Aula 3 A RADIAÇÃO NA ATMOSFERA PDF

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A RADIAÇÃO NA ATMOSFERA DA TERRA 
As leis da radiação 
 
Regiões do espectro eletromagnético. Absorção da 
energia radiante 
 
A atmosfera é uma máquina térmica transportando calor de uma fonte quente, no caso o 
solo, para as camadas frias do ar a poucos quilômetros acima. Ela não tem partes 
mecânicas, funciona irregularmente e determina suas próprias condições de como 
funcionar. Para se movimentar, são dadas apenas a radiação solar e aquelas da superfície 
terrestre. Toda energia envolvida nos movimentos atmosféricos são derivados, em última 
instância, da radiação solar após uma ou várias possíveis transformações em calor sensível 
ou calor latente. 
A especificação da máquina térmica atmosférica e seus ciclos de trabalho são os seguintes: 
1. A fonte primária de calor é o Sol. Radiação de ondas curtas, radiação solar ou radiação 
visível é absorvida pelo solo. 
2. O fluido envolvido no trabalho é a atmosfera. O calor é distribuído pelos sistemas de 
movimento em toda escala de tempo e no espaço. 
3. O calor é perdido para o espaço. A radiação de ondas longas, radiação infravermelha 
ou radiação terrestre é emitida pelas camadas intermediárias da atmosfera para o 
espaço. 
 Esses três processos no ciclo de trabalho na atmosfera não podem ser considerados 
separadamente. Os três processos estão intimamente interligados de maneira bastante 
complicada, com um retorno de uma infinidade de variáveis, para a dinâmica atmosférica. 
 
A radiação fora da atmosfera 
• A fonte de energia para quase todos os processos que discutiremos neste 
livro – expansão do ar, precipitação, geração do potencial ionosférico, 
movimento atmosférico – vem obviamente do Sol. Essa assertiva é 
igualmente verdadeira para muitos fenômenos fora do escopo da física 
atmosférica: processos biológicos, formação do solo, e oxidação de 
metais, por exemplo. Em cada um desses casos a energia incidente no 
topo da atmosfera originalmente na forma de radiação experimenta uma 
serie de transformações e finalmente culminando em fenômenos de 
especial interesse para a física da atmosfera. As relações entre a energia 
solar e os fenômenos atmosféricos estão intimamente próximas de tal 
forma que são de grande importância para o entendimento de como as 
transformações de energia ocorrem. 
• A despeito de sua importância para virtualmente todos os processos sobre 
a Terra, o Sol de maneira nenhuma é único. Dentre os bilhões de estrelas 
de nossa galáxia (Via Láctea), a importância do Sol reside no fato de sua 
proximidade; ele está a 150 x 106 km da Terra (8 minutos – luz), onde a 
estrela seguinte está a 3 x 105 mais distante (4,3 anos – luz). 
 
A radiação fora da atmosfera 
• O Sol é uma esfera gasosa com um diâmetro de 1,42 x 106 km 
e com uma temperatura superficial de aproximadamente 6 x 
103 K. A temperatura cresce através das camadas mais 
profundas até atingir temperaturas necessárias (15 x 106 K) 
para provocar a fusão termonuclear. A fonte de energia é a 
fusão de quatro átomos de H para formar um de He, com um 
pequeno decréscimo na massa do H no interior do Sol. Essa 
energia é transferida por radiação e convecção para a 
superfície, e então emitida na forma de radiação 
eletromagnética e partículas. Cada centímetro quadrado da 
superfície solar emite em média uma potência de 6,2 kw. O 
espectro da radiação solar está apresentado na Fig. 5.6. 
 
A radiação proveniente do Sol 
A radiação solar que chega na atmosfera da Terra 
 
O espectro eletromagnético 
 
O espectro solar 
• A distribuição da radiação eletromagnética emitida pelo sol é próxima à 
radiação de corpo negro para uma temperatura de mais ou menos 6.000 K 
como mostrada na Fig. 5.6. A semelhança os espectros solar e de corpo 
negro prover as bases para estimar a temperatura da camada superficial 
visível do sol. Devido ao fato de que o sol não irradia como um corpo 
negro perfeito, diferentes comparações são possíveis com diferentes 
resultados. A lei de Stefan Boltzmann pode ser usada em combinação com 
a constante solar para calcular a temperatura de 5733 K, da superfície do 
sol. Ou o comprimento de onda máxima intensidade, 0,4750 μm, 
combinada com a lei do espalhamento de Wien pode ser usada para 
calcular a temperatura superficial de 6100 K. A despeito de não ser 
possível através das duas leis da radiação para determinar uma única 
temperatura para a superfície solar, a incerteza é menor do que 1000 
graus. Esse intervalo de temperatura resulta do fato de que diferentes 
partes do espectro são emitidas por diferentes camadas do Sol a 
diferentes temperaturas. 
 
O espectro solar 
• Importante ressaltar que a parte visível, a olho nu, com vidro enegrecido parece 
ter um brilho uniforme, a fotosfera. A fotosfera é envolta por uma camada esférica 
de mais ou menos 1,5 x 104 km de espessura conhecida como a cromosfera. Ela é 
composta por gases rarefeitos e pode ser considerada a atmosfera solar. O 
espectro da cromosfera é caracterizado por linhas abruptas de absorção, 
chamadas de linhas de Fraunhofer após a sua descoberta. A despeito dessas 
linhas terem sido intensamente estudadas como uma pista para as propriedades 
da cromosfera, é sabido que essa região está distante do entendimento do 
equilíbrio termodinâmico onde a lei de Kirchhoff não pode ser aplicada e dessa 
forma as linhas de Fraunhofer não prover uma indicação confiável da temperatura 
da superfície solar. A temperatura é consequentemente incerta, mas tem sido 
estimada para variar de 8 x 103 K no centro da cromosfera para aproximadamente 
20 x 103 K na região de transição entre a cromosfera e a coroa solar. Os distúrbios 
violentos da cromosfera resultam em grande quantidade de massa de hidrogênio 
ionizado sendo emitido pelo sol. Alem da cromosfera a coroa solar ou corona 
estende-se a muitos milhões de quilômetros no espaço. O contínuo e fraco 
espectro da coroa solar indica que ela consiste de uma camada rarefeita de gás a 
uma grande temperatura da ordem de 2 x 106 K. 
• O período de rotação do Sol é determinado pela observação das manchas solares 
e é aproximadamente de 24 dias no equador e 27 dias em latitude de 25º. A 
inclinação do eixo de rotação do Sol é de 7º. 
 
 
O espectro eletromagnético 
O espectro eletromagnético 
 
Determinação da constante solar 
 
• Mesmo sabendo que a radiação solar é atenuada e absorvida 
quando passando através da atmosfera, a irradiância da radiação 
solar no “topo” da atmosfera, conhecida como a constante solar, 
pode ser calculada por medidas feitas na superfície da terra. 
• A precisão na determinação da constante solar esta limitada por 
erros introduzidos na interpolação entre medidas de comprimentos 
de ondas, e, particularmente em comprimentos de ondas curtos, 
pela correção da porção ultravioleta do espectro. Essa porção do 
espectro é completamente absorvida pela atmosfera, dessa forma 
apreciáveis incertezas são inevitáveis para esse método. Recentes 
observações usando balões e foguetes têm estendido os limites 
dentro das ondas ultravioletas e tem reduzido as incertezas da 
constante solar. Wilson e Hickey* mostraram que a melhor 
estimativa para o presente é (1.370 ± 1) W.m-2. 
 
A teoria da radiação de corpo negro 
 • A teoria da distribuição da radiação de corpo negro foi desenvolvida 
por Planck e publicada primeiramente em 1901. Ele postulou que a 
energia pode ser emitida ou absorvida apenas em unidades 
discretas ou fóton definida por 
• h = hc/ 
• onde a constante de proporcionalidade tem o valor h = 6,626176 x 
10-34 J.s e é conhecida como a constante de Planck. Um quantum 
de energia radiante é também chamado de fóton. Embora o 
postulado de Planck tenha sido introduzido arbitrariamente, alguns 
suportes intuitivos podem ser adicionados se forconsiderado cada 
átomo ser análogo a um oscilador mecânico (diapasão) o qual pode 
oscilar apenas em frequências discretas características. Einstein 
subsequentemente mostrou que a energia do fóton é expressa por 
mc2, onde m representa a massa equivalente do fóton. 
 
A teoria da radiação de corpo negro 
• A Figura 1 representa esquematicamente as diferentes regiões das 
ondas do espectro eletromagnético, correspondendo às diferentes 
regiões com comprimento de onda  e frequência . Estas duas 
quantidades estão relacionadas pela seguinte equação: 
• c =  (1) 
• onde c = velocidade da luz no vácuo = 2,998 x 108 m/s. As ondas 
eletromagnéticas transportam energia, a qual pode ser absorvida 
pela matéria, produzindo diferentes efeitos. Esta absorção pode 
ocorrer apenas em múltiplos de um quantum de energia, 
proporcional à frequência da radiação; desta forma para radiação 
com frequência , o momentum de um fóton ou o valor de um 
quantum é dado por: 
• h = hc/ (2) 
• 
 
A teoria da radiação de corpo negro 
• No sentido de entender os efeitos que a absorção da energia radiante (como 
aquela carregada pela radiação solar) pode ter sobre as moléculas (tais como 
aquelas que constituem o ar atmosférico), precisamos recordar alguns outros 
fatos. As moléculas podem existir apenas em certos estados de rotação, vibração e 
configuração eletrônica, com energias características. Em outras palavras, o 
rotacional, o vibracional e as energias eletrônicas das moléculas são quantizados. 
As diferenças entre diferentes níveis de rotação são muitos menores do que as 
diferenças entre diferentes níveis de vibração, e estes são menores do que aqueles 
entre estados eletrônicos. A absorção da radiação eletromagnética ocorre através 
de processos elementares, cada um envolvendo a absorção de um foto e um salto 
simultâneo de uma molécula de seu estado inicial para outro de mais alta energia. 
Na ausência de algumas dessas possíveis transições, a radiação não é absorvida 
(contudo ela pode ser espalhada). Desta forma um quantum de baixa energia 
pode produzir um crescimento na energia rotacional; fótons de alta energia serão 
necessários para produzir crescimento na energia vibracional e fótons que 
mantenham altas energias são necessários para produzir mudanças no estado 
eletrônico. 
 
A teoria da radiação de corpo negro 
• Obviamente, que as últimas mudanças podem ser acompanhadas por mudanças 
simultâneas na rotação e vibração, as quais requerem menos energia. Se o fóton 
está suficientemente energético, sua absorção pode resultar na dissociação de 
uma molécula ou na ionização de um átomo ou molécula. De qualquer forma, 
entre a energia E absorvida (isto é, a mudança de energia do sistema que 
absorveu) e a frequência da radiação absorvida, a seguinte relação pode ser 
obtida: 
• 
• E = h (energia de um fóton) (3) 
• 
• ou E = nh 
 
• onde  é a frequência do oscilador, h é a constante de Planck e n o número 
quântico, que só admite valores inteiros. Então a energia do oscilador é 
quantizada. Isto é, não irradiam sua energia continuamente, mas apenas por meio 
de “pulsos” ou quanta. 
• Isto significa que um oscilador (uma onda estacionária) não pode ter uma energia 
“qualquer”, mas aquela cujo valor satisfaça a equação acima. 
 
A teoria da radiação de corpo negro 
• Para todos os processos sem ionização ou dissociação apenas certa frequências podem ser 
absorvidas, correspondendo aos valores de E entre diferentes estados das moléculas: a 
absorção é discreta, e pode ser revelada através do espectro de absorção mostrando linhas 
discretas em certas frequências. Por outro lado, a energia translacional não é quantizada. 
Desta forma, quando a ionização ou dissociação ocorre, os produtos (íons ou elétrons, ou 
dois átomos ou fragmento de uma molécula) podem ter qualquer valor de energia 
translacional. O resulta que esse processo requer um limiar de frequência (um valor mínimo 
de E necessário para a ionização ou dissociação, de acordo com a equação (3), mas fótons 
com energia acima deste limite podem ser absorvidos, e o excesso de energia permanece 
como energia cinética neste produto. Isto resulta em um espectro de absorção mostrando 
contínua absorção acima de certas frequências mínimas. Observar que a nenhuma absorção 
ocorre cujo efeito primário seria apenas o simples crescimento da energia cinética de uma 
molécula. 
• A Figura 1 mostra esquematicamente, os tipos de processos que ocorrem pela absorção da 
radiação eletromagnética com os comprimentos de ondas e as frequências indicadas abaixo. 
 
• Se a energia do fóton, absorvida por uma molécula, é multiplicada pelo número de Avogadro 
(NA = 6,0 x 10
23), nos temos a energia de um mol, como de uma molécula. Os valores 
mostrados na Figura 1 estão em Joules por mol. 
• 
 
Absorção e emissão da radiação 
 
• A radiação é absorvida quando passa através da matéria, e a fração 
absorvida é a característica específica desse material ou meio. A 
razão da radiação incidente e absorvida a um certo comprimento 
de onda é chamada de espectral ou absorbância monocromática e 
é usualmente uma função do comprimento da onda. Um corpo com 
absorbância espectral igual à unidade para todos os comprimentos 
de ondas é chamado de corpo negro. Um corpo negro perfeito não 
existe na natureza, contudo eles podem ser bem aproximados 
especialmente no intervalo das ondas longas ou infravermelhas. Da 
radiação incidente que não é absorvida parte é refletida e parte 
transmitida. A razão entre a onda refletida e incidente a certo 
comprimento de onda é chamada de reflectância espectral, e a 
razão da onda transmitida para a radiação incidente a um certo 
comprimento de onda é conhecida como transmitância espectral. 
• 
 
 
Radiação solar e terrestre 
Radiação de “ondas curtas” (luz solar) e de “ondas 
longas” (terrestre ou infravermelha) na atmosfera 
 
 
• Quando a radiação é absorvida passando através da 
matéria, a fração absorvida é uma característica desse 
material. A razão da energia incidente e absorvida a certo 
comprimento de onda é chamada de espectral ou 
absorbância monocromática e é usualmente função do 
comprimento de onda. Um corpo com absorbância igual à 
unidade para todos os comprimentos de ondas é chamado 
de corpo negro. Corpo negro perfeito não existe na 
natureza, contudo eles podem se comportar muito 
proximamente do corpo negro especialmente nas 
extensões da radiação de ondas longa ou infravermelha. Da 
radiação incidente que não é absorvida parte é refletida e 
parte é transmitida. 
 
Um modelo de equilíbrio radiativo. 
Curvas de Planck 
Fig. 2.1 (a) Curvas de energia do corpo negro Bλ a um comprimento de onda λ 
para 5750 K (aproximadamente a temperatura do Sol ) e 245 K 
(aproximadamente a temperatura média da atmosfera). As curvas são traçadas 
em áreas iguais integradas sobre a superfície da terra e em todos os ângulos 
onde os fluxos de radiação solar e terrestre sejam iguais. b) A absorção para 
os gases atmosféricos para uma coluna vertical bem clara da atmosfera. As 
posições das bandas de absorção dos principais constituintes estão marcadas. 
 
Um modelo de equilíbrio radiativo 
 
Distribuição espectral das radiações solar e terrestre 
 Figura 3. As curvas das radiações solar a terrestre indicam as distribuições de energia em diferentes 
comprimentos de ondas provenientes das duas fontes. Note que a energia solar que entra na atmosfera , 
e a radiação terrestre quesai ficam em diferentes partes do espectro. (A luz azul tem um comprimento 
de onda de mais ou menos de 0,4 μ m e a luz vermelha, mais ou menos 0,7 μ m. A região sombreada 
abaixo das curvas indicam os comprimentos de onda onde a atmosfera absorve radiação. 
 
Espectro eletromagnético da radiação solar e terrestre 
Figura 4. A radiação do corpo negro a 5700° C é reduzido ao quadrado da 
razão do raio do Sol e a distância média entre o Sol e a Terra no sentido de 
dar o fluxo incidente no topo da atmosfera. 
Radiação solar e terrestre 
• Já observamos que a absorção da energia radiante está associada 
com a transição das moléculas de certo estado para outro de 
energia mais alta. Similarmente, a transição para um estado mais 
baixo de energia pode estar associada com a emissão de um foto 
com a mesma frequência. Desta forma qualquer corpo pode emitir 
como também absorver energia radiante. Podemos dizer que um 
corpo está em equilíbrio radiativo com seu ambiente se ele emite a 
mesma quantidade de fótons que absorve, por unidade de tempo, 
para cada intervalo particular de frequência. Chamaremos de 
emitância radiante ou potência emissiva E à energia radiante total 
emitida por unidade de área e unidade de tempo. A emitância 
radiante a um dado comprimento de onda E será a energia 
radiante emitida por unidade de área, e unidade de tempo, e por 
unidade de intervalo de comprimento de onda, no intervalo entre 
 e  + d ( ou o correspondente intervalo de frequência). Então 
• E = ∫ E d 
Radiação solar e terrestre 
• Corpos com absortividades próximas à unidade, para qualquer comprimento de onda , podem ser 
construídos. Podemos considerar superfícies equivalentes a uma superfície de um corpo com 
absortividade praticamente igual à unidade podem ser obtida na forma de uma esfera oca com pequena 
abertura com uma cavidade interna enegrecida. Qualquer radiação chegando à cavidade através da 
abertura torna-se virtualmente aprisionada, porque ela será refletida muitas vezes internamente na 
cavidade antes de encontrar a sua saída pela abertura, e uma fração próxima à unidade é absorvida para 
cada uma das reflexões. Definimos um corpo negro, um corpo hipotético (o termo “corpo” nesse caso se 
refere a uma massa coerente de um material a qual pode ser considerado ter uma temperatura e 
composição uniforme, por exemplo, uma camada de gás com uma espessura específica, ou uma superfície 
de uma massa de um material sólido) camada cuja absortividade é igual à unidade para qualquer 
comprimento de onda. Desta forma, a abertura é equivalente a uma área igual de um corpo negro. 
• As leis da radiação de corpo negro têm sido estudadas experimentalmente e teoricamente e têm sido de 
grande importância no desenvolvimento da Física. Definindo-as: 
• a radiação de corpo negro é isotrópica e depende apenas da temperatura do corpo (mas não de sua 
natureza). 
• a emitância radiante a um dado comprimento de onda , definida por Eb = dEb/d, é dada pela Lei de 
Planck: 
• 
• Eb = 2c
2h/5 . 1/ehc/kT 
 
• onde k = 1,38 x 10-23 J/K é a constante de Boltzmann e os outros símbolos têm o mesmo significado 
definido antes. 
• A emitância radiante integral Eb
 é proporcional à quarta potência da temperatura (Lei de Stefan-
Boltzmann). 
• 
• Eb = T
4 (5) 
• 
• Onde  = 56,7 nW/m2K4 = 1,33 x 10-12 cal/cm2. s.K4 (1 nW = 10-9 W) 
• 
 
 
Radiação solar e terrestre 
• Ressalte-se que a lei de Stefan-Boltzmann (5) pode ser considerada 
como uma consequência da lei de Planck (6), da qual ela pode ser 
obtida diretamente por integração. A lei de Planck dá a distribuição 
da energia emitida por um corpo negro em função do comprimento 
de onda. Ela fornece curvas do tipo mostradas na Figura 2 onde as 
três curvas correspondem a três diferentes temperaturas. Várias 
importantes conclusões podem ser obtidas desta figura. Pode-se 
observar que o máximo da energia emitida se desloca para o 
comprimento de onda mais curto com o aumento da temperatura; 
de fato, o valor de  no máximo varia de acordo com a lei 
• 
• m . T = constante = 0,288 cm.K (7) 
• 
• Onde m é expresso em mícron e T em graus Kelvin. 
 
Radiação solar e terrestre 
• Também pode ser mostrado que o valor de Em pode ser 
proporcional a T5. Estas duas conclusões são muitas vezes 
conhecidas como a lei do espalhamento de Wien. Ela 
explica a razão porque a luminescência de um corpo 
incandescente começa com uma cor vermelho escuro, 
tornando-se mais branco e brilhante assim que sua 
temperatura aumenta. Pela lei do espalhamento do Wien, é 
possível estimar a temperatura de uma fonte de radiação 
conhecendo-se seu espectro de emissão. 
• Uma importante consequência da lei do espalhamento de 
Wien é o fato que a radiação solar está concentrada no 
espectro visível e do infravermelho próximo, enquanto a 
radiação emitida pelos planetas e por suas atmosferas está 
largamente confinada no espectro do infravermelho. 
Radiação solar e terrestre 
• Adicionaremos agora a quarta lei da radiação, conhecida como a Lei de Kirchhoff: a emitância 
radiante para qualquer corpo (não negro em geral) é igual à sua absortividade vezes a emitância 
radiante do corpo negro, à mesma temperatura: 
• 
• E = A. Eb (8) 
• 
• Em outras palavras, as emitâncias radiantes são proporcionais às absortividades, considerando a 
absortividade do corpo negro particularmente igual à unidade: 
• 
• E1/A1 = E2/A2 = ...... = Eb /1 (9) 
• 
• Onde os índices 1, 2, etc. indicam diferentes corpos (todos à mesma temperatura). Desta forma 
certos corpos podem absorver mais em certos comprimentos de onda e emitir mais no mesmo 
comprimento de onda. 
• A razão  = E/ Eb é chamada de emissividade. Portanto a emissividade de um corpo negro é igual 
à unidade, e em geral, para qualquer tipo de corpo, 
• 
•  = A (10) 
• 
• isto é, a emissividade é igual à absortividade. 
 
Leis do corpo NEGRO 
• CORPO NEGRO – é um corpo hipotético compreendendo um número suficiente de moléculas absorvendo e 
emitindo radiação eletromagnética em todas as partes do espectro eletromagnético de tal forma que: 
• toda a radiação incidente é completamente absorvida ( daí o termo negro), e em todos os comprimentos de onda 
e em todas as direções um máximo possível de emissão de radiação é realizado. 
• A quantidade de radiação emitida por um corpo negro é unicamente determinada por sua temperatura, como 
descrita pela lei de Max Karl Ernest Ludwig Planck ou Lei de Planck. 
• 
• Lei de Planck – A quantidade de radiação emitida por um corpo negro é determinada unicamente pela sua 
temperatura, a qual determina que irradiação monocromática da radiação emitida por um corpo negro em 
temperatura absoluta T é dada por: 
• 
• Eb = 2c
2h/5 exp (hc/kT) – 1  (14) 
• 
• onde k = 1,38 x 10-23 J/K é a constante de Boltzmann. A radiação de corpo negro é isotrópica, isto é, a radiação é 
independente da direção. 
• Quando Eb é representado graficamente como uma função do comprimento de onda para uma dada 
temperatura, o espectro resultante de uma radiação monocromática mostra as característica na forma ilustrada na 
Figura abaixo, com um corte abrupto no comprimento de ondas curtas e elevação íngreme em seu máximo, uma 
queda suave para os comprimentosde ondas maiores. Através da maior parte da faixa de comprimento de onda, o 
termo exponencial na equação acima é bem maior do que a unidade; portanto a equação fica: 
• 
• Eb ≈ c
-5 exp(hc/kT) (15) 
• 
• Apenas para os comprimentos de ondas longas no final das curvas (bem como à direita dos picos) torna-se 
necessário o uso da expressão completa (15). 
 
Leis do corpo negro 
• Lei de Stefan – Boltzmann – A quantidade de energia irradiada por uma superfície, em unidade de área por 
unidade de tempo, é proporcional à quarta potência da temperatura. 
• Fluxo (erg.cm-2 s-1) =  x (temperatura)4 (11) 
• 
• ou melhor F =  x T4 
• 
• Lei da Radiação de Wien – O comprimento de onda de um pico é inversamente proporcional à 
temperatura. 
• m = 1/T ou melhor m.T = const. = 0,288 cm.K (12) 
• 
• Lei de Radiação de Kirchhoff – Uma molécula a qual absorve radiação em um particular comprimento de 
onde também é capaz de emitir radiação n o mesmo comprimento de onda. A razão à qual tal emissão 
ocorre é uma função da temperatura e do comprimento de onda. Isto é uma propriedade fundamental da 
matéria a qual é controlada pela lei de Kirchhoff. A emissividade e a opacidade são iguais para os corpos 
translúcidos. Ou ainda: A emitância radiante de qualquer corpo (não negro em geral) é igual à sua 
absortividade multiplicada pela a emitância radiante do corpo negro, à mesma temperatura, 
• E = A. Eb (13) 
• Em outras palavras, as emitâncias radiantes são proporcionais às absortividades, sendo a absortividade do 
corpo negro, em particular, igual à unidade. 
• 
• Opacidade, capacidade de uma camada em absorver radiação. 
 
Radiação Solar 
• Exceto para pequenas faixas de excitação, entendendo como excitação a transição de 
moléculas ou átomos de um estado de energia baixo para um mais alto, do O2 e alguma 
absorção pelo O3 (banda de Chappuis), pouca absorção ocorre na porção visível do espectro 
solar. A absorção torna-se, contudo muito importante na região do ultravioleta (< 370 nm), 
desta forma muito pouca deste tipo de radiação alcança o solo. 
• No sentido de descrever como esta radiação é absorvida e quais são os efeitos, vamos 
considerar a radiação solar que penetra na atmosfera da Terra. As radiações mais energéticas 
(radiação de comprimento de onda curto) serão rapidamente absorvidas por átomos ou 
moléculas que se tornarão ionizadas ou dissociadas. Radiação menos energética será capaz 
de penetrar profundamente na atmosfera, até encontrar concentração suficiente de espécies 
gasosas capaz de absorvê-la. Em geral, quanto mais ela penetra, maior densidade de 
moléculas (devido ao rápido crescimento da pressão em direção ao solo), desta forma uma 
vez a radiação de um certo comprimento de onda começa a ser absorvida por algum 
componente do ar, ele torna-se rapidamente exaurido. 
• Contudo, deve-se lembrar que o ozônio, o qual é um absorvedor de radiação muito 
importante, está concentrado em certo nível, isto é, sua concentração passa através de um 
máximo uma vez que a concentração do ozônio passa por um máximo em vez de crescer 
continuamente para menores altitudes. 
O perfil de Chapman 
• Mesmo sabendo-se que a absorção da radiação ultravioleta através da alta atmosfera é um 
problema complicado, os aspectos essências deste processo podem ser obtidos através de 
um tratamento simplificado e sob considerações também simplificas. O primeiro cientista a 
fazer esta abordagem simplificada foi Sydney Chapman, e por isso chamaremos a razão ou o 
perfil da taxa de absorção da radiação como função da altitude de perfil da Chapman. 
• Restringiremos a derivação deste caso simples e idealizado pelas seguintes considerações: 
• A radiação é monocromática (isto, é, para um dado comprimento de onda ) e sua densidade 
de fluxo radiante incidente sobre a atmosfera vinda de fora (energia por unidade de tempo e 
por unidade de área, vinda do Sol) é I. 
• b) Existe apenas uma espécie de molécula capaz de absorver essa radiação, tendo como 
base uma distribuição exponencial com a altura (como aquela esperada para uma região 
isotérmica em equilíbrio difusivo). 
• c) A radiação chega verticalmente sobre a atmosfera, isto é o ângulo no zênite ou 0o. 
• d) A lei de Beer para a absorção de radiação é aplicada. De acordo com esta lei, a diminuição 
dI da densidade do fluxo radiante I após atravessar uma camada de espessura dz é 
proporcional a I e dz. 
• A cadeia de reações que produz e destrói o oxigênio atômico e o ozônio inicia com a 
fotodissociação do oxigênio molecular. Antes que possamos avançar nesse assunto, torna-se 
necessário conhecer a rapidez em que a fotodissociação ocorre nos diferentes níveis da 
atmosfera. 
 
O perfil de Chapman 
• Três fatores determinam a taxa de fotodissociação. O primeiro é o número de 
fótons disponíveis para causar a fotodissociação; o segundo é o número de 
moléculas de oxigênio expostas à radiação dissociadora; o terceiro é a eficiência 
com o qual os fótons causam a dissociação. Essa eficiência depende do 
comprimento de onda dos fótons. Os fótons com longos comprimentos de onda 
não possuem energia suficiente para romper os liames moleculares. Experiências 
em laboratório, de medições da absorção de radiação pelos gases mostraram que 
a fotodissociação também não é provável em comprimento de ondas curtas. O 
oxigênio molecular (O), por exemplo, é mais intensamente dissociado pela 
radiação nos comprimentos de onda próximos de 1.450O A. A fotodissociação 
diminui em eficiência nos comprimentos de ondas maiores e menores. 
• A eficiência com a qual os fótons causam fotodissociação depende de seu 
comprimento de onda, mas não da altitude na atmosfera. Os outros dois fatores, 
entretanto, alteram-se com as mudanças de altitude. As variações da densidade de 
oxigênio são fornecidas pela lei barométrica. O número de moléculas em cada 
centímetro cúbico de ar diminui conforme o fator e (=2,7182) para cada aumento 
de uma escala de altura. Se todas as demais condições permanecerem iguais, 
observaremos que ocorrerá maior fotodissociação nas altitudes baixas que nas 
elevadas, devido à maior quantidade de moléculas passíveis de serem dissociadas. 
O perfil de Chapman 
A taxa de absorção dos fótons solares é proporcional ao produto 
da densidade das moléculas absorventes e do fluxo de fótons (as 
escalas logarítmicas mostram que c = a + b – constante). 
O perfil de Chapman 
Transformações químicas 
• Vamos considerar as transformações químicas que ocorrem quando uma atmosfera absorve 
radiação solar no comprimento de onda do ultravioleta. 
• 
• As reações químicas que se verificam na atmosfera terrestre envolvem o oxigênio; o nitrogênio 
sofre pequena modificação química. Na atmosfera, existe muito oxigênio como moléculas formadas 
por dois átomos ligados por forças químicas (O2). 
• Modificações importantes verificam-se nas altitudes elevadas, onde as moléculas de oxigênio 
absorvem a radiação solar ultravioleta. 
• O que acontece quando uma molécula absorve radiação está, na dependência da natureza e 
quantidade da energia absorvida. 
• A radiação eletromagnética pode ser concebida como uma torrente de partículas chamadas 
FÓTONS. 
• A energia de cada fóton é inversamente proporcional ao comprimento de onda da radiação. 
• Os fótons com comprimento de onda longo têm pouca energia. Quando eles são absorvidos podem 
ocasionar rotação ou vibração das moléculas, mas não causam modificações químicas. 
• A fim de causar estas alterações, os fótons devem possuir energia suficiente para romper a 
molécula, quebrandoos liames que unem os átomos. 
• Esse processo no qual a absorção de um fóton leva ao rompimento da molécula absorvente, é 
denominado de fotodissociação. 
• Os átomos produzidos pela fotodissociação são muito ativos e iniciam seqüências de reações que 
promovem a produção de novas espécies. 
• As duas novas espécies produzidas pela fotodissociação do oxigênio molecular (O2) na atmosfera 
terrestre são o oxigênio atômico (O) e o ozônio (O3). 
 
O OZÔNIO 
• Diferentemente do vapor de água e CO2, o ozônio é quimicamente formado e 
destruído dentro da atmosfera. O complicado processo da formação do ozônio e 
sua distribuição dentro da atmosfera são de importância para a radiação terrestre 
na região do ultravioleta e para o balanço de calor da mesosfera e dessa forma 
cedo se criou o interesse sobre o ozônio, dessa forma atualmente é do maior 
interesse a investigação dos constituintes não permanentes da atmosfera. Nos 
últimos vinte anos os assuntos ligados ao ozônio atmosférico expandiram-se de tal 
maneira que alguns aspectos não podem ser tratados exaustivamente dentro do 
escopo desse livro. Recomendo aos leitores uma pesquisa mais aguçada e com 
informações mais detalhadas como no artigo original, Paetzol, 1957 e outros bem 
mais recentes. 
• O ozônio é comparativamente um dos menores constituintes da atmosfera, com 
uma concentração média de mais ou menos 2 a 3x10-6 ppm (partes por milhão em 
volume) se for considerado uniformemente distribuído pela atmosfera. A unidade 
ordinariamente usada para expressar a quantidade total de ozônio na atmosfera é 
a altura de uma coluna equivalente de ozônio em condições normais de 
temperatura e pressão, como padrão. Expressando nessa unidade, esse total varia 
de mais ou menos 0,16 a 0,4 cm. 
• Considerando perfis verticais é padrão (usual) considerar 10-3 cm em CNTP de 
ozônio por km de altitude como unidade. Essa é a concentração em volume de 
21,4 µg/m3 e é usualmente colocado como o volume da razão de mistura se 
processos de mistura vertical ou de circulação são considerados. 
• 
 
A TEORIA DA FORMAÇÃO DO OZÔNIO 
• As considerações teóricas sobre a formação do ozônio começaram essencialmente 
com o artigo de Chapman (1930) no qual ele discutiu a fotoquímica envolvida e 
mostrou que a presença do ozônio pode ser explicada em termos da ação da luz 
ultravioleta sobre o oxigênio. Entre os anos de 1933 e 1937, Wulf em associação 
com Deming, publicaram vários artigos (Wulf e Deming, 1937) desenvolveram essa 
teoria e com considerável simplificações tiveram sucesso em calcular a distribuição 
vertical do ozônio para o equilíbrio fotoquímico. Esses resultados encorajaram e 
concordaram com as poucas observações disponíveis naquele tempo. Desde então 
vários cientistas, como Schoerr (1944), Dutsch (1946) e Craig (1950), refinaram a 
teoria consideravelmente e após essa data tornou-se disponível como parâmetro 
físico para cálculos numéricos. Posteriormente, Paetzold (1953a,b, 1957), 
reexaminou os resultados teóricos e os comparou com os perfis verticais do ozônio 
através de observações diretas. 
• As considerações teóricas tinham uma dupla ajuda; primeiro para calcular a 
distribuição vertical do ozônio sob condições de equilíbrio fotoquímico e 
determinar em que extensão ele depende dos vários parâmetros envolvidos, 
segundo, para calcular a razão do retorno desse equilíbrio após um distúrbio tenha 
ocorrido. Para qualquer propósito, esse objetivo tem sido alcançado e no futuro 
apenas ajustes serão necessários após melhores dados numéricos sejam obtidos 
para alguns parâmetros físicos envolvidos. 
 
A RADIAÇÃO ULTRAVIOLETA 
• Para o entendimento dos efeitos da absorção da energia radiante, como a luz do Sol, pelas 
moléculas constituintes do ar atmosférico terrestre, é necessário observar-se alguns aspectos 
importantes. As moléculas podem existir apenas em certos estados de rotação, vibração e 
configuração eletrônica, com energias características próprias. Em outras palavras, a rotação 
e a energia vibracional e eletrônica das moléculas são quantizadas. As diferenças entre os 
diferentes níveis de rotação são muito menores do que aqueles entre diferentes níveis de 
vibração, e estes menores ainda do que aqueles entre estados eletrônicos. A absorção da 
radiação eletromagnética ocorre através de processos elementares, cada um envolvendo a 
absorção de um fóton e um salto simultâneo da molécula de um estado inicial para outro de 
maior energia. 
• A radiação solar mais conhecida é a visível (400 a 600 nm), contudo, outras duas faixas 
importantes são a do ultravioleta (100 a 400 nm) e a do infravermelho (700 a 3.000 nm). A 
faixa do visível fica entre 400 e 600 nm, e a faixa do ultravioleta, entre 100 e 400 nm. A faixa 
do ultravioleta é ainda subdividida em três partes: a ultravioleta – A (UV-A), entre 400 e 320 
nm; a ultravioleta – B (UV-B), entre 320 e 280 nm e a ultravioleta –C, entre 280 e 100 nm. A 
UV-A chega normalmente à superfície terrestre, não sendo absorvida eficientemente por 
nenhum constituinte da atmosfera. Em excesso, a radiação UV-A pode também trazer 
perturbações à saúde, mas esta não deve aumentar sua intensidade com o tempo, como é o 
caso da UV-B. Contrariamente à radiação ultravioleta – A, a radiação UV-B é fortemente 
absorvida pelo ozônio da atmosfera terrestre, causando uma variação muito forte na 
intensidade da radiação medida na superfície entre os limites de 280 a 320 nm. A faixa mais 
energética, a UV-C, em comprimento de onda mais curtos que 280 nm, é totalmente 
absorvida pela atmosfera da Terra. 
 
A RADIAÇÃO ULTRAVIOLETA 
• É importante observar-se que quando se fala em 
radiação ultravioleta, estamos nos referindo, portanto 
ao UV-A e ao UV-B. A radiação ultravioleta tipo B (UV-
B) é a única que interage com a CAMADA DE OZÔNIO. 
• Contextualizando melhor, a absorção da radiação 
ultravioleta pela atmosfera segue o seguinte padrão: 
UV – A é absorvida pela atmosfera em 10%; a UV – B 
em 90% e a UV – C em 100%, isto é, totalmente 
absorvida no “topo” da atmosfera. A radiação UV-C é 
chamada ultravioleta distante, do visível e próxima da 
radiação de raio X. 
 
A RADIAÇÃO ULTRAVIOLETA 
• A radiação solar mais conhecida é a visível (400 a 600 nm), no entanto duas outras faixas 
importantes são a da radiação ultravioleta (100 a 400 nm) e a da radiação infravermelha (800 a 
3.000 nm). As duas mais importantes para o assunto em pauta são: 
• 
• A FAIXA DO VISÍVEL – entre 400 A 600 nm, 
• 
• A FAIXA DO ULTRAVIOLETA – entre 100 e 400 nm. 
• 
• As faixas da radiação ultravioleta é ainda subdividida em: 
• 
• UV-A → entre 400 e 320 nm – Absorção na Atmosfera: 10% 
• 
• UV-B → entre 320 e 280 nm - Absorção na Atmosfera: 90% 
• 
• UV-C → entre 280 e 100 nm – Absorção na Atmosfera: 100%, totalmente absorvido no “topo” da 
atmosfera. 
• A radiação UV-A chega normalmente à superfície terrestre, não sendo absorvida eficientemente 
por nenhum dos constituintes atmosféricos. Em excesso, a radiação UV-A pode também trazer 
perturbações à saúde, mas esta não deve aumentar sua intensidade com o tempo, como é o caso da 
radiação UV-B. 
• A radiação UV-B, ao contrário da UV-A é fortemente absorvida pelo ozônio da atmosfera terrestre, 
causando uma variação muito forte na intensidade da radiação medida na superfície entre os limites 
de 280 a 320nm. 
• A radiação UV-C, é a faixa mais energética, com comprimento de onda mais curtos que 280 nm e é 
totalmente absorvida pela atmosfera terrestre. 
• Quando se fala em radiação ultravioleta, no nosso dia a dia, refere-se, portanto ao UV-A e ao UV-B. A 
radiação ultravioleta B (UV-B) é a única afetada pela camada de ozônio. 
• 
 
 
As três faixas da radiação ultravioleta 
• A FAIXA DO VISÍVEL – ENTRE 400 A 600 nm, e 
• 
• A FAIXA DO ULTRAVIOLETA – ENTRE 100 e400 nm. 
• 
• A faixa da radiação ultravioleta é ainda subdividida em: 
• 
• UV-A → entre 400 e 320 nm – Absorção na Atmosfera: 10% 
• 
• UV-B → entre 320 e 280 nm - Absorção na Atmosfera: 90% 
• 
• UV-C → entre 280 e 100 nm – Absorção na Atmosfera: 100%, 
totalmente absorvido no “topo” da atmosfera. 
• 
O ozônio na estratosfera (OZONOSFERA) 
 
• A atmosfera da Terra não foi sempre como é hoje. Durante os 
diferentes períodos geológicos, ocorreram adaptações sucessivas, 
mas a modificação mais decisiva teve lugar há aproximadamente 
600 milhões de anos, no período geológico chamado Pré-
Cambriano, quando surgiram os primeiros organismos capazes de 
usar diretamente a luz solar como mecanismo energético, no 
processo de fotossíntese. Foi este o processo que modificou 
drasticamente a atmosfera de um estado redutor, sem oxigênio 
livre na atmosfera, para um estado em que, como ainda é hoje, 
existe oxigênio livre. Foi somente após esta transição, com o 
surgimento da camada de ozônio, um subproduto do oxigênio, que 
a vida animal e vegetal pôde desenvolver-se na superfície terrestre 
continental, porque antes, a grande incidência de radiação 
ultravioleta só permitia o desenvolvimento celular nas profundezas 
dos oceanos. A vida primordial criou a camada de ozônio. Há 
indícios de que a vida moderna pode destruí-la. 
• 
 
A CAMADA NATURAL DO OZÔNIO 
• 
• O ozônio é um gás azul-claro muito venenoso para a vida humana, mesmo 
em pequenas concentrações. É produzido na alta atmosfera e pelas descargas 
elétricas através dos relâmpagos, e artificialmente fabrica-se graças a 
equipamentos elétricos de elevadas voltagens. Tem um odor característico e 
pungente. Pode surgir ao nível do solo em consequência de reações químicas 
envolvendo a luz do Sol atuando sobre a poluição; o ozônio ao nível do solo faz 
parte, em certas condições atmosféricas, como parte do smog fotoquímico. À 
primeira vista pouco se pode dizer a favor do ozônio, apesar de ter as suas 
utilizações na indústria química (como agente branqueador) e como forte 
germicida, propriedade que o leva a ser utilizado na esterilização da água potável. 
• No entanto, a uma distância segura, o ozônio é essencial para o nosso bem-estar. 
O ozônio existente na estratosfera protege a superfície da Terra da radiação 
ultravioleta proveniente do Sol, a qual a não ser assim, poderia varrer da 
superfície do planeta quase todas as formas de vida, principalmente sobre os 
continentes. Por outro lado, o ozônio é uma das formas assumidas pelo oxigênio, 
ingrediente ativo do ar que respiramos, gás absolutamente essencial a todas as 
espécies animais da Terra. O que destaca o ozônio é que o oxigênio molecular O2 
contem dois átomos de oxigênio, enquanto as moléculas do ozônio são formadas 
por três átomos; é o que basta para estabelecer a diferença entre a vida e a 
morte, pois qualquer animal morrerá se respirar mais que vestígios de ozônio; 
este, porém, está também relacionado com o aparecimento da vida na Terra. 
 
A camada natural do ozônio 
• Na atmosfera da Terra, a radiação ultravioleta proveniente do 
Sol, com comprimento de onda entre 1.000 a 4.000Ao (100 a 
400 nm) é absorvida pelo ozônio nas altitudes próximas de 
20 a 50 km. As radiações nesses comprimentos de onda são 
letais para os organismos terrestres, e não poderiam 
sobreviver se a superfície da Terra não fosse protegida por 
uma CORTINA DE OZÔNIO. 
• O ozônio na estratosfera é um gás extremamente útil para os 
seres vivos e não deve ser eliminado sob pena de ocorrer uma 
transformação drástica na nossa maneira atual de viver. 
Parece não resultar em nenhum benefício de sua destruição, 
ainda que parcial, da camada de ozônio. Há vários aspectos 
negativos, no entanto, todos eles decorrentes do aumento da 
radiação UV-B. 
O OZÔNIO 
• O ozônio é um gás que existe em estado puro e livre na atmosfera 
terrestre. O prefixo ozo vem do grego, com o significado de aroma 
ou cheiro, que no ozônio é muito forte e característico (penetrante 
e desagradável). O ozônio é subproduto do oxigênio. A uma altura 
suficientemente elevada, na estratosfera, os raios ultravioletas 
provenientes do Sol, são suficientemente intensos para dissociar 
(quebrar) a molécula do oxigênio produzindo dois átomos de 
oxigênio atômico, O, a partir de uma molécula de oxigênio, O2. A 
maior parte da radiação ultravioleta (UV) proveniente do Sol fica 
próxima à radiação visível no espectro eletromagnético, ou seja, 
entre 170 nm e 370 nm (Figura 3). Esta é a região do espectro 
absorvida pelo O3 (ozônio). A camada de ozônio pode ser destruída, 
esta radiação poderá alcançar o solo, tornando certamente 
impossível a vida florescer sobre as regiões continentais. Esta é a 
razão da presente preocupação entre os físicos atmosféricos de que 
o Óxido de Nitrogênio proveniente da combustão de jatos 
supersônicos voando na estratosfera, ou de componentes fluorados 
(freons) alcançando a estratosfera devido à sua estabilidade 
química, e que poderá causar prejuízo na camada de ozônio (O3). 
 
Medida da camada de ozônio 
• A distribuição do O3 pode ser medida do solo ou 
através de “ozonosondas”. Os métodos usados 
são espectroscópicos, utilizando suas 
propriedades de absorção da radiação UV, da 
infravermelha e química. O O3 absorve muito 
fortemente a radiação UV, as camadas 
superiores da ozonosfera sempre impedem a 
passagem desta radiação; a absorção produz a 
elevação da temperatura na estratosfera bem 
como um máximo de aproximadamente 0o C na 
camada da estratopausa. 
 
 
A formação do O3 
 • A formação do O3 ocorre fotoquimicamente, e pode ser estudado através das diferentes reações que ocorrem e do conhecimento de 
suas razões específicas. A uma altura suficientemente elevada, na 
estratosfera, os raios ultravioletas provenientes do Sol, são 
suficientemente intensos para dissociar (quebrar) a molécula de 
oxigênio produzindo dois átomos de oxigênio atômico, O, a partir 
de uma molécula de oxigênio (molecular), O2. As reações 
predominantes são: 
• 
• Reações fotoquímicas primárias 
• 
• O2 + h (fóton) = O + O (   242 nm ) 
• 
• Onde h representa à energia correspondente à luz ultravioleta 
necessária para a ocorrência da dissociação. O ozônio consiste de 
três átomos de oxigênio (O3) combinados em uma única molécula. 
Sua formação acompanha a fotodissociação do oxigênio molecular 
(O2) pela radiação ultravioleta proveniente do Sol. 
 
A formação do ozônio 
• Nas altitudes superiores a 70 km, reação recombinatória 
entre dois átomos de oxigênio e uma terceira molécula (M) 
promove a remoção dos átomos de oxigênio, 
• 
• O + O  O2 + M 
• 
• A terceira molécula M torna-se necessária para consumir 
a energia liberada pela reação. 
• Nas altitudes mais baixas, uma outra reação é importante, 
a realizada entre um átomo de oxigênio (O) e uma molécula 
de oxigênio (O2) a fim de produzir a molécula de ozônio 
• 
• O + O2  O3 + M 
 
A formação do ozônio (O3) 
• Há numerosas reações que removem o ozônio produzido pela 
reação acima. A primeira reação importante nas altitudes 
elevadas, é a recombinação do ozônio e o oxigênio atômico 
para formar duas moléculas de oxigênio 
• O + O3  O2 + O2 
• A segunda reação importante em todas as altitudes, é a 
fotodissociação do ozônio 
• O3 + h = O2 + O (   1100 nm ) 
• Esse processo é o responsável pela absorção da radiação 
solar entre 280 nm a 320 nm. Finalmente, o ozônio é 
removido das baixas altitudes pelas reações com as partículas 
de pó ou com o solo. 
 
A formação do ozônio 
• É importanteressaltar ainda que, ao processo de produção do 
ozônio seguem-se vários processos de perda, isto é, processos que 
destroem a molécula de O3 inclusive sua dissociação absorvendo 
a radiação ultravioleta tipo B. Normalmente essas são reações com 
os compostos nitrogenados, e os processos de perda mais 
importantes na estratosfera podem ser apresentados a seguir, 
• NO2 + O  NO + O2 
• 
• NO + O3  NO2 + O2 
• Reações fotoquímicas secundárias 
• O + O2 + M  O3 + M 
 
• Sendo o resultado final, 
• O + O3  2 O2 
• 
• Onde M é uma molécula não reativa que atua como um terceiro 
corpo para absorver o excesso de energia da reação. 
A formação do ozônio 
• A concentração do ozônio não é a mesma em diferentes alturas, porque os 
processos de produção e perda têm intensidades diferentes a diferentes 
alturas. O próprio processo de produção de ozônio atenua a intensidade 
da radiação ultravioleta de cima para baixo, e o que resulta é uma 
concentração de ozônio que é máxima em certa altura, em torno de 30 
km, diminuindo rapidamente para cima e para baixo. Surge assim o 
conceito de CAMADA DE OZÔNIO, isto é, uma fatia da atmosfera onde a 
concentração de O3 é relativamente elevada em relação ao resto da 
atmosfera. 
• 
• Para se entender a fragilidade da camada de ozônio basta se considerar 
que a região situada entre 15 a 50 km de altura, onde a concentração de 
ozônio é máxima, nela a concentração de ozônio chega a 10 ppm, 
servindo como um gigantesco filtro solar natural para a radiação 
ultravioleta (UV), particularmente UV-B. Embora tenha todo esse poder 
de bloquear a radiação UV é uma camada muito rarefeita e se for colocada 
ao nível do mar, isto é, a uma pressão de 1 atm. e a uma temperatura de 
0o C ela ficaria com apenas 1 cm de espessura. 
 
A destruição da camada de ozônio 
• A camada de ozônio é estudada continuamente desde 1956 por instrumentos de 
solo e mais recentemente por foguetes e satélites. No final da década de 1970 
descobriu-se uma queda acentuada na concentração do ozônio estratosférico que 
vai de 15 a 50 km de altitude, na região da Antártica, entre as latitudes de 60° S e 
90° S, durante a primavera austral, quando o Sol começa iluminar o círculo polar 
antártico. Esse fenômeno é conhecido como buraco de ozônio. No entanto, 
estudos recentes mostram um decréscimo da camada de ozônio em todas as 
latitudes. 
• Ressalte-se que essa queda persiste até o presente e tem ocorrido devido à injeção 
de composto de cloro, como os clorofluorcarbonetos ou CFCs, os quais ao 
atingirem a estratosfera, liberam o átomo de cloro que destrói de forma catalítica 
as moléculas de ozônio. Essa descoberta levou ao estabelecimento do Protocolo 
de Montreal, iniciado em 1987, o qual impôs o fim na produção e comercialização 
dos principais CFCs. Observações realizadas por satélites como em solo mostram 
(IPCC, 2001) que ainda existe um decréscimo do conteúdo total do ozônio de 
cerca de 4% por década no Hemisfério Norte, e 6% para o Hemisfério Sul. Com 
isso acarreta uma grande variação da quantidade de radiação UV que chega à 
superfície terrestre. 
 
A destruição da camada de ozônio 
• Já no início da década de 60 verificou-se que a camada de 
ozônio estava sendo destruída mais rapidamente do que o 
normal. O problema foi agravado pelo aumento 
vertiginoso de automóveis, aviões, foguetes e ônibus 
espaciais. No ano de 1984 verificou-se uma perda de 40% 
da camada de ozônio sobre o continente Antártico. Em um 
cálculo modesto, verificou-se que a camada de ozônio vem 
diminuindo 0,5% ao ano, e que uma redução de 1% na 
camada de ozônio corresponderá um aumento de 2% da 
radiação ultravioleta que chega à superfície terrestre, o que 
poderá trazer problemas como câncer de pele, 
principalmente na região tropical, catarata, cegueira, 
danos na vegetação, alteração no plâncton e reflexo em 
toda a cadeia alimentar. 
 
A destruição da camada de ozônio 
• Nos oceanos, a incidência direta da radiação ultravioleta poderia 
extinguir as algas planctônicas que realiza a fotossíntese na 
superfície dos mares, o que poderia resultar na extinção de muito 
outros animais marinhos. Também na atmosfera superior, na 
estratosfera, as consequências seriam imprevisíveis. Isto poderia 
provocar grandes mudanças na distribuição térmica e na circulação 
global da atmosfera. 
• A ausência ou diminuição do ozônio na troposfera, também 
provocaria impacto consideráveis sobre toda a química da 
atmosfera. O ozônio é uma das moléculas mais reativas, que 
também participa na produção no radical mais ativo da baixa 
atmosfera, o oxidante mais poderoso da troposfera, é o radical 
OH. A consequência disto seria um possível aumento das 
concentrações de metano, CH4, e monóxido de carbono, CO, o que 
seria indesejável. 
 
 
A participação do clorofluorcarboneto (CFC) ou “freon” na 
destruição da camada de Ozônio 
 • A origem do freon remonta a 1926, quando Thomas Midgley e Charles Franklin Kettering inventaram uma combinação de gases que foi chamada de freon. Os CFCs são um grupo de 
alifáticos de combinação orgânica que contem o carbono, flúor e, em muitos casos, outros 
halógenos, especialmente o cloro e hidrogênio. São incolores, inodoros, não inflamáveis, não são 
corrosivos ou líquidos. Marca registrada da empresa norte americana Du Pont. Nos anos 80 
descobriu-se que o freon e todos os gases do tipo CFCs são danosos à camada de ozônio. O erro foi 
acreditar que os CFCs eram muito estáveis. Na realidade, eles são muito estáveis na troposfera, 
porém, na estratosfera eles tornam-se instáveis, devido ao cloro ser sensível aos raios ultravioleta 
provenientes do Sol e ao se decompor atacam as moléculas do ozônio. Esse processo se dá da 
seguinte forma: 
• Como as moléculas de CFC são muito leves, elas passam intactas pela troposfera para desembocar 
na estratosfera. Ali, os raios ultravioletas do Sol quebram as moléculas de CFC e liberam átomos do 
gás cloro, como mostrado a seguir: 
• 
• CFC + UV (h)  Cl + ........ 
• 
• O ozônio, reage com o cloro (Cl), formando monóxido de cloro (ClO) e mais oxigênio molecular (O2) 
• Cl + O3  ClO + O2 
• 
• A cadeia de reações químicas não ficaria nisso. O monóxido de cloro combinando-se com o oxigênio 
deixam novamente livre os átomos de cloro para novamente reagir com o ozônio. Estima-se que 
cada átomo de cloro destrói 100 mil moléculas de ozônio na atmosfera. Como o CFC tem um 
tempo de residência de aproximadamente 75 anos. Portanto, tem carga suficiente de gás na 
atmosfera para destruir o ozônio por quase um século. Mesmo que nova quantidade de gás CFC 
não seja lançada na atmosfera, o que está acontecendo em pouca intensidade, devido aos tratados 
internacionais como de Montreal e Kyoto, mesmo assim os anos futuros já estão comprometidos. 
• 
 
O buraco de ozônio 
• A atual atmosfera funciona como um cobertor quente, rico em 
oxigênio, que ajuda a manter as condições adequadas para a vida 
tal como a conhecemos na Terra. Esse fato não constitui qualquer 
surpresa, já que a vida evoluiu de modo a ajustar-se às condições 
prevalecentes dentro desse cobertor de ar; no entanto, parte da 
preocupação foi resultado da descoberta parcial da diminuição da 
camada de ozônio, particularmente no chamado buraco de ozônio 
sobre a Antártica. 
• A camada de ozônio é uma tela natural que filtra a radiação 
ultravioleta dos raios solares nocivos aos seres vivos, capazes de 
causar nas pessoas queimaduras de pele, câncer e catarata. Uma 
molécula de ozônio écomposta por três átomos de oxigênio e na 
estratosfera se concentrada em uma faixa a uma altura de cerca de 
20 km. Existe uma molécula de ozônio para cada cem mil moléculas 
de ar, explica o BAS (British Antarctic Survey). 
• O ozônio é gerado quando a radiação ultravioleta quebra as 
moléculas de oxigênio, e ele é destruído por reações químicas do 
cloro e do bromo liberados na atmosfera pelos gases de CFCs. 
 
Buraco na camada de ozônio 
 
O buraco de ozônio 
 
 
Buraco na camada de ozônio 
 
O buraco na camada de ozônio na Antártica 
 
Buraco na camada de ozônio sobre a Antártica 
 
Buraco na camada de ozônio na Antártica 
 
A recuperação do buraco de ozônio 
• Na década de oitenta foram emitidas 500 mil toneladas de CFC por ano, 
atingindo um valor de 30 milhões de toneladas acumulados na atmosfera, 
um sexto do que atingiu a estratosfera, informam os relatórios da Unidade 
de Coordenação de Investigação do Ozônio da UE. 
• Apesar do fato de que a destruição do ozônio não se restringe à Antártica, 
o buraco de ozônio no local deve-se ao tempo na região e ao frio extremo 
durante o inverno, o que leva à maior produção de cloro e bromo a partir 
dos gases poluentes, e quando a chega a luz da primavera se acelera a 
perda das moléculas de ozônio. "Hoje nós entendemos bem a física e a 
química que regem a camada de ozônio", disse Shanklin. "Os níveis 
mínimos de ozônio tem sido constantes nos últimos 15 anos, 70% abaixo 
dos níveis do final dos anos setenta." 
• Quanto à proibição desde 2000 dos gases destrutivos do CFC - pelo 
Protocolo de Montreal - e a substituição destes por compostos 
alternativos em nível industrial, houve bons resultados. A concentração 
desses gases na atmosfera atingiu o pico em 2001 e, em seguida, começou 
a diminuir. Mas o seu efeito é duradouro e o buraco na Antártica 
continua a aparecer em cada primavera. No ano de 2006 foi registrada a 
maior extensão dele: 28 milhões de quilômetros quadrados. 
 
A recuperação do buraco de ozônio 
• Vinte e cinco anos depois do anúncio de que pesquisas apontavam 
catastróficas previsões sobre o destino do chamado buraco na 
camada de ozônio, cientistas da Universidade de Cambridge (Reino 
Unido) afirmam que a espessura da camada de ozônio sobre a 
Antártica se recuperará até 2080, voltando aos níveis que tinha em 
1950. 
• A descoberta do buraco na camada de ozônio. 
Em maio de 1985, Joseph Farman, Brian Gardiner e Jonathan 
Shanklin do British Antarctic Survey (BAS) informaram na revista 
Nature a descoberta de uma diminuição da camada de ozônio sobre 
o continente antártico durante a primavera austral. Para marcar o 
aniversário da data, a última edição da revista traz um artigo onde 
Shanklin explica que a descoberta se deu observando que os 
valores de ozônio haviam caído 40% entre 1975 e 1984. 
Radiação terrestre: O efeito estufa 
• Os gases da atmosfera terrestre que contribuem para o efeito estufa são o vapor 
d’água (H2O), o gás carbônico (CO2), o óxido nitroso (N2O), o metano (CH4) e os 
compostos de clorofluorcarbono (CFC), comumente conhecido como freons. O 
vapor d’água é o principal, mas sua concentração é extremamente variável no 
espaço e no tempo. Depende apenas da temperatura do ar e chega a ocupar até 
7% do volume da atmosfera em regiões úmidas como a Amazônia, enquanto em 
áreas desérticas como o Saara ocupa 1% desse volume. O CO2 é o segundo gás em 
importância, ocupando 0,040% do volume da atmosfera (400 ppm). Ou seja, sua 
concentração é de 30 a 200 vezes inferior à do vapor d’água. Entretanto, esse é o 
gás que vem causando maior polêmica em relação ao efeito estufa, porque sua 
concentração, embora baixa, está crescendo a uma taxa de 0,4% ao ano. A 
estimativa é que cerca de sete bilhões de toneladas de gás carbônico (ou 7 GtC, 
gigatoneladas de carbono) são lançadas a cada ano na atmosfera, sendo 5,5 GtC 
proveniente da queima de combustíveis fósseis, como o petróleo e o carvão 
mineral e 1,5 GtC da queima da vegetação natural, principalmente florestas 
tropicais. O metano, embora presente em concentrações muito pequenas, da 
ordem de 1,6 ppm, também teve um aumento significativo de 1,0% ao ano. Os 
demais gases comparecem em concentrações muito menores, porém também 
estão aumentando. 
 
O efeito estufa – Greenhouse effect 
• Efeito estufa, fenômeno natural causado pela presença de 
nuvens e alguns gases na atmosfera, sobretudo o vapor 
d’água e o dióxido de carbono, que provocam o 
aquecimento da superfície do planeta. 
• Ou o efeito estufa é o processo natural pela qual a 
atmosfera aprisiona parte da energia do Sol que aquece a 
Terra o suficiente para suportar a vida. 
• Esses gases e nuvens funcionam como uma redoma. 
Retém na atmosfera a radiação emitida pela superfície 
terrestre (radiação terrestre), mantendo a temperatura 
média da Terra em torno de 15oC. Sem eles, essas radiações 
escapariam para o espaço, e se não houvesse esse efeito 
estufa natural a temperatura da Terra seria 33o C mais baixa 
do que ela é atualmente. 
 
O efeito estufa 
 
O efeito estufa: o aprisionamento do calor 
 
Causas do efeito estufa 
 
Causas do efeito estufa 
 
O efeito estufa: The greenhouse effect 
 
O efeito estufa 
 
O efeito estufa – Greenhouse effect 
 
O efeito estufa – Greenhouse effect 
 
O efeito estufa 
 
Estufa - Greenhouse 
 
Estufa – greenhouse 
 
Estufa - Greenhouse 
 
Estufa do Kew Gardens em Londres 
 
Interior do Kew gardens - Londres 
 
Vista interna do Kew gardens 
 
Vista interna do Kew gardens – Vitória Régia 
 
Estufa do Jardim Botânico de Curitiba 
 
Estufa do jardim botânico de Curitiba 
 
Estufa do Jardim Botânico de Curitiba 
 
Estufa no jardim botânico de Curitiba 
 
Mudanças climáticas 
• As previsões de mudanças, em função do aumento do gás carbônico, são 
catastróficas. Os resultados de modelos matemáticos de simulação do 
clima global mostram que, se a concentração de CO2 duplicar, a 
temperatura média da Terra aumentará entre 1,5 a 4,5o C. Uma das 
consequências seria a expansão volumétrica da água dos oceanos, que 
se juntaria ao degelo parcial das geleiras e calotas polares, 
principalmente da Antártica e Groelândia, fazendo o nível dos mares 
subir de 0,4 a 1,5 metros. Isso inundaria a maior parte das cidades 
costeiras do mundo, e obrigaria a relocação de 60% da humanidade que 
vive nessas regiões, da ordem de 4 bilhões de pessoas. 
• Existem argumentos contrários a esse possível desastre, e é bem 
provável que os atuais modelos matemáticos não se preste a tal tipo de 
previsão, embora sejam atualmente as únicas ferramentas disponíveis 
para este tipo de estudo. 
• O único fato concreto e inquestionável na hipótese da intensificação do 
efeito estufa é que as concentrações de CO2 passaram de cerca de 280 
ppm, na metade do século 19, inicio da Era Industrial Moderna, para os 
atuais 400 ppm: um aumento de 25% ao longo de 150 anos, para o qual 
os últimos 50 anos contribuíram de modo decisivo, sendo responsável 
por 70% da variação. 
O balanço energético 
• A fonte de energia para quase todos os processos físicos 
discutidos até o momento – expansão do ar, precipitação, 
geração do potencial ionosférico, movimento atmosférico – 
é obviamente proveniente do Sol. Essa assertiva é 
igualmente verdade para muitos fenômenos não incluídos 
no escopo da física atmosférica: processos biológicos, 
formação do solo, e oxidação de metais, por exemplo. Em 
todos esses casos a energia originalmente incidente no 
“topo” da atmosfera na forma de radiação experimenta 
uma série de transformações, culminando finalmente nos 
fenômenos de interesse em tela.A relação entre a energia 
solar e os fenômenos atmosféricos são muito próximos, 
de tal forma são de grande importância para o 
entendimento de como as transformações de energia 
ocorrem. 
O balanço energético 
• Mencionamos anteriormente que a Terra, estando sobre uma 
média constante em relação à média de temperatura, deve perder 
para o espaço tanta energia na forma de radiação de ondas longas 
(infravermelha) quando ao mesmo tempo ela recebe do Sol na 
forma de radiação de ondas curtas (radiação solar). A energia 
recebida do Sol está caracterizada pelo fluxo de radiação solar 
incidente sobre uma unidade de área fora da atmosfera, isto é, 
“topo” da atmosfera; chamado de constante solar S, e é igual a 
1,94 cal/cm2. min. = 1.353 W/m2  1,6%. Dessa forma a potência 
total de energia recebida pela Terra proveniente do Sol é igual a 
este valor multiplicado por uma sessão do disco da Terra R2 = 1,27 
x 1014 m2. Se calcularmos a média dessa energia sobre toda a 
superfície terrestre, veremos que a energia recebida por unidade 
de área é: 
• S x R2/4R2 = 0,49 cal/cm2. min. = 338 W/m2 
• Essa mesma quantidade de energia deve ser perdida para o espaço 
na forma de radiação de ondas longas (infravermelha). 
 
O balanço energético 
• Obviamente, a radiação solar não é recebida 
uniformemente sobre toda a Terra, nem a perda da 
radiação terrestre é uniformemente distribuída. Por 
exemplo, o equador recebe anualmente varias vezes mais 
energia do que nas regiões polares; a perda de energia 
solar é também grande contudo menos acentuada. Isso 
significa que há um excedente de energia nas regiões de 
baixa latitudes (30 – 35o) e um déficit nas altas latitudes 
(30 – 35o). Esta situação está ilustrada na Figura 14. Como 
os trópicos não se tornam progressivamente, na média, 
mais quente nem nas altas latitudes mais frio, um 
transporte meridional de energia deve ocorrer 
continuamente, da baixas para as altas latitudes, de forma 
a compensar este desequilíbrio. Isto será de importância 
fundamental na conexão com o movimento atmosférico 
global. 
O albedo = habilidade de uma superfície em refletir a luz 
• Nos vamos considerar apenas o balanço médio de calor 
para todo o planeta durante um ano. 
• Nem toda a radiação solar incidente sobre a Terra é 
absorvida pela atmosfera e o solo. Uma grande fração 
desta radiação é refletida pelo topo das nuvens e pelo 
solo. Em uma dada superfície, a fração da radiação 
solar refletida (em dadas condições) é chamada de 
albedo dessa superfície. Ou fração da energia incidente 
e refletida para o espaço pelas nuvens, atmosfera e 
superfície. Ou taxa pelas quais os planetas irradiam 
energia para o espaço. Numa média planetária, o 
albedo pode ser estimado para toda a Terra em 0,31 
= 31%. 
 
Valores do albedo 
 
Valores do albedo em várias superfícies 
• Albedo médio da Terra = 31 % 
• Neve recente = 80 – 95 % 
• Gramado = 25 – 30 % 
• Bosques e florestas = 10 – 20 % 
• Terra de cultivo = 10 – 25 % 
• Pedras e ladrilhos = 20 – 40 % 
• Oceanos, rios lagos (depende da altura do Sol) = 10 – 60% 
• Pavimentos secos = 17 – 27 % 
• Asfalto = 5 – 10 % 
• Telhados claros = 35 – 50% 
• Telhados escuros = 8 – 18 % 
• Lua = 6 – 8 % 
 
 
 
Tabela mostrando o albedo em diferentes materiais 
 
Valores do albedo em várias superfícies 
 
Valores do albedo em construções 
 
Balanço energético na atmosfera 
 
Medindo o albedo da Terra 
 
Desenho esquemático do 
 balanço energético 
 
O equilíbrio térmico 
A ser absorvida pela Terra, a radiação solar converte-se em energia calorífica, 
aquecendo a superfície da Terra. Essa, por sua vez, emite a mesma quantidade de 
energia que recebe (43%), encontrando-se por isso, em equilíbrio térmico. 
Fatores do resfriamento 
 
 
Temperatura efetiva da Terra e dos outros 
planetas do Sistema Solar 
 • A temperatura efetiva de um planeta (ou do Sol) é definida como a temperatura que ele deve ter se, comportando-se como um corpo negro, deva irradiar a mesma 
quantidade de energia por unidade de tempo. Neste caso, a potência total perdida 
por radiação deve ser igual à área da superfície A do planeta vezes Te
4, onde Te = 
temperatura efetiva, de acordo com Eb = T
4. Nos já vimos na seção anterior que, 
considerando como um todo, e como é vista do espaço, a Terra irradia de várias 
formas diferentes (Figura 13). Contudo, a temperatura efetiva dá uma indicação da 
amplitude das temperaturas planetárias. 
• A temperatura efetiva da Terra pode se calculada facilmente considerando que a 
energia solar recebida deva ser igual à energia perdida pelo planeta para o espaço. 
Então podemos escrever que 
• 
• S(1 – )R2 = Te
44R2 
• 
• Onde S = constante solar,  = albedo planetário e R = raio da Terra. Podemos 
então tirar o valor de Te, de tal forma que: 
• 
• Te = S(1 - )/4
1/4 
• 
• A temperatura efetiva de todos os planetas de Sistema Solar é mostrada na Tabela 2: 
• 
 
 
Tabela 2 – Temperatura efetiva (Te) dos planetas do Sistema 
Solar calculada através da constante solar S, albedo do planeta 
, o raio do planeta R e a lei de Stefan Boltzmann. 
 
PLANETA Distância do Sol 
em 10
6
 km 
Radiação Solar em 
10
6
 erg. cm
-2
/s 
Albedo Temperatura 
Efetiva Te (K) 
Mercúrio 58 9,2 0,058 442 
Vênus 108 2,6 0,71 244 
Terra 150 1,4 0,33 253 
Marte 228 0,60 0,17 216 
Júpiter 778 0,049 0,73 87 
Saturno 1.430 0,015 0,76 63 
Urano 2.870 0,0037 0,93 33 
Netuno 4.500 0,0015 0,84 32 
Plutão 5.900 0,00089 0,14 43