
sem fim de água. Já que os oceanos ocupam cerca 
de 70% da superfície da terra, podemos pensar na 
circulação como começando nos oceanos. Ali, a 
energia do sol transforma enormes quantidades de 
água líquida em vapor d’água em um processo 
chamado de evaporação. Os ventos transportam 
então o ar úmido para outras regiões, onde o vapor 
se transforma em líquido formando nuvens, em um 
processo chamado de condensação. Sob certas 
condições, as partículas líquidas (ou sólidas) da 
nuvem podem crescer em tamanho e cair na 
superfície como precipitação – chuva, neve ou 
granizo. Se a precipitação cai sobre os oceanos, a 
água está pronta para recomeçar seu ciclo 
novamente. Se, por outro lado, a precipitação cai 
sobre o continente, uma grande parte da água 
retorna ao oceano em uma jornada complexa. Este 
ciclo de movimento e transformação das moléculas 
da água de líquido para vapor e de novo para líquido 
é chamado de ciclo hidrológico. Na forma mais 
simplificada deste ciclo, as moléculas da água 
viajam do oceano para a atmosfera depois para a 
terra e finalmente para o oceano. 
 A figura 4.1 ilustra a complexidade do ciclo 
hidrológico. Por exemplo, antes da chuva atingir o 
solo, uma porção dela se evapora retornando ao ar. 
Parte da precipitação pode ser interceptada pela 
vegetação, onde ela evapora ou pinga para o chão 
depois que a chuva cessa. Uma vez na superfície, 
uma porção da água infiltra-se no solo através de 
pequenas aberturas no solo e nas rochas, formando 
os lençóis subterrâneos. Aquela parte que não se 
infiltra permanece em poças ou escoa para os rios, 
achando assim seu caminho de volta para o oceano. 
Mesmo a água subterrânea se move vagarosamente 
as vezes emergindo na superfície, só para evaporar 
ou ser carregada pelos rios na direção dos oceanos. 
 Sobre os continentes, uma considerável 
quantidade de vapor é adicionada à atmosfera 
através da evaporação no solo, lagos e rios. Mesmo 
as plantas fornecem umidade através de um 
processo chamado de transpiração. A água 
absorvida pelo sistema de raízes das plantas se 
move para cima através do tronco e emerge da 
planta através de numerosas aberturas do lado de 
 
2
baixo das folhas. Ao todo, a evaporação e a 
transpiração das áreas continentais chegam a quase 
15% dos quase 1,5 bilhões de galões de vapor 
d’água que evaporam anualmente para a atmosfera; 
os restantes 85% evaporam dos oceanos. A massa 
total de vapor d'água estocada na atmosfera em um 
dado momento soma pouco mais do que o 
suprimento de uma semana de precipitação sobre o 
todo o planeta. Já que esta quantidade varia pouco 
de dia para dia, o ciclo hidrológico é super eficiente 
fazendo a circulação da água na atmosfera. 
 
Evaporação, Condensação e 
Saturação 
 
 Para se obter um quadro um pouco diferente 
da água na atmosfera, suponha que examinemos a 
água em um "becher" similar ao mostrado na figura 
4.2(a). Se fossemos capazes de ampliar a superfície 
da água por cerca de um bilhão de vezes, veríamos 
as moléculas da água bastante próximas umas das 
outras, gingando e movendo-se ao redor. 
Poderíamos ver também que as moléculas não 
estariam movendo-se todas com a mesma 
velocidade – algumas estariam se movendo mais 
rapidamente que outras. Lembre-se o que foi dito na 
Unidade 3, de que a temperatura da água é a 
medida da velocidade média de suas moléculas. Na 
superfície, as moléculas com velocidade suficiente 
(e movendo-se na direção correta) irão 
eventualmente se desprender da superfície líquida e 
penetrar no ar acima da água. Estas moléculas, 
mudando do estado líquido para o estado de vapor, 
estão evaporando. Enquanto algumas moléculas 
estão deixando o líquido outras estão retornando. 
Essas que retornam estão condensando na medida 
que estão mudando do estado de vapor para o 
estado líquido. 
 Quando se coloca uma cobertura no 
"becher" (figura 4.2b), depois de um certo tempo o 
número total de moléculas escapando do líquido 
(evaporando) será balanceado (equilibrado) pelo 
número de moléculas que retornam (condensando). 
Quando existe esta condição, dizemos que o ar está 
saturado de vapor d’água. Para cada molécula que 
evapora, uma deve condensar, e nenhuma perda 
líquida de molécula de vapor ou de líquido ocorre. 
 Se movermos a cobertura do "becher" e 
soprarmos no topo da água, algumas moléculas 
contidas no ar serão levadas para longe, criando 
uma diferença entre o número real de moléculas de 
vapor e o número total necessário para a saturação. 
Isto vai evitar a saturação e permitirá que haja uma 
intensificação na evaporação. O vento, portanto, 
intensifica a evaporação. 
 A temperatura da água também influencia a 
evaporação. Se mantivermos todas as demais 
condições, a água quente irá evaporar mais 
rapidamente do que a água fria. A razão para este 
fenômeno é que, quando aquecida, as moléculas da 
água aumentarão suas velocidades. À grandes 
temperaturas, uma fração maior de moléculas têm 
velocidade suficiente para vencer a tensão 
superficial da água e escapar para o ar acima da 
superfície. Consequentemente, quanto mais quente 
a água, maior a taxa de evaporação. 
 Se pudéssemos examinar o ar sobre a água 
na figura 4.2(a) veríamos as moléculas de água 
movendo-se livremente e chocando-se umas com as 
outras assim como com suas vizinhas, as moléculas 
de oxigênio e nitrogênio. Veríamos também que 
misturadas com as moléculas de ar estariampequenas partículas de poeira, fumaça e sal (origem 
oceânica). Perto da superfície, em um dia comum, 
um volume de ar do tamanho de nosso dedo 
indicador contém milhares destas partículas. Como 
muitas delas servem como superfície sobre as quais 
o vapor pode se condensar, elas são chamadas de 
núcleos de condensação. No ar quente sobre a 
água, moléculas de vapor movendo muito 
rapidamente atingem aqueles núcleos com tal 
impacto que simplesmente arremessa-os para longe. 
Entretanto se o ar estiver frio, as moléculas se 
moverão mais lentamente e estarão mais aptas a 
aderirem e se condensar sobre o núcleo. Quando 
muitos bilhões dessas moléculas condensarem-se 
sobre o núcleo, uma tênue gota de nuvem se 
formará. 
 Podemos ver que a condensação ocorrerá 
mais facilmente se o ar estiver frio e as moléculas de 
vapor estiverem se movendo mais vagarosamente. 
Na medida em que a temperatura do ar aumentar, a 
condensação é menos provável porque as moléculas 
terão velocidade suficiente (energia suficiente) para 
permanecer como vapor. Como veremos neste e no 
próximo capítulo, a condensação ocorre 
basicamente quando o ar está frio. 
 
Umidade 
 
 Umidade se refere a alguma das maneiras 
de especificar a quantidade de vapor no ar. Já que 
existem vários modos de expressar o conteúdo de 
vapor d’água, existem vários significados para o 
conceito de umidade. 
 Suponha, por exemplo, que consigamos 
confinar um certo volume de ar num invólucro 
imaginário fino e elástico – uma parcela – como 
ilustrado na figura 4.3. Se extraíssemos o vapor 
d’água desta parcela, poderíamos especificar a 
umidade das seguintes maneiras: 
 
1. Poderíamos comparar o peso (massa) do vapor 
d’água com o volume de ar na parcela e obter a 
densidade do vapor d’água, ou a umidade 
absoluta. 
2. Poderíamos comparar o peso (massa) do vapor 
na parcela com o peso total (massa) de todo o 
ar na parcela (incluindo o vapor) e obter a 
umidade específica. 
3. Ou, poderíamos comparar o peso (massa) do 
vapor d’água na parcela com o peso (massa) do 
restante do ar seco e obter a razão de mistura. 
. 
A umidade absoluta é normalmente expressa 
em gramas de vapor por metros cúbicos de ar 
 
3
(g/m3), enquanto que tanto a umidade específica 
como a razão de mistura são expressas em gramas 
de vapor d’água por quilograma de ar (g/kg). 
Umidade Relativa – Embora a umidade relativa 
seja o modo mais comumente usado para descrever 
a umidade atmosférica, ela é também, infelizmente, 
a mais mal entendida. O conceito de umidade 
relativa pode parecer inicialmente confuso porque 
ela não indica a quantidade real de vapor d’água no 
ar. Em vez disso, ela nos diz quão perto o ar está de 
se tornar saturado. A umidade relativa é a razão da 
quantidade de vapor d’água realmente no ar 
comparada com a quantidade máxima de vapor 
d’água necessária para saturar o ar naquela 
temperatura particular (e pressão). É a razão do 
conteúdo de vapor d’água com sua capacidade: 
 
Olhe a figura 4.3 e observe que poderíamos 
expressar a umidade também em termos de 
pressão de vapor d’água – a força que as moléculas 
do vapor d’água estão exercendo contra as paredes 
internas da parcela. 
 
Pressão de vapor – Suponha que a parcela de 
ar esteja perto do nível do mar e que a pressão do ar 
dentro da parcela seja de 1000 milibares (mb). A 
pressão total dentro da parcela é devida a colisão de 
todas as moléculas contra as paredes da parcela. 
Em outras palavras, a pressão total da parcela é 
igual a soma das pressões dos gases individuais. Já 
que a pressão total dentro da parcela é de 1000 
milibares, e os gases dentro da parcela são o 
nitrogênio (78%), o oxigênio (21%) e o vapor d’água 
(1%), então a pressão parcial exercida pelo 
nitrogênio será de 780 milibares e a exercida pelo 
oxigênio de 210 milibares. A pressão parcial do 
vapor d’água, chamada de pressão real do vapor, 
será de somente 10 milibares. É evidente que, por 
causa do número de moléculas do vapor d’água em 
qualquer volume de ar ser pequeno quando 
comparado com o número total de moléculas de ar 
no volume, a pressão real de vapor é normalmente 
uma pequena fração da pressão total do ar. 
 Conteúdo de vapor d’água 
Umidade relativa =_________________________ 
 Capacidade de vapor d’água 
 
Podemos pensar na pressão real de vapor como 
uma medida do conteúdo real de vapor do ar e na 
pressão de saturação de vapor como uma medida 
da capacidade total do ar em reter vapor d’água. 
Portanto, a umidade relativa pode ser expressa 
como: 
 
 pressão real de vapor 
UR = ___________________________ 
 pressão de saturação de vapor 
 
 A umidade relativa é dada como uma 
porcentagem. Ar com 50% de umidade relativa 
realmente contém metade da quantidade de 
umidade necessária para a saturação. Ar com 100% 
de umidade relativa é dito estar saturado porque ele 
atingiu sua capacidade de conter vapor d’água. 
 Se mantivermos todas as outras condições, 
quando mais moléculas de ar na parcela, maior será 
a pressão do ar. Quando sopramos dentro de uma 
bola, nós aumentamos a pressão colocando mais ar 
dentro dela. Similarmente, um aumento no número 
de moléculas de vapor d’água irá aumentar a 
pressão total do vapor. Portanto, a pressão real de 
vapor é uma maneira bastante razoável de medir a 
quantidade de vapor d’água no ar. Altos valores de 
pressão real de vapor indicam um grande número de 
moléculas de vapor d’água, enquanto que baixos 
valores de pressão real de vapor indicam 
comparativamente um pequeno número de 
moléculas de vapor. 
 Vamos olhar novamente para os dois 
"becher"s na figura 4.2. Já que o ar está saturado no 
"becher" B, a umidade relativa é obviamente de 
100%. Mas e a umidade sobre o ar não saturado no 
"becher" A? Já que a temperatura no "becher" A é 
de 10o C nós sabemos (pela figura 4.4) que a 
pressão de saturação de vapor é de 12 milibares. 
Se a pressão de vapor real das moléculas de vapor 
no "becher" for de 6 milibares, então a umidade 
relativa do ar seria de (6/12 x 100)%, ou seja 50%. 
Podemos ver que se mais moléculas de vapor 
d’água forem adicionadas ao ar, a pressão real de 
vapor irá crescer e gradualmente se aproximar da 
pressão de saturação de vapor. Portanto, a umidade 
relativa crescerá. Do mesmo modo, se removermos 
moléculas de vapor do ar, a pressão real de vapor 
decrescerá e do mesmo modo a umidade relativa. 
Consequentemente, na medida em que vapor d’água 
é acrescentado ao ar (sem que haja mudança na 
temperatura do ar), a umidade relativa aumentará e, 
se vapor d’água for removido do ar, a umidade 
relativa decrescerá. 
 A pressão real de vapor indica o conteúdo 
total de vapor d’água, enquanto que a pressão de 
saturação de vapor descreve quanto de vapor 
d’água é necessário para saturar o ar a uma dada 
temperatura. Colocando de uma maneira diferente, 
a pressão de saturação de vapor é a pressão que as 
moléculas do vapor d’água exercem se o ar estiver 
saturado de vapor a uma dada temperatura. Em 
altas temperaturas do ar, é necessário que se tenha 
mais vapor d’água para haver saturação do ar. A 
pressão de saturação do ar depende em primeiro 
lugar da temperatura do ar (ver figura 4.4). 
 Olhe novamente o ar no "becher" saturado 
na figura 4.2, e note que a temperatura do ar 
saturado é de 100C. Olhando para a curva de 
saturação de vapor da figura 4.4 podemos ver que a 
pressão de saturação de vapor do ar é cerca de 12 
milibares. 
 É possível também mudar a umidade 
relativa sem mudar o conteúdo de vapor d’água do 
ar através de uma mudança na temperatura do ar. 
Isso acontece porque uma mudança na temperatura 
do ar altera a pressão de saturação de vapor do ar. 
Podemos ver como isso acontece examinandoa 
 
 
4
 figura 4.4. Já havíamos visto que quando a 
temperatura do ar é de 10O C, a pressão de 
saturação de vapor é 12 milibares. Se a pressão 
real de vapor do ar for 6 milibares, então a umidade 
relativa seria de 50%. Entretanto, se a temperatura 
do ar aumentar para 30o C, a pressão de saturação 
de vapor aumentará para 42 milibares e, se não 
houver mudança no conteúdo de vapor d’água, a 
pressão real de vapor permanecerá de 6 milibares. 
Portanto, a umidade relativa decrescerá para 6/42 ou 
14 %. Portanto, na medida que a temperatura do ar 
aumentar (sem que haja mudança no conteúdo de 
vapor d’água), a umidade relativa decrescerá. Na 
medida que a temperatura do ar caia, a umidade 
relativa aumentará porque o ar estará se 
aproximando da saturação. 
Umidade Relativa e o Desconforto 
Humano – Em um dia quente e úmido, quando a 
umidade relativa é alta, é comum ouvir as pessoas 
exclamarem a respeito da sensação desagradável: 
“Não é só o calor, é a umidade!!”. Realmente esta 
afirmação é válida. Em um tempo quente a principal 
fonte de resfriamento do corpo é através da 
evaporação da transpiração. Quando a temperatura 
do ar é alta e a umidade relativa baixa, a 
transpiração da pele evapora rapidamente, 
geralmente fazendo-nos sentir que a temperatura do 
ar é mais baixa do que realmente é. Entretanto, 
quando ambas a temperatura do ar e a umidade 
relativa são altas e o ar está próximo à saturação, a 
umidade do corpo na realidade não evapora; e a 
superfície do corpo fica encharcada de suor. Menos 
evaporação significa menos resfriamento, e assim 
nós pensaremos que está mais quente do está a 
uma temperatura similar mas com umidade relativa 
mais baixa. 
 Em muitos lugares, o conteúdo total de vapor 
do ar varia bem pouco durante um dia inteiro e, 
assim, é a mudança na temperatura do ar que 
basicamente regula as variações diárias na umidade 
relativa (figura 4.5). Na medida que o ar se resfriar 
durante a noite, a umidade relativa aumentará. 
Normalmente, os maiores valores de umidade 
relativa ocorrem no início da manhã, durante a parte 
mais fria do dia. Na medida em que o ar se aquece 
durante o dia, a umidade relativa decresce, com os 
menores valores geralmente ocorrendo durante a 
parte mais quente da tarde. 
 Uma boa medida de quão fria a pele pode se 
tornar é a temperatura do bulbo-úmido – a 
temperatura mais baixa que pode ser alcançada pela 
evaporação da água para o ar. Em um dia quente 
quando a temperatura do bulbo-úmido é baixa, 
ocorre uma rápida evaporação na superfície do 
corpo (e, portando, resfriamento). Na medida que a 
temperatura do bulbo-úmido se aproxima da 
temperatura do ar, menos resfriamento ocorre, e a 
temperatura da pele pode começar a aumentar. 
Quando a temperatura do bulbo-úmido excede a 
temperatura da pele, nenhuma evaporação ocorre, e 
a temperatura do corpo pode aumentar rapidamente. 
Felizmente, na maior parte do tempo, a temperatura 
do bulbo-úmido está consideravelmente abaixo da 
temperatura do corpo (ou da pele?). 
 Estas mudanças na umidade relativa são 
importantes na determinação da quantidade de 
evaporação da vegetação e das superfícies úmidas. 
Se você molhar seu canteiro em uma tarde quente, 
quando a umidade relativa é baixa, a maior parte da 
água irá evaporar rapidamente, em vez de infiltrar no 
solo. Molhando o mesmo canteiro à noite, quando a 
umidade relativa é alta, irá evitar a evaporação e 
aumentará a efetividade do processo. 
 Umidade relativa muito baixa dentro de casa 
pode ter um efeito adverso nos organismos vivos. 
Por exemplo, plantas domésticas terão muito pouco 
tempo de sobrevivência porque a umidade de suas 
folhas e do solo evaporará muito rapidamente. As 
pessoas sofrem também quando a umidade relativa 
é muito baixa. A rápida evaporação da umidade 
provocará ressecamento e rachaduras na pele. A 
baixa umidade também irrita as mucosas do nariz e 
da garganta, produzindo uma “comichão“ na 
garganta. Do mesmo modo, o ressecamento do 
canal nasal permite a inalação e incubação de 
bactérias, causando infeções persistentes. 
 Quando o tempo está quente e úmido, um 
bom número de problemas de saúde relacionados 
com o calor podem ocorrer. Po exemplo, em um 
tempo quente a temperatura do corpo humano 
aumenta, a glândula hipotálamo (uma glândula no 
cérebro que regula temperatura do corpo) ativa os 
mecanismos reguladores de temperatura do corpo, e 
cerca de 10 milhões de glândulas de suor molham o 
corpo com cerca de dois litros de água por hora. Na 
medida que esta transpiração evapora, uma rápida 
perda de água e sal pode resultar num quebra de 
balanço químico que pode levar a “heat cramps”. 
Uma excessiva perda de água através da 
transpiração juntamente com um aumento na 
temperatura do corpo resulta na “exaustão térmica” 
– fadiga, dor de cabeça, náusea e até mesmo 
desmaio. Se a temperatura do corpo de alguém 
crescer acima de 41o C, pode ocorrer “heat stroke”, 
resultando numa completa falha na função 
circulatória. Naturalmente se a temperatura do 
corpo continuar a aumentar, pode ocorrer a morte. 
 A umidade relativa em uma casa pode ser 
aumentada simplesmente pelo aquecimento da água 
permitindo assim sua evaporação para o ar. Isto 
aumentará a umidade relativa a níveis mais 
confortáveis. Em casas modernas, um umidificador 
instalado perto do teto, adiciona umidade no ar a 
taxas de cerca de um galão por dia em cada 
cômodo. O ar, com esta umidade adicional, é 
levado a circular através da casa por um sistema de 
ventilação forçada. Deste modo, todos os cômodos 
serão beneficiados pelo acréscimo de umidade e 
não só o cômodo onde estiver instalado o 
umidificador. 
 Em um esforço para levar em conta este 
sério problema de saúde relacionado com as 
condições de tempo , está sendo usado pelo 
National Weather Service um índice chamado de 
Índice de Calor (“heat index” – HI). Este índice 
 
5
combina a temperatura do ar com a umidade relativa 
para determinar a temperatura aparente – que é 
como uma pessoa comum “percebe” a temperatura 
do ar, levando em consideração várias combinações 
de temperatura e umidade. Por exemplo, na figura 
4.6, uma temperatura do ar de 100o F e uma 
umidade relativa de 60% produz uma temperatura 
aparente de 130o F. O colapso térmico 
(“heatstroke”) é iminente quando este índice atinge 
este nível (ver tabela 4.1). 
 Em dias quentes e úmidos as pessoas 
enfatizam quão “pesado” ou quão denso está o ar. 
O ar quente e úmido é realmente mais denso do que 
o ar quente e seco? Se você estiver interessado na 
resposta, leia a seção Focus da página 80 do livro 
texto. 
 
Ponto de Orvalho – Considere um volume de ar 
cuja temperatura é de 20o C e a umidade relativa é 
de 100%. Suponha que o ar se aqueça até 30o C, 
sem que haja mudança no conteúdo de vapor d’água 
no ar e na pressão atmosférica. A umidade relativa 
cai e o ar não estará mais saturado. Até que 
temperatura deverá este ar de 30o C ser resfriado 
para se tornar saturado novamente? Naturalmente a 
resposta é 20o C. Para esta quantidade de umidade, 
20o C é chamada a temperatura do ponto de 
orvalho ou, simplesmente, ponto de orvalho. Ela 
representa a temperatura na qual o ar deve ser 
resfriado (sem que haja mudança na pressão e no 
conteúdo de umidade do ar) para que ocorra a 
saturação. Já que a pressão atmosférica varia muito 
lentamente na superfície da terra, o ponto de orvalho 
é um bom indicador do conteúdo real de vapor 
d’água no ar. Valores altos do ponto de orvalho 
indicam altos conteúdos de vapor d’água; baixos 
valores de ponto de orvalho indicam baixos 
conteúdos de umidade. Adicionar vapor d’água ao 
ar aumenta o ponto de orvalho; remover vapor 
d’água diminui o ponto de orvalho. 
 A diferença entre a temperatura do ar e do 
pontode orvalho pode indicar se a umidade relativa 
é baixa ou alta. Quando a temperatura do ar e o 
ponto de orvalho estão muito afastadas, a umidade 
relativa é baixa; quando elas estão com valores 
próximos, a umidade relativa é alta. Quando as 
temperaturas do ar e do ponto de orvalho são 
iguais, o ar está saturado e a umidade do ar é de 
100%. Mesmo quando a umidade relativa é de 
100%, o ar, sob certas condições pode ser 
considerado como “seco”. Mais informação sobre 
isto é dada na seção Focus na pagina 81 
denominada “Ar seco com alta umidade”. 
 
Medindo a Umidade – O instrumento mais 
comum usado para se obter o ponto de orvalho e a 
umidade relativa é o psicrômetro, que consiste de 
dois termômetros de líquido-em-vidro montados lado 
a lado em um suporte metálico (figura 4.7). Os 
termômetros são absolutamente iguais exceto pelo 
fato de que um deles tem um pedaço de tecido 
(musselina) cobrindo seu bulbo. O termômetro 
coberto com a musselina – chamado de bulbo úmido 
– é umedecido com água limpa, enquanto que o 
outro termômetro é mantido seco. Ambos os 
termômetros são bem ventilados por alguns minutos, 
tanto através do giro do instrumento (psicrômetro de 
funda) ou através de um ventilador (psicrômetros 
aspirados). A água evapora da musselina e o 
termômetro esfria. Quanto mais seco o ar, maior a 
quantidade de evaporação e de resfriamento. 
Depois de alguns minutos, o termômetro de bulbo 
úmido terá estabilizado sua temperatura e atingido 
seu valor mais baixo. Lembre da seção anterior que 
esta é a temperatura do bulbo-úmido – a menor 
temperatura que se pode atingir pela evaporação da 
água para o ar. 
 O termômetro seco (geralmente chamado de 
termômetro seco) dá a temperatura do ar, ou 
temperatura do bulbo-seco. A diferença de 
temperatura entre o bulbo-seco e o bulbo-úmido é 
conhecida como depressão do bulbo-úmido. Uma 
grande depressão indica que uma grande 
quantidade de água pode evaporar para o ar e que a 
umidade relativa é baixa. Uma pequena depressão 
indica que pouca evaporação de água é possível, 
deste modo o ar está próximo à saturação e a 
umidade relativa é alta. Se não houver depressão, o 
bulbo-úmido e o bulbo-seco têm o mesmo valor; o ar 
está saturado e a umidade relativa é de 100%. 
 Os instrumentos que medem a umidade são 
normalmente chamados de higrômetros. Um tipo – 
chamado de higrômetro de cabelo – usa cabelo 
humano (ou de cavalo) para medir a umidade 
relativa. Ele é construído sob o princípio de que, na 
medida em que cresce a umidade relativa, o 
comprimento do cabelo aumenta e, na medida em 
que a umidade relativa decresce, do mesmo modo 
varia o comprimento do cabelo. Um conjunto de fios 
de cabelo (sem vestígio de óleo) é fixado a um 
sistema de alavancas. Uma pequena variação no 
comprimento do cabelo é amplificado por um 
sistema adequado e transmitido a um indicador 
calibrado para mostrar a umidade relativa, que pode 
então ser lida diretamente ou registrada em um 
gráfico. (Geralmente um gráfico é fixado em um 
sistema de relojoaria que gira de tal modo que se 
pode fazer um registro contínuo da umidade 
relativa). Como o higrômetro de cabelo não é tão 
preciso quanto o psicrômetro (especialmente em 
umidades relativas muito altas ou muito baixas) ele 
requer calibrações freqüentes, principalmente em 
áreas submetidas a grandes variações diárias de 
umidade relativa. 
 O higrômetro elétrico é outro instrumento 
usado para medir a umidade. Consiste de uma 
placa coberta com uma película de carbono. Uma 
corrente elétrica é passada através da placa. Na 
medida em que varia a quantidade de umidade do 
ar, a resistência elétrica da cobertura de carbono 
varia. Esta mudança é convertida em umidade 
relativa. Este instrumento é normalmente usado nas 
radiossondas, que mede as condições atmosféricas 
em vários níveis acima do solo. Um outro 
instrumento – o higrômetro infravermelho – mede a 
umidade atmosférica pela medida da quantidade de 
 
6
 A geada branca visível se forma em manhãs 
frias, calmas e claras quando a temperatura do 
ponto de orvalho é igual ou abaixo do ponto de 
congelamento. Quando a temperatura do ar cai até 
o ponto de orvalho (aqui chamado de ponto de 
geada) e a temperatura cai ainda mais, o vapor 
d’água pode mudar diretamente para gelo sem 
passar pelo estado líquido primeiro - um processo 
chamado de deposição2. Os delicados cristais de 
gelo que se formam desta maneira são chamados de 
geada branca, (ou “hoarfrost”), ou simplesmente de 
geada. A geada tem uma aparência de ramos ou 
galhos como em uma árvore que é facilmente 
distinguível do caso de orvalho congelado (ver figura 
4.9). 
energia infravermelha absorvida pelo vapor d’água 
em uma amostra de ar. Finalmente, a célula de 
orvalho (“dew cell”) mede a quantidade de vapor no 
ar medindo a pressão real de vapor do ar. 
 Nas últimas seções nós vimos que, na 
medida em que o ar resfria, a temperatura do ar se 
aproxima da temperatura do ponto de orvalho e a 
umidade relativa aumenta. Quando a temperatura 
do ar atinge o ponto de orvalho, o ar se torna 
saturado de vapor d’água e a umidade relativa está 
em 100%. Continuando o resfriamento parte do 
vapor se condensará e se tornará água líquida. O 
resfriamento pode ocorrer um uma porção 
relativamente pouco espessa da atmosfera, ou pode 
ocorrer perto da superfície. Nas próximas seções, 
iremos examinar a condensação que se forma perto 
do solo. 
 Em tempo muito seco, o ar pode ficar 
bastante frio e cair abaixo do ponto de congelamento 
sem que atinja o ponto de geada e, deste modo, 
nenhuma geada se formará. Geada negra é o nome 
que se dá a esta situação – uma situação que pode 
causar sérios danos às plantas. 
 
Orvalho e Geada 
 
Em noites claras e calmas, os objetos perto da 
superfície da terra resfriam-se rapidamente pela 
emissão de radiação infravermelha. O solo e os 
objetos sobre ele tornam-se mais frios do que o ar 
circundante. O ar que fica em contato com estas 
superfícies frias resfria-se por condução. 
Eventualmente, o ar se resfria até o ponto de 
orvalho. Na medida em que as superfícies (tais 
como twigs, folhas e blades of grass) resfriam abaixo 
desta temperatura, o vapor d’água começa a se 
condensar sobre elas, formando uma fina cobertura 
de água chamada de orvalho. Se a temperatura do 
ar cair até atingir o ponto de congelamento ou abaixo 
dela, o orvalho irá se congelar, tornando-se uma fina 
camada de gelo chamada de orvalho congelado. 
Como o ar mais frio é geralmente encontrado ao 
nível do solo, o orvalho é mais fácil de se formar nas 
folhas das gramíneas do que em objetos a uma 
distância razoável do solo. Esta fina camada de 
orvalho não só molha os pés das pessoas mas é 
uma valiosa fonte de umidade para muitas plantas 
durante períodos de baixa precipitação. 
 Na medida que uma camada de ar se resfria 
durante a noite, sua umidade relativa aumenta. 
Quando a umidade relativa do ar atinge 75%, parte 
do vapor d’água começa a se condensar sobre 
pequenas partículas de sal marinho ou outras 
substâncias – núcleos de condensação – que sejam 
higroscópicas (que “capturam água”) de tal modo 
que elas permitem que o vapor se condense sobre 
elas quando a umidade relativa está 
consideravelmente abaixo de 100%. Na medida em 
que a água é coletadas sobre estes núcleos, seu 
tamanho aumenta e as partículas, embora ainda 
pequenas, são agora grandes o suficiente para 
espalhar a luz visível em todas as direções, 
tornando-se névoa úmida ("haze") – uma camada 
de partículas dispersas em uma porção de atmosfera 
(ver figura 4.10). 
 Na medida em que a umidade relativa 
gradualmente se aproxima de 100%, as partículas 
de névoa úmida ficam maiores, e a condensação 
começa sobre os núcleos menos ativos. Agora uma 
grande fração dos núcleos disponíveistêm água o 
suficiente sobre eles, fazendo com que as gotas 
cresçam ainda mais, até se tornarem visíveis para o 
olho humano. O aumento ainda maior do tamanho e 
da concentração das gotas restringe a visibilidade. 
Quando a visibilidade cai abaixo de 1 quilômetro e o 
ar está úmido com milhões de pequenas gotas de 
água flutuando nele, a névoa úmida torna-se uma 
nuvem pairando sobre o solo, isto é o que 
chamamos de nevoeiro. 
 É mais provável haver formação de orvalho 
em noites que sejam claras e calmas do que em 
noites com vento ou nubladas. As noites claras 
permitem que os objetos perto do solo se resfriem 
rapidamente, e ventos calmos significam que o ar 
frio ficará situado sobre aquele nível do solo por 
muito tempo. Estas condições atmosféricas são 
geralmente associadas com o bom tempo em 
sistemas de altas pressões. Por outro lado, um 
tempo nublado e com vento que inibe o rápido 
resfriamento perto do solo e a formação de orvalho 
significa a aproximação de sistemas de tempo de 
tempestades com chuvas. Esta observação inspirou 
o seguinte versinho: 
 
 
Nevoeiro 
 
O nevoeiro (fog) como qualquer nuvem, 
geralmente se forma de uma das seguintes 
maneiras: (1) por resfriamento - o ar é resfriado até 
abaixo de seu ponto de saturação (ponto de 
 
When the dew is on the grass, 
rain will never come to pass. 
When grass is dry at morning light, 
look for rain before the night! 
 
2 Quando o gelo muda de volta para o vapor sem passar pelo 
estado líquido o processo tem o nome de sublimação. 
 
7
orvalho) e (2) por evaporação e mistura - vapor 
d'água é adicionado ao ar por evaporação e o ar 
úmido se mistura com o ar relativamente seco. Uma 
vez que o nevoeiro se forme ele é mantido por novas 
gotas de nevoeiro, que se formam constantemente 
sobre os núcleos disponíveis. Em outras palavras, o 
ar deve manter seu grau de saturação ou por 
resfriamento contínuo ou por evaporação e mistura 
do vapor dentro do ar. 
 O nevoeiro produzido por resfriamento 
radiativo da terra é chamado de nevoeiro de 
radiação, ou nevoeiro terrestre. Ele se forma com 
mais facilidade em noites claras quando uma 
camada pouco espessa de ar úmido perto do solo é 
sobreposta por ar mais seco. Sob estas condições o 
solo se resfria rapidamente já que a camada pouco 
espessa e úmida não absorve muito da radiação 
infravermelha que é emitida pela terra. Na medida 
que o solo se resfria, o ar diretamente acima dele 
também se resfria e se forma um inversão térmica 
perto da superfície. A camada úmida mais baixa 
rapidamente se torna saturada e se forma o 
nevoeiro. Quando mais longa a noite maior o tempo 
de resfriamento e maior será a extensão do 
nevoeiro. Portanto, nevoeiro de radiação são mais 
comuns sobre a terra no final do outono e no 
inverno. 
 Outro fator que promove a formação de 
nevoeiro de radiação é uma brisa suave com 
velocidade menos do que 5 nós. Embora o nevoeiro 
de radiação possa se forma em ar calmo, um leve 
movimento do ar trás mais ar úmido para o contato 
direto com o solo frio e a transferência de calor 
ocorre mais rapidamente. Uma brisa forte irá evitar 
a formação do nevoeiro de radiação pois promoverá 
a mistura do ar úmido com o ar seco mais acima. Os 
ingredientes citados, noites claras e ventos fracos 
estão associados com grandes áreas de altas 
pressões (anticiclones). Consequentemente, 
durante o inverno, quando um sistema de alta 
pressão fica estacionado sobre uma área, o nevoeiro 
de radiação se forma por dias consecutivos. 
 Como o ar frio e pesado escoa para os 
lugares mais baixos como os vales, nós 
normalmente vemos a formação deste tipo de 
nevoeiro nestes lugares. Por isto, os nevoeiro de 
radiação são muitas vezes chamados de nevoeiros 
de vale. O ar frio e com grande conteúdo de 
umidade encontrado nos vales dos rios torna estas 
regiões muito suscetíveis aos nevoeiros de radiação. 
Já que os nevoeiros de radiação normalmente se 
formam em terras baixas, as encostas e picos 
podem ficar claros o dia todo enquanto que as áreas 
de vales adjacentes estão cobertas de nevoeiro (Fig. 
4.11). 
 Os nevoeiros de radiação são geralmente 
mais profundos (mais espessos) em torno do nascer 
do sol. Geralmente, uma camada rasa de nevoeiro 
irá se dissipar antes da tarde. A luz solar penetra no 
nevoeiro e aquece o solo, causando o aumento na 
temperatura do ar que está em contato com o solo. 
O ar quente sobe e mistura-se com o ar com 
nevoeiro mais acima, o que provoca o aumento da 
temperatura do ar na camada de nevoeiro. Neste ar 
levemente mais quente, ocorre a evaporação de 
algumas gotas de nevoeiro, permitindo que mais 
radiação solar alcance o solo, o que provocará mais 
aquecimento e assim sucessivamente até que o 
nevoeiro se dissipe completamente. Se a camada 
de nevoeiro for muito espessa pode ser que a 
dissipação são ocorra completamente e uma 
camada de nuvens baixas (chamadas de estratos) 
cobrirá a região. 
 Quando o ar úmido e quente se move por 
sobre uma região suficientemente fria, o ar úmido 
pode se resfriar até seu ponto de saturação 
formando um nevoeiro de advecção. Um bom 
exemplo de nevoeiro de advecção pode ser 
observado ao longo da costa do Pacífico nos EUA 
durante o verão. A principal razão para a formação 
de nevoeiro nesta região é que a superfície da água 
perto da costa é mais fria do que a superfície da 
água mais afastada da costa. O ar quente e úmido 
do Oceano Pacífico é carregado (advectado) pelos 
ventos de oeste sobre a águas frias costeiras. 
Resfriado por baixo, a temperatura do ar cai até a 
temperatura do ponto de orvalho e se produz o 
nevoeiro. Nevoeiro de advecção, diferentemente do 
nevoeiro de radiação, sempre envolve o movimento 
do ar, deste modo quando ocorre a brisa de verão 
em São Francisco, é comum observarmos o 
nevoeiro de advecção envolvendo a Ponte Golden 
Gate (Fig. 4.12). 
 Na medida que os ventos de verão carregam 
o nevoeiro para dentro do continente sobre terras 
mais quentes, o nevoeiro perto do solo se dissipa, 
permanecendo uma lâmina de nuvens baixas cinzas 
que bloqueiam o sol. Mais para dentro do 
continente, o ar é suficientemente quente, de tal 
modo que estas nuvens baixas evaporam e se 
dissipam. 
 O nevoeiro de advecção fornece umidade 
para uma vegetação típica do litoral (redwood trees) 
tornando-se assim importante para a definição da 
bonita paisagem da Costa do Pacífico nesta região. 
A maior parte da umidade do nevoeiro é coletada 
pelas folhas e galhos das árvores em forma de gotas 
que pingam no solo, de tal modo que pode ser usada 
pelo sistema de raízes das árvores. Sem este 
nevoeiro de verão, estas árvores teriam problemas 
de sobrevivência nos secos verões da Califórnia. 
Por isso, nós encontramos este tipo de vegetação 
exatamente na região de penetração deste cinturão 
de nevoeiro ao longo da costa. 
 Ocorre nevoeiro de advecção também 
quando duas correntes oceânicas com diferentes 
temperaturas fluem próximas uma da outra. Isso 
ocorre por exemplo no Oceano Atlântico fora da 
costa de Newfoundland, onde a corrente fria fluindo 
para o sul, a Corrente do Labrador, fica quase 
paralela a corrente mais quente que flui para norte, a 
Corrente do Golfo. O ar mais quente vindo de sul 
movendo-se sobre a água fria produz nevoeiro 
naquela região - isto é tão freqüente que o nevoeiro 
ali ocorre cerca de dois dias em três durante o verão. 
 
8
 O nevoeiro de advecção também se forma 
sobre a terra. No inverno, o ar quente e úmido do 
Golfo do México se move para norte sobre terras 
progressivamente mais frias e levemente mais altas. 
Assim que o ar se resfria até seu ponto de 
saturação, o nevoeiro se forma na parte sul ou 
central dos EUA. Como o solo frio geralmente é 
resultadode um resfriamento radiativo, o nevoeiro 
que se forma desta maneira é algumas vezes 
chamado de nevoeiro de radiação-advecção. 
Durante esta mesma época do ano, o ar movendo-
se sobre a quente Corrente do Golfo encontra as 
terras mais frias das Ilhas Britânicas e produz os 
espessos nevoeiro sobre a Inglaterra. Similarmente, 
nevoeiros se formam quando o ar marinho se move 
sobre uma superfície de gelo ou neve. No ar ártico 
extremamente frio, são formados cristais de gelo em 
vez de gotas de água, produzindo um nevoeiro de 
gelo. 
 O nevoeiro que se forma na medida que o ar 
úmido sobe ao longo de uma elevação do terreno, 
como em encostas e montanhas são chamados de 
nevoeiros de inclinação ("uspslope fog'). 
Tipicamente este tipo de nevoeiro se forma durante 
o verão e na primavera do lado leste das Rochosas, 
onde as encostas voltadas para leste são quase um 
quilômetro mais altas do que as terras mais a leste. 
Ocasionalmente, o ar frio se move a partir dos 
planos de leste para a direção oeste. O ar 
gradualmente sobe, expandindo-se, tornando-se 
mais frio e - se suficientemente úmido - forma-se o 
nevoeiro. Estes nevoeiros de inclinação formam-se 
sobre uma extensa área e podem durar por muitos 
dias. 
 Até aqui nós vimos como o resfriamento do 
ar pode produzir nevoeiro. Mas devemos lembrar 
que o nevoeiro pode se formar também por mistura 
de duas massas de ar não saturadas. O nevoeiro 
que se forma desta maneira é geralmente chamado 
de nevoeiro de evaporação porque a evaporação 
inicialmente enriquece o ar com vapor d'água. 
Provavelmente, um nome mais apropriado para este 
tipo de nevoeiro fosse nevoeiro de (mistura de) 
evaporação. Em um dia frio você mesmo sem 
saber produz nevoeiro de (mistura de) evaporação. 
Quando o ar úmido sai de sua boca ou nariz ele 
encontra ar frio e se mistura com ele, o ar torna-se 
saturado e uma nuvem fina se forma cada vez que 
você exala sua respiração. 
 Uma forma comum de nevoeiro de mistura-
evaporação é o nevoeiro de corrente ("steam"), que 
se forma quando o ar frio se move sobre a água 
quente. Este tipo de nevoeiro se forma sobre as 
piscinas aquecidas no inverno. Na medida que a 
água é mais aquecida do que o ar não saturado 
acima dela, a água irá evaporar da piscina para o ar. 
O aumento do vapor d'água aumenta o ponto de 
orvalho e, se a mistura for suficiente, o ar acima se 
tornará saturado. O ar mais frio diretamente acima 
da água será aquecido de baixo para cima e se 
tornará mais quente do que o ar diretamente acima 
dele. Este ar mais quente sobe e, a uma certa 
distância, aparece uma condensação de vapor como 
se fosse uma "corrente". 
 É comum se ver este tipo de nevoeiro se 
formando sobre lagos em manhãs de outono, 
quando o ar frio se coloca sobre água ainda quente 
resultante do longo verão. Nesta ocasião, sobre os 
Grandes Lagos, colunas de vapor condensado 
sobem a partir da camada de nevoeiro, formando 
"whirling steam devils" (redemoinhos), que se 
assemelham aos redemoinhos de areia ("dust 
devils"). Se você viajar para o Parque Yellowstone, 
você verá este nevoeiro se formando sobre todos as 
superfícies de água ao longo de todo o ano (Fig. 
4.13). Sobre o oceano nas regiões polares, este 
nevoeiro é conhecido como fumaça do mar ártico. 
 O nevoeiro de corrente pode se formar sobre 
uma superfície úmida em um dia de sol. Isto é 
comumente observado depois de uma pancada de 
chuva quando o sol incide sobre uma estrada úmida, 
aquecendo o asfalto e evaporando rapidamente a 
água. Isto adiciona mistura de vapor no ar acima, 
produzindo nevoeiro de corrente. O nevoeiro que se 
forma desta maneira tem vida curta e desaparece 
assim que a estrada se seca. 
 Uma chuva quente caindo através de uma 
camada de ar frio e úmido pode produzir nevoeiro. 
Na medida que uma gota quente de chuva cai em 
uma camada de ar frio parte da água evapora da 
gota para o ar. Na mistura do ar úmido com o ar frio 
forma-se nevoeiro. O nevoeiro deste tipo está 
associado geralmente com a subida do ar quente por 
sobre uma massa de ar frio. O nevoeiro geralmente 
se forma na camada rase de ar frio exatamente a 
frente da aproximação de uma frente quente ou atrás 
de uma frente fria, por isso este tipo de nevoeiro de 
evaporação é conhecido como nevoeiro frontal. 
 Até este ponto investigamos as diferentes 
formas de condensação que ocorrem perto da 
superfície da terra. Em particular, percebemos que o 
nevoeiro é simplesmente muitos milhões de 
pequenas gotas líquidas (ou de cristais de gelo) que 
se formam perto do solo. Na seção seguinte 
veremos como estas mesmas partículas, formando 
bem acima da superfície do solo, são classificadas e 
identificadas como nuvens. 
 
Resumo 
 
Neste capítulo, examinamos alguns dos 
modos de descrever a umidade e achamos que a 
umidade relativa não nos diz quanto vapor d'água 
encontramos no ar, mas sim quão próximo o ar está 
da saturação. Uma boa indicação do conteúdo real 
de vapor d'água é a temperatura do ponto de 
orvalho. Quando a temperatura do ar e o ponto de 
orvalho têm valores próximos a umidade relativa é 
alta e, quando os valores estão muito afastados, a 
umidade relativa é baixa. 
 Quando a temperatura do ar cai abaixo do 
ponto de orvalho em uma estreita camada de ar 
perto da superfície, forma-se o orvalho. Se o orvalho 
congelar formar-se-á o orvalho congelado. Geada 
branca visível se forma quando o ar se resfria a 
 
9
temperaturas abaixo do ponto de orvalho. Na 
medida que o ar se resfria em uma camada mais 
espessa da atmosfera perto do solo, a umidade 
relativa aumenta e o vapor d'água começa a se 
condensar sobre núcleos de condensação 
higroscópicos formando a névoa úmida. Na medida 
em que a umidade relativa se aproxima de 100% o 
ar torna-se cheio de minúsculas gotículas de água 
(ou de cristais de gelo) chamadas de nevoeiro. No 
exame dos processos de formação do nevoeiro, 
percebemos que ele se forma de duas maneiras: 
resfriando o ar e através da evaporação e mistura do 
vapor d'água no ar. 
 A condensação acima da superfície da terra 
produz as nuvens. Quando as nuvens são 
classificadas segundo sua altura e aparência física, 
elas são divididas em quatro grupos principais: altas, 
médias, baixas e nuvens de desenvolvimento 
vertical. Já que cada nuvem tem características 
físicas que distingue umas das outras, observação 
cuidadosa normalmente leva a uma correta 
identificação. 
 
Palavras Chaves 
 
Os termos a seguir estão listados na ordem em que apareceram o texto. Defina cada um deles. Fazendo isto 
você estará fazendo uma revisão do material abordado neste capítulo. 
 
Evaporação temperatura do ponto de orvalho nuvem cirrocúmulo 
Condensação (ponto de orvalho) nuvem cirrostrato 
Precipitação psicrômetro nuvem altocúmulo 
Ciclo hidrológico higrômetro nuvem altostrato 
Saturação orvalho nuvem nimbostrato 
Núcleo de condensação geada nuvem estratocúmulo 
Umidade névoa úmida nuvem estrato 
Pressão real de vapor nevoeiro nuvem cúmulo 
Pressão de saturação de vapor nevoeiro de radiação nuvem cumulonimbo 
Umidade relativa nevoeiro de advecção nuvem lenticular 
Temperatura do bulbo úmido nevoeiro de inclinação nuvem mammatus 
Índice de calor (HI) nevoeiro de evaporação (mistura) 
Temperatura aparente nuvem cirro 
 
Questões de Revisão 
 
 
1. Dê uma breve explicação do movimento da água no ciclo hidrológico. 
2. O que é núcleo de condensação e por que eles são importantes na nossa atmosfera? 
3. Em um dado volume de ar, como a pressão real de vapor difere da pressão de saturação de vapor? 
Quando elas são iguais? 
4. (a) O que representa a umidade relativa? (b) Quando se dá a umidade relativa, por que é importante saber 
também a temperatura do ar? 
5. Por que dias de verão quentese úmidos geralmente parecem mais quentes do que dias de verão quentes 
porém secos? 
6. Por que a temperatura do bulbo úmido é uma boa medida de quão fria pode ficar a pele humana? 
7. (a) O que é temperatura do ponto de orvalho? (b) Como estão relacionadas a umidade relativa e a 
diferença entre temperatura do ar e a do ponto de orvalho? 
8. Explique como se formam o orvalho, o orvalho congelado e a geada visível. 
9. Descreva as condições necessárias para a formação de: (a) nevoeiro de radiação e (b) nevoeiro de 
advecção. 
10. As nuvens geralmente são classificadas pela altura. Liste as principais categorias de altura e os tipos de 
nuvens associadas a cada uma delas. 
11. Como podemos distinguir nuvens altostratos de nuvens cirrostratos? E nuvens cirrocúmulos de nuvens 
altocúmulos? 
12. Que tipo de nuvem está associada a cada uma das seguinte características? 
 (a) relâmpago (b) halo (c) bigorna (d) granizo (e) chuva fina e contínua 
 
10
 
 
 
 
 
Figura 4.1 – O ciclo hidrológico. 
 
 
 
 
 
Figura 4.2 – No vaso a as moléculas de água na 
superfície estão evaporando (passando de líquido 
para vapor) e condensando (passando de vapor para 
líquido). Quando evaporação e condensação entram 
em balanço (vaso b), o ar acima do liquido está 
saturado. (As figuras representam apenas as 
moléculas de água por simplicidade). 
Figura 4.3 – A umidade do ar dentro de uma parcela 
pode ser obtida determinando-se a densidade do 
vapor d’água, a sua massa ou a pressão que as 
moléculas do vapor d’água exercem dentro da 
parcela. 
 
 
 
 
11
 
Figura 4.4 – A pressão de vapor de saturação 
aumenta com a temperatura. Na temperatura de 10o 
C a pressão de vapor de saturação é 
aproximadamente 12 milibares enquanto que a 30o 
C é aproximadamente 42 milibares. 
Figura 4.5 – Quando o ar está frio (pela manhã), a 
umidade relativa é alta. Quando o ar se aquece (à 
tarde) a umidade relativa é baixa. 
 
 
 
Foco especial: O ar polar tem umidade relativa mais alta, embora o ar do deserto, com ponto de orvalho mais 
alto, contenha mais vapor d’água. 
 
12
 
Figura 4.6 – Índice de calor. Para calcular a temperatura aparente, procure a interseção da temperatura do ar com a umidade 
relativa 
 
 
 
Figura 4.7 – Psicrômetro de funda. 
 
 
 
Figura 4.8 – O higrógrafo de cabelo mede a umidade relativa do ar pela ampliação e medida das mudanças do comprimento 
do cabelo humano (ou de cavalo). 
 
 
 
 
 
 
 
Principais grupos de nuvens, seus tipos e alturas da base 
 
13
 Trópicos Latitudes Médias Região Polar 
1. Nuvens altas: 6 a 18 km 5 a 13 km 3 a 8 km 
Cirrus (Ci) 
Cirrustratus (Cs) 
Cirrocumulus (Cc) 
 
2. Nuvens médias: 2 a 8 km 2 a 7 km 2 a 4 km 
Altostatus (As) 
Altocumulus (Ac) 
 
3. Nuvens baixas: 0 a 2 km 0 a 2 km 0 a 2 km 
Stratus (St) 
Stratocumulus (Sc) 
Nimbostratus (Ns) 
 
4. Nuvens com desenvolvimento vertical: 
Cumulus (Cu) 
Cumulonimbus (Cb) 
 
 
Figura 4.14 – Nuvens cirrus (acima) e nuvens cirrocumulus (abaixo). 
 
 
 
 
14
 
 
 
 
Figura 4.16 – Nuvens cirrostratus com formação de halo. 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.17 – Nuvens altocumulus. 
 
 
 
15
 
 
Figura 4.18 – Nuvens autostratus. A aparência de um sol fraco através da camada cinza de nuvens normalmente é uma boa 
indicação de que a nuvem é autostratus. 
 
 
 
 
Figura 4.19 – O nimbostratus é a nuvem tipo placa e que produz chuva leve. As outras nuvens que aparecem abaixo do 
nimbostratus são stratus fractus. 
 
 
16
 
 
Figura 4.20 – Nuvens stratocumulos. Observe que os blocos de nuvem são maiores do que no caso dos altocumulos. 
 
 
 
 
Figura 4.22 – Nuvens cúmulos. Pequenas nuvens cúmulos como estas são às vezes denominadas cúmulos de bom tempo. 
 
 
17
 
 
Figura 4.23 – Cúmulos congestus formados ao longo de uma linha de instabilidade. 
 
 
 
 
Figura 4.24 – Um cumulonimbus. Os fortes ventos que sopram na alta troposfera produzem uma expansão na parte alta da 
nuvem, na forma de uma bigorna. A luz do sol sofre espalhamento nos cristais de gelo que estão precipitando abaixo da 
bigorna, produzindo uma área branca brilhante. Observe que está ocorrendo precipitação abaixo da base da nuvem. 
 
 
18
 
 
Figura 4.25 – Uma ilustração generalizada dos tipos básicos de nuvens indicando as alturas típicas acima da superfície e o 
desenvolvimento vertical. 
 
 
 
 
Figura 4.29 – Uma trilha de cristais de gelo formada atrás da passagem de um avião a jato. 
 
 
19