Apostila de Climatologia,conceitos e definições

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CLIMATOLOGIA 
Apostila básica para acompanhamento da disciplina de Climatologia (1º/2010), ministrada pelo professor 
Carlos Henrique Jardim, para o curso de Geografia (diurno), UFMG. Retirada da bibliografia básica indicada, 
e de obras aleatórias (não identificadas), e REUNIDA por Aline Lúcia N. Medeiros e André Henrique de Souza. 
PRIMEIRA PARTE 
A Geografia é a disciplina que estuda as organizações espaciais (Christofoletti, 1990), ou a envoltura da 
Terra, que congrega a superfície terrestre e a atmosfera. O objeto da Climatologia é justamente a interação 
entre atmosfera e superfície. Estando, pois, localizados junto à interface solo-atmosfera (camada limite) 
qualquer alteração na natureza dessa superfície, tanto espacial quanto vertical, altera significativamente o 
modo de propagação da energia, alterando conseqüentemente os resultados das trocas verticais de radiação 
solar e interferindo nos processos advectivos pelas mudanças que introduz no comportamento do vento. 
Resultam dessas interferências alterações nas variáveis da temperatura e umidade, que nada mais são do que 
elementos ou variáveis do balanço de energia por unidade de tempo, dentro de um espaço tridimensional 
(Tarifa, 1981). Ou seja, as mudanças no espaço geográfico interferem nos fenômenos da atmosfera, e vice-
versa, sendo esta interação que interessa aos estudos climatológicos. A Meteorologia se preocupa com a 
definição quantitativa dos fenômenos, pesquisa das leis, previsão. É um ramo da Física. A Climatologia, por 
sua vez, estuda a ligação entre a atmosfera, e seus fenômenos, e as variações geográficas verificadas. As 
duas disciplinas se encontram, em alguns momentos, mas não se confundem, pois possuem objetivos 
diferentes. 
1. Introdução aos conceitos básicos de climatologia 
1.1. Tempo e clima 
Tempo é o estado médio da atmosfera numa dada porção de tempo e em determinado lugar (Hans); 
definição insuficiente, pois corresponde a uma média (abstração destituída de realidade) e apresenta um 
caráter estático e artificial. O tempo, para Sorre, corresponde a “uma combinação complexa, na qual, 
conforme o caso, um ou dois elementos desempenham papel preponderante. Dizemos que o tempo é quente, 
seco, chuvoso ou calmo”. Enfim, o tempo (weather, do inglês) corresponde a condições momentâneas da 
atmosfera, que podem ser observadas e medidas. 
Clima refere-se à sucessão de condições momentâneas da atmosfera (estados atmosféricos), em um 
determinado lugar. 
A noção de tempo e de clima são noções sintéticas, sendo que a última refere-se à regularidade relativa 
da atmosfera. Pois, a cada instante e em cada ponto do globo, a atmosfera é uma combinação singular, com 
pouquíssimas chances de se reproduzir de uma maneira idêntica. São os fatores dos quais dependem a 
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sucessão de tempos que oferecem uma regularidade relativa. Um exemplo é o ritmo das estações, que traz 
estados higrométricos comparáveis. São estes estados que se agrupam em formas ou tipos característicos de 
cada período do ano. 
1.2. Relação controle / atributo ou fator / elemento 
Controle/Fator – Refere-se à TUDO que modifica as propriedades de uma parcela de ar determinado; são as 
circunstâncias que determinam a existência e regulam a sucessão dos tipos de tempo (latitude, altitude, 
centros de ação, declividade etc.). É definido pela escala. 
Atributo/Elemento – São as propriedades físicas da atmosfera (radiação, temperatura, umidade, pressão). 
FATORES (ESCALA GLOBAL) – principal controle/elemento é a radiação. Refere-se aos fatores 
astronômicos: 
a) Forma da Terra; 
b) Inclinação da Terra (interferindo na distribuição da radiação solar entre os pólos); 
c) Movimentos da Terra (rotação e translação) – interferindo também na diferenciação da 
incidência de radiação entre os hemisférios durante o ano. 
FATORES (ESCALA ZONAL) – Principal fator nessa escala é a latitude, que influencia na distribuição da 
energia terrestre. Além desse, existem outros fatores, a saber: 
a) Correntes Marinhas; 
b) Alíseos; 
c) El Niño; 
d) Continentalidade e Maritimidade; 
e) Biomas Terrestres. 
FATORES (ESCALA REGIONAL) – Particularidades do clima zonal devido, sobretudo, à ação 
modificadora da circulação geral da atmosfera. Fatores que influenciam na escala regional: 
a) Altitude; 
b) Massas de ar ou sistemas atmosféricos; 
c) Distância em relação aos oceanos; 
d) Correntes marítimas; 
e) Relevo (grandes extensões como Alpes, Himalaia e Andes); 
f) Domínios de Vegetação – A permanência e a freqüência da atuação de grupos de sistemas 
atmosféricos contribuem para a produção de condições relativamente estáveis, favorecendo a 
criação de domínios de vegetação como cerrado, caatinga, entre outros. 
FATORES (ESCALA LOCAL) 
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a) Ação Antrópica; 
b) Metrópoles; 
c) Agricultura; 
d) Tipos de tempo. 
 
1.3. Escala 
A realidade climática pode ser caracterizada por unidades espaciais com grandezas escalares 
completamente diferenciadas, que variam desde o nível global até o local. A cada uma dessas ampliações, 
redefine-se não apenas as escalas de estudo, mas também os elementos ou fatores, em outras palavras, 
alteram-se os atributos e as propriedades de cada um desses sistemas espaciais do clima. A partir do 
momento em que se desdobram as unidades maiores em menores, o número de variáveis que intervém 
aumentam, havendo uma superposição, ou melhor, uma interação entre os fatores e elementos estruturais de 
determinada ordem de grandeza com outra imediatamente inferior, e assim sucessivamente. Da mesma 
forma, na medida em que se reduz as dimensões de espaço, a velocidade das mudanças temporais em nível 
de processo também se altera, fluindo em ritmos diferenciados para cada unidade de grandeza espacial. 
A noção escalar torna-se uma referência de valor arbitrário, estabelecido segundo critérios que 
interessam a compreensão de um fenômeno. Segundo RIBERO (1993), torna-se necessário apresentar 
critérios orientadores para a definição de cada escala. 
 a) São consideradas escalas superiores àquelas mais próximas ao nível planetário e escalas inferiores 
aquelas mais próximas dos indivíduos habitantes da superfície da Terra; 
 b) As combinações de processos físicos interativos numa escala superior resultam em modificações 
sucessivas no comportamento da atmosfera nas escalas inferiores; 
 c) As combinações particulares de processos físicos nas escalas inferiores possuem limitada repercussão 
nas escalas superiores; 
 d) O grau de dependência de radiação extraterrestre na definição climática é maior nas escalas superiores, 
enquanto que a influência dos elementos da superfície, inclusive a ação antrópica, torna-se mais pronunciada 
na medida em que se atingem as escalas inferiores; 
 e) Quanto mais extenso o resultado de determinada combinação, maior será o tempo de sua permanência, 
sendo o inverso igualmente verdadeiro; 
 f) A extensão de uma determinada combinação na atmosfera resulta num atributo tridimensional sendo, 
portanto, volumétrica a noção de extensão, em climatologia, e tendo como limite superior o próprio limite da 
atmosfera terrestre. 
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 A partir desses princípios é possível a delimitação de quatro níveis de estudo do clima: 
 MACROCLIMÁTICO – Interação entre a radiação solar, a curvatura da terra, e os movimentos de 
rotação e translação. 
 Clima Zonal: É definido principalmente pelas faixas latitudinais da Terra, uma vez que a latitude 
influencia no recebimento da radiação solar. A altitude, a distância dos oceanos e o movimento de rotação 
terrestre são os principais fatores. Sua escala abrange, verticalmente, toda a atmosfera e, horizontalmente,entre 1.000 e 5.000 km. Nessa ordem de grandeza escalar, torna-se necessário um longo período de 
observações meteorológicas (a OMM recomenda um período de 30 anos), trabalhando-se com os valores 
médios representantes de qualquer elemento climático. A gênese dos climas zonais baseia-se na circulação 
geral da atmosfera (seja dos ventos do oeste ou dos Alíseos). Os esquemas são os mais amplos possíveis, e 
as bases ou mapas oscilam entre 1: 50.000.000 e 1: 10.000.000. 
 Clima Regional: Ocorre quando determinados fatores, como a distribuição das áreas continentais e 
oceânicas no globo e a forma dos continentes (latitudes), são suficientes para alterar os padrões de 
circulação geral da atmosfera. Além disso, outras variáveis importantes são a exposição, forma e orientação 
do relevo (por exemplo: grandes cadeias montanhosas, como os Andes), e os centros de alta e baixa pressão 
(organizados em células de circulação geral). Nessa escala, são determinados os chamados “anos-padrão”, e 
também os domínios morfoclimáticos. Verticalmente, está limitada pelos fenômenos que acontecem abaixo 
da troposfera, e, horizontalmente, abrange entre 150 e 2.500 km. Como estratégia de abordagem, não se 
deve analisar somente as normais e médias de um longo período, mas acompanhar as variações mensais 
durante alguns anos. 
 MESOCLIMÁTICO – É nesse nível que a análise deve necessariamente descer a uma variação diária dos 
elementos climáticos. Deve-se considerar outras áreas do conhecimento geográfico, tais como 
geomorfologia, geografia urbana, pedologia, biogeografia etc. Em mesoclimatologia, a configuração do 
terreno, o tipo de solo e sua cobertura vegetal são considerados como feições de localidade, determinando o 
clima que predomina em determinado lugar, da ordem de centenas de quilômetros quadrados. 
 Clima Local: É um clima que pode ser alterado por diferenças na circulação regional, conseqüentes do 
relevo (situações de barlavento e sotavento ou ventos catabáticos e anabáticos), e ainda por fatores como 
ação antrópica, urbanização (metrópoles), agricultura, poluição, relevo e altitude. Nesse nível, é possível 
observar com mais clareza as repercussões dos sistemas atmosféricos mais gerais, por exemplo, na definição 
de tipos de solo e de coberturas vegetais. A delimitação da extensão horizontal é considerada variada, 
contudo, a maioria dos autores considera entre 15 e 150 km, e a vertical restringe-se a camada limite 
planetária – entre 1200 e 2000 m de altura. 
 TOPOCLIMÁTICOS – Categoria especial onde as características da topografia (declividade, exposição, 
forma do terreno) produzem alterações principalmente na quantidade de calor recebido do Sol. Também 
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afetado por vegetação, tipo de solo, urbanização etc. Caracterizado por variações diárias (diurno-noturno), 
principalmente. 
 Topoclima: As características da topografia - declividade, exposição e forma do relevo - promovem 
alterações na quantidade de radiação recebida do sol. Isso faz com que vertentes localizadas numa mesma 
altitude e latitude apresentem contrastes (situações de barlavento e sotavento ou ventos catabáticos e 
anabáticos). Esse nível justifica o comportamento das variações diurnas da temperatura, umidade, ventos, 
etc. Fenômenos como geadas, nevoeiros etc. ocorrem nessa escala. A extensão horizontal restringe-se à 
forma do relevo ou tamanho da vertente que origina o topoclima, variando entre 0,5 e 5 km, e interfere na 
estrutura vertical da atmosfera até 50 a 100 m de altura. 
 MICROCLIMÁTICO – Refere-se, principalmente, ao clima próximo do solo. É o nível escalar mais 
próximo dos indivíduos. Os principais fatores são a microrugosidade, a cor e a textura das superfícies, as 
construções e a vegetação. É definido pelas variações nos elementos do tempo, medido em minutos ou 
segundos. 
Microclima: É o nível mais ligado as características da superfície terrestre. Define-se pela magnitude 
das trocas gasosas e energéticas entre as feições ou estruturas dispostas na superfície da terra e o ar que as 
envolve. Sua extensão, apesar de difícil delimitação, é dada pela proximidade com o solo. Bons exemplos de 
microclimas são as formações vegetais (como florestas) e os ambientes urbanos. 
Os limites climáticos entre diferentes unidades não são lineares, dado que há descontinuidades e 
superposições entre eles. Normalmente, existem zonas limítrofes, isto é, manchas, onde se fazem e se 
desfazem combinações de elementos característicos de regiões climáticas em contato. 
 
1.4. Ritmo climático 
O ritmo climático, em dada região, só poderá ser compreendido através da representação concomitante 
dos elementos fundamentais do clima em unidades de tempo cronológico, pelo menos diárias, compatíveis 
com a representação da circulação atmosférica regional, geradora dos estados atmosféricos que se sucedem e 
constituem o fundamento do ritmo. 
Do ponto de vista meteorológico, a análise rítmica possibilita a evolução de um simples tratamento 
quantitativo, em totais mensais, desvinculado da gênese dos fenômenos. Por outro lado, somente a análise 
rítmica detalhada ao nível de tempo, considerando a gênese dos fenômenos climáticos pela interação dos 
elementos e fatores, dentro de uma realidade regional, oferece parâmetros válidos à investigação dos 
diferentes e variados problemas geográficos desta região. 
O ritmo de sucessão de tipos de tempo se expressa na escala regional. A individualidade regional é 
assegurada pela maneira pela qual os estados de tempo se sucedem ou encadeiam, portanto, uma visão 
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qualitativa. Já as variações locais, dentro de um quadro regional, são “respostas” de vários fatores (altitude, 
relevo etc.), expressos numa individualização ecológica, que se revelam por variações quantitativas. Na 
análise rítmica, as expressões quantitativas dos elementos climáticos estão ligadas à gênese ou qualidade dos 
mesmos, e os parâmetros resultantes desta análise devem ser considerados levando em conta a posição no 
espaço geográfico em que se define. 
2. Conceitos básicos em meteorologia 
2.1. Estrutura da atmosfera 
 A atmosfera é uma camada relativamente fina de gases e material particulado (aerossóis) que envolve a 
Terra devido à força da gravidade. Seu peso é, ao nível do mar, igual a 1013 mb, ou 760 mmHg, o que 
equivale à 1,3 kg/cm², distribuídos ao longo da superfície terrestre. Esta camada é essencial para a vida e o 
funcionamento ordenado dos processos físicos e biológicos sobre a Terra. 
 A composição da atmosfera não é constante nem no tempo, nem no espaço. Nos primórdios da 
existência do planeta Terra, a atmosfera era composta basicamente por hidrogênio. Após transformações 
geológicas (materiais / planetóides fundidos, intensa atividade vulcânica), o dióxido de carbono (CO2) e a 
água predominaram. O CO2 foi depositado na forma de sedimentos carbonáticos nos oceanos (cerca de 
50%), nos solos, bem como transformado por meio da atividade biológica, especialmente dos vegetais. 
Alguns subprodutos da atividade biológica são o nitrogênio, o oxigênio, metano, argônio, entre outros. 
 A atmosfera atual é resultado desses processos biológicos e geológicos. O nitrogênio e o oxigênio 
ocupam até 99% do volume do ar seco e limpo. A maior parte do 1% restante é ocupado pelo gás inerte 
argônio (Imagem 1). Embora estes elementos sejam relativamente abundantes, eles têm pouca influência 
sobre os fenômenos do tempo. Já o dióxido de carbono, o vapor d'água, o ozônio e os aerossóis ocorrem em 
pequenas concentrações, mas são importantes para os fenômenos meteorológicos e para a vida. 
 
 
 
 
 
 
 
Imagem 1 – Composição da Atmosfera 
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O gás carbônico entra na atmosfera principalmente por meio da ação dos organismosvivos nos oceanos 
e continentes. É um eficiente absorvedor de energia radiante (de onda longa) emitida pela Terra, retendo o 
calor, e influenciando no fluxo de energia através da atmosfera, tornando a Terra própria à vida. Muito do 
dióxido de carbono adicional é absorvido pelas águas dos oceanos ou usado pelas plantas, mas entorno de 
50% permanece no ar. 
O vapor d'água é um dos gases mais variáveis na atmosfera, indo de 0, em regiões áridas, à 3 ou 4% nos 
trópicos úmidos. Está estritamente relacionado com a temperatura do ar, e com a disponibilidade de água na 
superfície terrestre. É elemento decisivo no ciclo hidrológico, quer transferindo água da superfície para a 
atmosfera, quer retornando, sob a forma líquida, como chuva. O vapor d’água atua como absorvedor de 
radiação infravermelha, reemitindo-a a sua temperatura. Com isso, desempenha o papel de um agente 
termorregulador, impedindo que a camada de ar junto ao solo se esfrie em demasia durante a noite. 
Ademais, ao passar da fase líquida para a gasosa, absorve calor do ar circunvizinho, resfriando-o e, ao 
retornar da fase gasosa para líquida, libera o calor latente acumulado; desta feita, estará aquecendo a 
atmosfera. Calor latente refere-se ao calor usado para transformar a água de um estado físico para outro. 
Quando a água retorna da fase gasosa para a líquida, libera o calor latente, que poderá ser convertido em 
calor sensível, isto é, em calor detectável através das mudanças de temperatura (que, nesse caso, aumentará). 
O processo de conversão de parte de energia solar em calor sensível na atmosfera é um fenômeno rotineiro, 
associado à contínua elevação da temperatura do ar após o nascer do sol. Simultaneamente, na presença de 
água líquida, ocorre também a conversão de parte da energia solar em calor latente de vaporização. Durante 
o dia, portanto, a atmosfera vai acumulando energia nas formas de calor sensível e calor latente. À noite, na 
ausência de fonte primária de energia, a atmosfera, ao continuar perdendo energia para o espaço, resfria-se. 
Atingindo o ponto máximo de concentração de vapor d’água (ponto de orvalho), inicia-se o processo de 
condensação. Ao iniciá-lo, o calor latente é liberado na forma de calor sensível, aquecendo ligeiramente a 
atmosfera noturna, ou melhor, impedindo-a de resfriar-se em demasia. 
O vapor d’água é quase ausente a cerca de 10 – 12 km acima da superfície, uma vez que é fornecido 
pela evapotranspiração da água e levado para camadas superiores da atmosfera pela turbulência do ar. Além 
disso, o vapor d'água também tem grande capacidade de absorção, tanto da energia radiante emitida pela 
Terra (em ondas longas), como também de alguma energia solar. Portanto, junto com o CO2, o vapor d'água 
atua como uma manta para reter calor na baixa atmosfera. 
O ozônio tem presença relativamente pequena e distribuição não uniforme. Sua distribuição varia 
também com a latitude, estação do ano, horário e padrões de tempo, podendo estar ligada a erupções 
vulcânicas e atividade solar. A formação do ozônio na camada entre 10-50 km é resultado de uma série de 
processos que se iniciam com a absorção de radiação solar de ondas curtas (ultravioleta). A presença do 
ozônio é importante devido a sua capacidade de absorver a radiação ultravioleta do sol na reação de 
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fotodissociação, representada pela equação: , em que o ozônio (O3) absorve energia, 
quebrando-se e formando O2 + O, que se recombinam gerando O3. 
Além de gases, a atmosfera terrestre contém pequenas partículas, líquidas e sólidas, chamadas de 
aerossóis. Estes são partículas de poeira em suspensão, fumaça, matéria orgânica, sal marinho etc., que 
procedem tanto de fontes naturais como daquelas construídas pelo ser humano. Alguns aerossóis - gotículas 
de água e cristais de gelo - são visíveis em forma de nuvens. A maior concentração é encontrada na baixa 
atmosfera, sendo originados, entre outros, por emissões vulcânicas, atividades agrícolas ou industriais. 
Embora a concentração seja pequena, os aerossóis participam de processos meteorológicos importantes: 1) 
alguns aerossóis agem como núcleos de condensação para o vapor d'água e são importantes para a formação 
de nevoeiros, nuvens e precipitação; 2) alguns podem absorver ou refletir a radiação solar incidente, 
influenciando a temperatura. Assim, quando ocorrem erupções vulcânicas com expressiva liberação de 
poeira, a radiação solar que atinge a superfície da Terra pode ser sensivelmente alterada; 3) a poeira no ar 
contribui para um fenômeno ótico conhecido: as várias tonalidades de vermelho e laranja no nascer e pôr-
do-sol. 
 A atmosfera, sendo uma mistura mecânica de gases, possui características comuns aos gases. Ela é 
volátil, compressível, isto é, seu volume e sua densidade são variáveis, e tem a capacidade de expansão. A 
força da gravidade comprime a atmosfera de modo que a máxima densidade do ar (massa por unidade de 
volume) ocorre na superfície da Terra, ou seja, suas camadas superiores são menos densas (a 5000 m, a 
densidade média é igual a 0,7 kgm
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) do que as inferiores (na superfície terrestre, a densidade média é igual 
a 1,2 kgm
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). A densidade real do ar depende da temperatura, do teor de vapor d’água e da gravidade. À 
medida que se afasta da superfície, o ar torna-se mais rarefeito até o limite externo da atmosfera. Todavia, o 
relacionamento entre pressão e altitude não é simples, dado que todos os elementos variam. 
Evidências provenientes de rawinsonde (radiossonda rastreada por dispositivo de radiogonometria para 
determinar a velocidade do vento nas alturas), radiossonda, foguetes e satélites indicam que a atmosfera está 
estruturada em três camadas relativamente quentes, separadas por duas camadas relativamente frias. 
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Imagem 2 – Perfil vertical médio da temperatura da Atmosfera 
A troposfera é a camada onde se concentra 75% dos gases da atmosfera. Nela acontecem vários 
fenômenos naturais, o efeito estufa, a distribuição de calor, a turbulência do ar, e a maior parte dos 
fenômenos meteorológicos, estabelecendo as condições do tempo. Outra característica dessa camada é a 
variação da temperatura, cerca de - 6,5ºC/km. É fortemente influenciada pelo relevo, onde há estabilidade 
relativa e estratificação momentânea (nevoeiro em vales). A parte superior da troposfera recebe o nome de 
tropopausa, sendo caracterizada pelas condições de inversão de temperatura que efetivamente limitam a 
convecção e outras atividades do tempo atmosférico. A altura da tropopausa não é constante, contudo é mais 
elevada no Equador (16 km), onde existe aquecimento e turbulência convectiva vertical, e é mais baixa nos 
pólos (8 km). 
A próxima camada, a estratosfera, estende-se da tropopausa até cerca de 50 km, e é estratificada 
devido ao pouco movimento do ar. Inicialmente, por uns 20 km, a temperatura permanece quase constante e 
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depois cresce até o topo. Como a densidade do ar é muito menor, até mesmo uma absorção pequena da 
radiação solar pelos constituintes atmosféricos, notadamente o ozônio, produz um grande aumento da 
temperatura. A concentração máxima de ozônio ocorre em torno da altitude de 22 km. Diferentemente da 
troposfera, a estratosfera contêm pouco ou nenhum vapor. Mudanças sazonais marcantes são características 
dessa camada, e supõe-se que estas estejam ligadas às mudanças na temperatura e circulação do ar na 
troposfera. A parte superior, denominada estratopausa, é marcada por uma zona isotérmica. 
A troposfera e a estratosfera constituem a atmosfera inferior. A partir da estratopausa até o limite da 
atmosfera, onde esta se funde com o espaço exterior, está atmosfera superior. 
Na mesosfera(até 80 km) ocorre a diminuição da densidade do ar, ocasionando em um resfriamento. A 
temperatura diminui com altitude até alcançar um mínimo de - 90ºC. É nessa camada que se localizam os 
satélites. A mesopausa apresenta pressão atmosférica de 0,01 mb, e está na proximidade de 90 km acima da 
superfície terrestre. 
Acima desta última, encontra-se a termosfera (até 600 km), onde a temperatura é inicialmente 
isotérmica e depois cresce rapidamente com a altitude, como resultado da absorção de ondas muito curtas da 
radiação solar por átomos de oxigênio e nitrogênio. Embora as temperaturas atinjam valores muito altos, as 
trocas de calor não são tão intensas devido à baixa densidade do ar. 
Entre as altitudes de 90 a 900 km (na termosfera) há uma camada com concentração relativamente alta 
de íons, a ionosfera. Nesta camada a radiação solar de alta energia de ondas curtas (raios X e radiação 
ultravioleta) tira elétrons de moléculas e átomos de nitrogênio e oxigênio, deixando elétrons livres e íons 
positivos. A ionosfera tem pequeno impacto sobre o tempo, mas tem grande influência sobre a transmissão 
de ondas de rádio na banda AM. Na ionosfera ocorre também o fenômeno da aurora boreal (no Hemisfério 
Norte) ou austral (no Hemisfério Sul). As auroras estão relacionadas com o vento solar, um fluxo de 
partículas carregadas, prótons e elétrons, emanadas do sol com alta energia, em intervalos irregulares. 
Quando estas partículas se aproximam da Terra, elas são capturadas pelo campo magnético da Terra, e 
acompanham as linhas geomagnéticas, que convergem para os pólos, onde as partículas são descarregadas, 
gerando as auroras. 
Está claro, pelo que foi visto, que a atmosfera varia, no que diz respeito as suas características, a partir 
da base para o topo. Quanto ao tempo atmosférico e ao clima, somente a troposfera e a estratosfera, 
particularmente a primeira, são de interesse. Porém, todas as camadas da atmosfera são importantes no 
controle e distribuição da radiação solar. 
2.2. Radiação 
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O Sol fornece 99,97% da energia utilizada para vários fins no sistema Terra-atmosfera. A radiação 
eletromagnética pode ser considerada como um conjunto de ondas (elétricas e magnéticas). As várias formas 
de radiação, caracterizadas pelo seu comprimento de onda, compõem o espectro eletromagnético (Imagem 
3). O Sol é a fonte de energia que controla a circulação da atmosfera, ao emitir energia em forma de radiação 
eletromagnética, da qual uma parte é interceptada pelo sistema Terra-atmosfera e convertida em outras 
formas de energia. 
Imagem 3 – Espectro Eletromagnético 
Para o Sol, o comprimento de onda de máxima emissão é aproximadamente 0,5 micron (0,5 μ). Quase 
99% da radiação solar é de curto comprimento de onda, de 0,15 μ a 4,0 μm. Segundo Sellers (1965), uma 
classificação da composição espectral da radiação solar indica que 9% é ultravioleta (λ ≤ 0,4 μm), 45% está 
faixa do visível (0,4 μm ≤ λ ≤ 0,74 μm), enquanto os 46% restantes são infravermelho (λ > 0,74 μm). 
Percebe-se que o Sol emite ondas de diferentes comprimentos, sendo que as ondas muito energéticas 
atravessam qualquer material, em geral. A radiação que chega à troposfera é filtrada pelas outras camadas 
transferindo o calor entre a superfície da Terra e a atmosfera, e entre diferentes camadas da atmosfera. 
A quantidade de radiação solar incidente sobre o topo da atmosfera da Terra depende de três fatores: o 
período do ano, o período do dia e da latitude. A variação diária da radiação solar no topo da atmosfera 
depende da latitude, já que a distribuição não é simétrica (em janeiro, a Terra está em sua posição mais 
próxima ao sol, de modo que todas as latitudes recebem mais radiação durante o início do ano). A distância 
da Terra para o Sol varia durante o ano, uma vez que a órbita terrestre ao redor do Sol é elíptica. Por 
exemplo, a energia solar recebida por uma superfície normal ao raio solar é 7% maior no dia 3 de janeiro, no 
periélio, que no dia 4 de julho, no afélio. A duração do período de luz também, obviamente, afeta a 
quantidade de radiação recebida. A duração do dia varia com a latitude e com a estação. 
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A quantidade total de radiação solar recebida depende não apenas da duração do dia como também da 
altitude do Sol. A altitude do Sol é o ângulo entre seus raios e uma tangente à superfície no ponto de 
observação. Quanto maior a altitude do Sol, mais concentrada será a intensidade da radiação solar, ou 
irradiância, que é a quantidade de energia que atinge uma área unitária por unidade de tempo (também 
chamada densidade de fluxo). Se a altitude do Sol decresce, o percurso dos raios solares através da 
atmosfera cresce e a radiação solar sofre maior absorção, reflexão ou espalhamento, o que reduz sua 
intensidade na superfície. A altitude do Sol é determinada pela latitude do local, pelo período do dia e pela 
estação. A altitude geralmente diminui com o aumento da latitude, é mais elevada a tarde, porém baixa ao 
amanhecer e ao entardecer. Do mesmo modo, a altitude do Sol é mais elevada no verão do que no inverno. 
Finalmente, a quantidade de energia solar recebida pela Terra está diretamente relacionada à energia 
total emitida pelo Sol (output solar), que não é constante. Essas variações estão provavelmente relacionadas 
ao ciclo das manchas solares. 
A energia solar não é distribuída igualmente sobre a Terra. As causas dessa distribuição desigual 
residem nos movimentos da Terra em relação ao Sol e também em variações na superfície da Terra. A 
distribuição desigual da radiação é responsável pelas correntes oceânicas e pelos ventos que, transportando 
calor dos trópicos para os pólos, distribuem a energia. De modo geral, a radiação monocromática incidente 
na superfície da Terra é absorvida ou refletida. A quantidade de radiação incidente é dada pela fórmula: 
 
Apenas 25% da radiação solar penetra diretamente na superfície da terra sem nenhuma interferência. O 
restante é refletido de volta para o espaço ou absorvido, ou espalhado (difundido) em volta até atingir a 
superfície da Terra ou retornar ao espaço (Imagem 4). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Imagem 4 – 
Distribuição da radiação 
solar na atmosfera 
terrestre 
 
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O que determina se a radiação será absorvida, espalhada ou refletida de volta, é, em grande parte, o 
comprimento de onda da energia que é transportada, assim como o tamanho e natureza do material que 
intervém. 
Embora a radiação solar incida em linha reta, os gases aerossóis podem causar seu espalhamento, 
dispersando-a em todas as direções. A reflexão é um caso particular de espalhamento. A insolação difusa é 
constituída de radiação solar que é espalhada ou refletida de volta para a Terra. Esta insolação difusa é 
responsável pela claridade do céu durante o dia e pela iluminação natural de áreas que não recebem 
iluminação direta do sol. As características do espalhamento dependem, em grande parte, do tamanho das 
moléculas de gás ou aerossóis. 
 Aproximadamente 30% da energia solar é refletida de volta para o espaço. A reflexão ocorre na 
interface entre dois meios diferentes, quando parte da radiação que atinge esta interface é enviada de volta. 
Nesta interface o ângulo de incidência é igual ao ângulo de reflexão (lei da reflexão). A fração da radiação 
incidente que é refletida por uma superfície é o seu albedo. Esse varia no espaço e no tempo, dependendo da 
natureza da superfície e da altura do Sol. Dentro da atmosfera, os topos das nuvens são os mais importantes 
refletores. A quantidade de radiação refletida pelas nuvens depende não somente da quantidade e da 
espessura das mesmas, mas também do tipo de nuvem. Em geral, as nuvens cumuliformes possuem um 
albedo entre 70e 90%, enquanto as cirros, sobre o continente, um albedo igual a 36% (estas correspondem 
as máximas e mínima, respectivamente). A radiação também é refletida pela superfície da Terra. 
Novamente, os valores do albedo variam com o tipo de superfície. Em geral, superfícies secas e de cores 
claras refletem mais radiação que superfícies úmidas. A maioria dos tipos de solo e de vegetação, por 
exemplo, tem um albedo muito baixo no ultravioleta, aumentando no visível e infravermelho. 
 Por meio da absorção, a radiação é convertida em calor. Quando uma molécula de gás absorve radiação 
esta energia é transformada em movimento molecular interno, detectável através do aumento da 
temperatura. Portanto, os gases, bons absorvedores da radiação disponível, têm papel preponderante no 
aquecimento da atmosfera. 
A atmosfera é um absorvedor eficiente de radiação, sendo que o vapor d'água e o dióxido de carbono são 
os principais gases absorvedores. O vapor d'água absorve aproximadamente 5 vezes mais radiação terrestre 
que todos os outros gases combinados e responde pelas temperaturas mais altas na baixa troposfera, onde 
está mais concentrado. Como a atmosfera é bastante transparente à radiação solar (ondas curtas) e mais 
absorvente para radiação terrestre (ondas longas), pode-se concluir que a Terra é a maior fonte de calor para 
a atmosfera. A atmosfera, portanto, é aquecida a partir da superfície. 
 Quando a atmosfera absorve radiação terrestre ela se aquece e eventualmente irradia esta energia, para 
cima e para baixo, onde é novamente absorvida pela Terra. Portanto, a superfície da Terra é continuamente 
14 
 
suprida com radiação da atmosfera e do Sol. Esta energia será novamente emitida pela superfície da Terra e 
uma parte retornará à atmosfera que, por sua vez, reirradiará uma parte para a Terra e assim por diante. Este 
jogo entre a superfície da Terra e a atmosfera torna a temperatura média da Terra entorno de 35 ºC mais alta 
do que seria se a radiação fosse imediatamente refletida. Sem os gases absorvedores da nossa atmosfera, a 
Terra não seria adequada para a vida humana e muitas outras formas de vida. 
O Sistema Terra-atmosfera está constantemente absorvendo radiação solar e emitindo sua própria 
radiação para o espaço. Numa média de longo prazo, as taxas de absorção e emissão são aproximadamente 
iguais, de modo que o sistema está muito próximo ao equilíbrio radiativo; caso contrário, o sistema Terra-
atmosfera estaria progressivamente se aquecendo ou resfriando. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Imagem 5 - Balanço de calor Terra-Atmosfera 
A partir da imagem acima, percebe-se que a superfície da Terra recebe 100 unidades de radiação de 
onda curta, do Sol, e reflete 30 unidades de volta para o espaço. 19 unidades são absorvidas na atmosfera, 
seja por nuvens ou aerossóis. Chega à superfície 51 unidades de onda curta, que são absorvidas e 
transformadas em ondas longas, e posteriormente eliminadas, por convecção e turbulência (7 un.), através da 
evaporação (23 un.), e perda líquida (21 un.). Somadas às ondas absorvidas na atmosfera, isto é, 19 un. e às 
ondas imediatamente refletidas, 30 un., adquire-se um total de 100 un. Porém, o processo pelo qual as ondas 
entram e saem da atmosfera terrestre não é direto, havendo acúmulo momentâneo de energia na superfície, 
15 
 
equivalente à 15 un. Desse modo, a quantidade de unidades absorvidas é igual a 51 unidades, e eliminadas 
pela superfície igual à 64 unidades. Portanto, nessa troca (em onda longa) a atmosfera tem um ganho líquido 
de 15 unidades, enquanto a Terra tem uma perda líquida de 21 unidades. As restantes 6 unidades passam 
diretamente através da atmosfera e são perdidas no espaço. As 30 unidades de ondas curtas restantes são 
perdidas pela Terra de duas formas: pela liberação do calor latente, por moléculas de água durante o 
processo de evaporação (23 unidades). O calor latente refere-se à quantidade de calor envolvida em 
mudanças de fase da água; pela transferência para a atmosfera por calor sensível (condução e convecção -7 
unidades). Enfim, as 100 unidades recebidas serão devolvidas, restando 15 unidades que correspondem a um 
estoque temporário, responsável pelo aquecimento do planeta Terra (efeito estufa). 
2.3.Temperatura 
Calor é definido como a energia cinética total dos átomos e moléculas que compõem uma substância. 
Temperatura é uma medida da energia cinética média das moléculas ou átomos individuais. À parte a 
precipitação, a temperatura provavelmente é o elemento mais discutido do tempo atmosférico. A 
temperatura pode ser definida em termos de movimento de moléculas (energia cinética), porém, mais 
comumente, ela é definida em termos relativos tomando-se por base o grau de calor que um corpo possui. A 
temperatura é a condição que determina o fluxo de calor que passa de uma substância para outra. O calor 
desloca-se de um corpo que tem uma temperatura mais elevada para outro com temperatura mais baixa. Por 
fim, a temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a radiação que chega e a que sai e pela sua 
transformação em calor latente e sensível, entre outros. Existem outros meios de transmissão de calor, além 
da radiação, isto é, através do contato, da convecção e da advecção. 
A transmissão de calor por contato ocorre dentro de uma substância ou entre substâncias que estão em 
contato físico direto. Na condução, a energia cinética dos átomos e moléculas (isto é, o calor = energia em 
movimento) é transferida por colisões entre átomos e moléculas vizinhas. O calor flui das temperaturas mais 
altas (moléculas com maior energia cinética) para as temperaturas mais baixas (moléculas com menor 
energia cinética). A capacidade das substâncias para conduzir calor (condutividade) varia 
consideravelmente. Via de regra, sólidos são melhores condutores que líquidos, e líquidos são melhores 
condutores que gases. Conseqüentemente, a condução só é importante entre a superfície da Terra e o ar 
diretamente em contato com a superfície. Como meio de transferência de calor para a atmosfera como um 
todo, a condução é o menos significativo e pode ser omitido na maioria dos fenômenos meteorológicos. 
Já a convecção ocorre somente em líquido e gases. Consiste na transferência de calor dentro de um 
fluído através de movimentos do próprio fluído. O calor ganho na camada mais baixa da atmosfera através 
de radiação ou condução é mais freqüentemente transferido por convecção. A convecção ocorre como 
conseqüência de diferenças na densidade do ar. Quando o calor é conduzido da superfície relativamente 
quente para o ar sobrejacente, este ar torna-se mais quente que o ar vizinho. Ar quente é menos denso que o 
16 
 
ar frio, de modo que o ar frio e denso desce, forçando o ar mais quente e menos denso a subir. O ar mais frio 
é então aquecido pela superfície e o processo é repetido. Desta forma, a circulação convectiva do ar 
transporta calor verticalmente da superfície da Terra para a troposfera, sendo responsável pela redistribuição 
de calor das regiões equatoriais para os pólos. O calor é também transportado horizontalmente na atmosfera, 
por movimentos convectivos horizontais, conhecidos por advecção. O calor transportado pelos processos 
combinados de condução e convecção é denominado calor sensível. 
A temperatura do ar varia de lugar e com o decorrer do tempo em uma determinada localidade. A 
distribuição da temperatura numa área é normalmente mostrada por meio de isotérmicas, enquanto a 
variação na escala temporal é mostrada em gráficos. Vários fatores influenciam a distribuição da 
temperatura sobre a superfície da Terra ou parte dela. Elas incluem a quantia de insolação recebida, a 
natureza da superfície, a distância a partir doscorpos hídricos, o relevo, a natureza dos ventos 
predominantes e as correntes oceânicas. 
Radiação - Fatores que influem no balanço local de radiação e conseqüentemente na temperatura local do ar 
incluem: (1) latitude, hora do dia e dia do ano, que determinam a altura do sol e a intensidade e duração da 
radiação solar incidente; (2) cobertura de nuvens, pois ela afeta o fluxo tanto da radiação solar como da 
radiação terrestre e (3) a natureza da superfície, pois esta determina o albedo e a percentagem da radiação 
solar absorvida usada para aquecimento por calor sensível e aquecimento por calor latente. A radiação solar 
causa temperaturas mais altas, de modo geral: nos trópicos, do que em latitudes médias e altas; em janeiro 
do que em julho (no Hemisfério Sul, valendo o contrário para o norte); durante o dia do que a noite; em dias 
de céu claro do que nublado; em locais com solo descoberto e/ou seco do que coberto e/ou úmido. 
Advecção de massas de ar e correntes oceânicas – Os ventos predominantes e as correntes oceânicas 
influenciam as temperaturas do ar, porque podem transportar ou transmitir por advecção o “calor” ou o 
“frio” de uma área para outra. A advecção de massas de ar se refere ao movimento de uma massa de ar de 
uma localidade para outra. A advecção de ar frio ocorre quando o vento sopra através das isotermas de uma 
área mais fria para outra área, mais quente, enquanto na advecção de ar quente o vento sopra através das 
isotermas de uma região mais quente para uma mais fria (pois, a frente fria está se deslocando, causando o 
deslocamento da massa de ar quente no seu encalço). A advecção de massas de ar pode compensar ou 
mesmo sobrepor-se à influência da radiação sobre a temperatura podendo, por exemplo, causar a queda da 
temperatura num início de tarde, apesar do céu claro. 
Aquecimento diferencial do solo e do ar - Para entender variações nas temperaturas do ar, devem-se 
examinar as propriedades das várias superfícies, que refletem e absorvem energia solar em quantidades 
diferentes. O maior contraste é observado entre terra e água. A terra aquece mais rapidamente (à 
temperaturas mais altas que a água) e resfria mais rapidamente (à temperaturas menos baixas que a água). 
17 
 
Variações nas temperaturas do ar são, portanto, muito maiores sobre a terra que sobre a água. Há vários 
fatores que contribuem para o aquecimento diferencial da terra e da água: 
→ A água é altamente móvel. Quando é aquecida, a turbulência distribui o calor através de uma massa bem 
maior. A variação diurna de temperatura na água alcança profundidade de 6 metros ou mais. Por outro lado 
o calor não penetra profundamente no solo ou rocha; ele permanece numa fina camada superficial, pois deve 
ser transferido pelo lento processo de condução. Conseqüentemente, variações diurnas são muito pequenas 
além da profundidade de 10 cm. 
→ Como a superfície da terra é opaca, o calor é absorvido somente na superfície. A água, sendo mais 
transparente, permite que a radiação solar penetre à profundidade de vários metros. 
→ O calor específico (a quantidade de calor necessária para aumentar de 1ºC, em uma massa de 1g da 
substância) é quase 5 vezes maior para a água que para a terra. Assim, a água necessita de mais calor para 
aumentar sua temperatura na mesma quantidade que a terra, para uma mesma quantidade de massa. 
→ A evaporação (que é um processo de resfriamento) é bem maior sobre a água que sobre a superfície da 
terra. 
Correntes oceânicas – As correntes quentes se dirigem para os pólos, com efeito moderado do frio, o que 
reflete até nos continentes. As correntes superficiais seguem o movimento das correntes de ar. 
Altitude - Além de influir sobre a temperatura média, a altitude também influi sobre a amplitude do ciclo 
diurno. Como a densidade do ar diminui com a altitude, o ar absorve e reflete uma porção menor de radiação 
solar incidente. Conseqüentemente, com o aumento da altitude a intensidade da insolação também cresce, 
resultando num rápido e intenso aquecimento durante o dia. À noite, o resfriamento é também mais rápido. 
Ocorre, ainda, uma expansão do volume de ar (com a diminuição da densidade), gerando um resfriamento 
por descompressão adiabática, que é próxima à 6,5ºC por km (chamado de gradiente adiabático 
atmosférico). 
Posição geográfica – Por exemplo, pela ação das montanhas como barreiras. Localidades não tão distantes 
do mar e a sotavento do mar podem ser privadas da influência marítima pela existência de uma barreira de 
montanhas. Nesse caso, percebe-se que: ventos dominantes no sentido mar → terra, influência maior dos 
oceanos; ventos dominantes no sentido terra → mar: influência moderadora do continente, havendo maior 
contraste entre as temperaturas do inverno e verão, e entre o dia e a noite. Ressalta-se que essas influências 
estão relacionadas ao aquecimento diferencial do solo e da água. 
2.4. Pressão atmosférica 
18 
 
Pressão é uma grandeza escalar que mede a força exercida sobre a unidade de área de uma superfície. 
Em Meteorologia, a pressão resulta da ação do ar atmosférico (pressão atmosférica) sobre os corpos nele 
mergulhados. A pressão atmosférica depende de condições locais e instantâneas, tais como altura, umidade, 
temperatura etc. Entre os vários elementos do tempo (pressão, temperatura, umidade, precipitação), a 
pressão é o menos perceptível fisicamente. Contudo, diferenças de pressão de um lugar para outro são 
responsáveis pelo deslocamento do ar, e variações na pressão têm importante influência na variação do 
tempo. A pressão atmosférica, em uma dada posição, é definida como o peso por unidade de área da coluna 
de ar acima dessa posição. À medida que a altitude aumenta, a pressão diminui, pois diminui o peso da 
coluna de ar acima (a densidade do ar também diminui). Inversamente, quando a altitude diminui, aumenta a 
pressão e a densidade. 
A pressão atmosférica difere de um local para outro e nem sempre devido às diferenças de altitude. 
Mesmo ao nível do mar, a pressão do ar varia de um lugar para outro e flutua de um dia para outro e mesmo 
de hora em hora. A pressão de 1013,25 hPa (hectopascal) é considerada a pressão atmosférica média ao 
nível do mar. Na prática, a pressão varia nas três dimensões espaciais, e no tempo. Os locais de valores 
inferiores de pressão são conhecidos como centros de baixa pressão. Tais centros são caracterizados por 
movimentos ascendentes do ar, que normalmente se encontra mais aquecido e, por conseguinte, menos 
denso. Por outro lado, os locais de valores superiores de pressão são chamados de centros de alta pressão, 
onde normalmente predomina o ar frio que, por sua vez, é mais denso e tende a descer. 
Em latitudes médias, o tempo é dominado por uma contínua procissão de diferentes massas de ar que 
trazem junto mudanças na pressão atmosférica e mudanças no tempo. Em geral, o tempo torna-se 
tempestuoso quando a pressão (pressão baixa) cai e bom quando pressão sobe (pressão alta). 
Outros fatores, como a temperatura e a densidade são determinantes da pressão atmosférica. Quando o 
ar é aquecido, o espaçamento entre moléculas aumenta e a densidade diminui, acarretando queda de pressão. 
Se a temperatura do ar sobe, suas moléculas apresentam maior movimento. Se o ar for aquecido num 
recipiente fechado, sua pressão sobre as paredes internas aumentará, à medida que moléculas com mais 
energia bombardearem as paredes com mais força. A densidade do ar não se alterará. A atmosfera, contudo, 
não é confinada, de modo que o ar é livre para expandir-se ou contrair-se. A sua densidade, portanto, é 
variável. 
A maior presença de vapor d’água no ar diminui a densidade do ar, porque o peso molecular da água 
(18,016 kg/mol) é menor que o peso molecularmédio do ar (28,97 kg/mol). Portanto, em iguais 
temperaturas e volumes, uma massa de ar mais úmida possui menor pressão que uma massa de ar mais seca. 
Em Meteorologia, a expressão massa de ar é usada especificamente para designar uma grande porção 
da atmosfera, cobrindo milhares de quilômetros da superfície terrestre e que apresenta uma distribuição 
19 
 
vertical aproximadamente uniforme, tanto da temperatura, como da umidade. Isso significa que, a uma dada 
altitude, a temperatura do ar tem valor aproximadamente igual em qualquer ponto do interior da massa de ar, 
o mesmo acontecendo em relação à umidade. Para a sua formação, a massa de ar requer três condições 
básicas: superfícies com considerável planura e extensão, baixa altitude e homogeneidade quanto às 
características superficiais. Assim, ela somente se forma sobre os oceanos, mares ou planícies continentais. 
Na maioria das vezes, as massas de ar originam-se nos lugares onde a circulação é mais lenta, e a situação 
atmosférica mais estável, como nas regiões de alta pressão subtropical e polar. Ao se deslocarem de suas 
regiões de origem, das quais adquirem as características termoigrométricas principais, as massas de ar 
influenciam as regiões por onde passam, trazendo para essas áreas novas condições de temperatura e 
umidade, e são por elas influenciadas. 
Mudanças na pressão podem ocorrer por causa da advecção de massas de ar, ou da modificação de 
massas de ar. A modificação de uma massa de ar (mudanças na temperatura e/ou concentração de vapor 
d’água) pode ocorrer quando a massa de ar se desloca sobre diferentes superfícies (neve, solo aquecido, 
oceano etc.) ou por modificação local, se a massa é estacionária. A movimentação de uma massa de ar é 
marcada por uma alteração permanente de suas características, o que ressalta o dinamismo da atmosfera na 
sua interação com a superfície a partir do movimento do ar. 
A pressão do ar pode também ser influenciada por padrões de circulação que causam divergência ou 
convergência do ar. A divergência de ar caracteriza-se quando os ventos horizontais sopram rapidamente a 
partir de um ponto. No centro, o ar descendente toma o lugar do ar divergente. Se a divergência de ar na 
superfície for menor que a descida de ar, então a densidade de ar e a pressão atmosférica aumentam. Por 
outro lado, se, na superfície, ventos horizontais soprarem radialmente em direção a um ponto central, ocorre 
a convergência do ar. Se essa convergência for menor que a subida de ar, então a densidade de ar e a pressão 
atmosférica diminuem. 
 
 
 
 
 
 
Imagem 6 – Convergência e Divergência de ar. 
20 
 
Como a atmosfera é um meio não-homogêneo, sem uma altura bem definida, e onde o campo 
gravitacional é variável (diminui com a altura), torna-se impraticável a determinação do peso de uma coluna 
de ar para o cálculo da pressão atmosférica. Assim, para contornar tais dificuldades, a pressão atmosférica é 
calculada como sugerido por Torricelli, no século XVII, como sendo igual à pressão exercida por uma 
coluna de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera, através de um barômetro de mercúrio (Imagem 6). Há 2 
tipos básicos de barômetros: mercúrio e aneróide. O mais preciso é o barômetro de mercúrio, que consiste 
em um tubo de vidro com quase 1 m de comprimento, fechado numa extremidade e aberto noutra, e 
preenchido com mercúrio (Hg). A extremidade aberta do tubo é invertida num pequeno recipiente aberto 
com mercúrio. A coluna de mercúrio desce para dentro do recipiente até que o peso da coluna de mercúrio 
iguale o peso de uma coluna de ar de igual diâmetro, que se estende da superfície até o topo da atmosfera. O 
comprimento da coluna de mercúrio, portanto, torna-se uma medida da pressão atmosférica. A pressão 
atmosférica média no nível do mar mede 760 mmHg. 
 
Imagem 7 – Barômetro de mercúrio 
2.5. Umidade e estabilidade atmosférica 
Umidade é o termo geral usado para descrever a presença de vapor d’água no ar, sendo que esta pode 
ser descrita quantitativamente de várias maneiras (através da pressão de vapor, da umidade absoluta, da 
razão de mistura e da umidade relativa). Quando o vapor d’água entra na atmosfera, as moléculas de água se 
dispersam rapidamente, misturando-se com os outros gases e contribuindo para o aumento da pressão total 
exercida pela atmosfera. A pressão de vapor é simplesmente a parte da pressão atmosférica total 
correspondente ao vapor d’água, e é diretamente proporcional à concentração de vapor no ar. A umidade 
21 
 
absoluta é definida como a massa de vapor de água (usualmente em gramas) por unidade de volume 
(usualmente em m³). A razão de mistura é a massa de vapor d’água (usualmente em gramas) por unidade de 
massa de ar seco (usualmente kg). Como a quantidade de vapor d’água raramente excede uns 4% da massa 
total do ar, a umidade específica usualmente não difere da razão de mistura por mais de 2%. A umidade 
relativa (UR) indica o quão próximo o ar está da saturação, ao invés de indicar a real quantidade de vapor 
d’água no ar (razão de mistura). Como a UR é baseada na razão de mistura e na razão de mistura de 
saturação, e a quantidade de umidade necessária para a saturação é dependente da temperatura, a UR varia 
com a temperatura, sendo que esta depende da variação diurna da temperatura; do movimento horizontal das 
massas de ar; do movimento vertical de ar. 
Outra grandeza importante relacionada à umidade é a temperatura de ponto de orvalho. É a 
temperatura a que o ar deveria ser resfriado, à pressão constante e sem adição ou remoção de vapor d’água, 
para ficar saturado. Em outras palavras, é a temperatura na qual a quantidade de vapor atualmente presente 
na atmosfera estaria em sua máxima concentração. Em condições normais, a temperatura do ponto de 
orvalho (Td), é uma temperatura crítica entre o estado de vapor e a condensação da água na atmosfera, ou 
seja, acima de Td a água mantém-se na forma de vapor e abaixo de Td passa, gradativamente, à fase líquida. 
Naturalmente, existem fatores externos que interferem no processo, como, por exemplo, a presença ou 
ausência de núcleos de condensação na atmosfera. Existem duas maneiras de se atingir a saturação do ar: 
(1) mantendo-se a temperatura constante, aumentar a pressão de vapor (isso equivale, na prática, a 
acrescentar vapor d’água à atmosfera) até atingir a saturação. Continuando a acrescentar o vapor d’água, 
este excesso passará a fase líquida (o ar expulsa as moléculas de água), na forma de gotículas que se 
acumulam sobre os objetos expostos ao ar atmosférico (folhas, grama, por exemplo); (2) mantendo-se a 
pressão de vapor constante, resfria-se o ar atmosférico, até atingir a saturação. Ao atingi-la, a nova 
temperatura será a do ponto de orvalho. Se se continuar resfriando o ar, abaixo da temperatura do ponto de 
orvalho, o excesso de vapor d’água irá se condensar (o ar contrai e expulsa as moléculas de água), como no 
primeiro processo. De modo geral, é a partir do segundo processo que ocorre a formação do orvalho e da 
geada, em temperaturas acima do ponto de congelamento (quando ocorre a geada, chama-se a temperatura 
de saturação de “ponto de geada”). 
O orvalho e a geada são conseqüência, primariamente, do resfriamento radiativo noturno. À noite, a 
superfície da Terra emite radiação terrestre (infravermelha) para a atmosfera e eventualmente para o espaço, 
resfriando-se, e a objetos em contato com ela. Ao mesmo tempo, a atmosfera emite radiação terrestre de 
volta para a Terra, onde uma parte é absorvida pela superfície, que então se aquece. Numa noite com céu 
limpo, o solo emite mais radiação que recebe da atmosfera. Conseqüentemente, a superfície torna-se mais 
fria que o ar adjacente e resfria este ar. Com resfriamentosuficiente, o ar adjacente torna-se saturado. Se o ar 
está acima do ponto de congelamento, o vapor d’água pode condensar-se sobre o solo como orvalho; se a 
temperatura do ar está abaixo da temperatura de congelamento, o vapor d’água pode depositar-se na forma 
22 
 
de geada. Nota-se que orvalho e geada não são formas de precipitação, porque eles não "caem" das nuvens, 
mas se desenvolvem no lugar, sobre superfícies expostas. 
Quando não ocorre nem advecção fria nem advecção quente, o ponto de orvalho (ou ponto de geada) 
pode ser usado para prever a temperatura mínima da manhã seguinte. A base física para esta regra está no 
fato de que, com o resfriamento radiativo noturno, a temperatura cai continuamente até que a umidade 
relativa chega aos 100% e ocorra condensação ou deposição. O calor latente liberado durante um ou outro 
processo compensa o resfriamento radiativo aproximadamente, de modo que a temperatura do ar tende a se 
estabilizar próximo ao ponto de orvalho ou ponto de geada. Vários outros fatores, contudo, podem complicar 
esta regra simples. Por exemplo, noites de verão podem ser muito curtas para que o resfriamento radiativo 
seja suficiente para diminuir a temperatura do ar ao ponto de orvalho, particularmente se o ar está muito 
seco. 
O nevoeiro é um fenômeno que pode ocorrer por vários motivos, entre eles saturação do ar através de 
resfriamento radiativo ou por adição de vapor d’água, resfriamento adiabático ou advectivo. O nevoeiro 
consiste na suspensão de minúsculas gotículas de água ou cristais de gelo, numa camada de ar próxima à 
superfície da Terra. 
O nevoeiro de radiação ocorre em noites de céu limpo, ventos fracos (se os ventos são calmos, não há 
mistura e a transferência de calor é apenas por condução) e umidade relativa razoavelmente alta (apenas um 
pequeno resfriamento abaixará a temperatura até o ponto de orvalho e uma nuvem se formará). 
O nevoeiro de advecção ocorre quando ar quente e úmido passa sobre uma superfície fria, resfriando-se 
por contato e também por mistura com o ar frio que estava sobre a superfície fria, até atingir a saturação. 
Certa quantidade de turbulência é necessária para um maior desenvolvimento do nevoeiro. Assim, ventos 
entre 10 e 30 km/h são usualmente associados com nevoeiro de advecção. A turbulência não só facilita o 
resfriamento de uma camada mais profunda de ar, mas também leva o nevoeiro para alturas maiores. 
Diferentemente dos nevoeiros de radiação, nevoeiros de advecção são freqüentemente profundos (300 - 600 
m) e persistentes. 
O nevoeiro orográfico é criado quando o ar úmido sobe um terreno inclinado, como encostas de colinas 
ou montanhas. Devido ao movimento ascendente, o ar se expande e resfria adiabaticamente. Se o ponto de 
orvalho é atingido, pode-se formar uma extensa camada de nevoeiro. 
Junto à superfície do solo, os processos diabáticos (não-adiabáticos) predominam, posto que o ar 
atmosférico troca calor com o solo continuamente. Se a temperatura do ar junto ao solo for menor que a 
temperatura do sol, este atuará como uma fonte de calor para atmosfera. Caso contrário, o solo atuaria como 
um sumidouro de calor da atmosfera. Nas camadas superiores da atmosfera, distantes das fontes e dos 
sumidouros, as trocas de calor são desprezíveis, predominando, então, os processos adiabáticos. Também os 
23 
 
processos que ocorrem rapidamente, sem tempo suficiente para trocas de calor, são considerados 
adiabáticos. 
Se o ar muda algum estado físico (pressão, volume ou temperatura) sem receber ou liberar calor, a 
mudança é dita adiabática. Ou seja, podem ocorrer variações na energia interna sem o acréscimo ou 
supressão de calor. Se o ar não estiver saturado, o processo adiabático é dito adiabático seco. Neste caso, as 
variações na energia interna (temperatura) são devidas, exclusivamente, às compressões e às expansões do 
ar. Por outro lado, se o ar estiver saturado poderá haver condensação e a conseqüente liberação de calor 
latente. Neste caso, o processo adiabático é denominado processo adiabático saturado. Assim, as variações 
da temperatura do ar são devidas, em parte, às expansões ou compressões e, em parte, à liberação do calor 
latente. 
Para entender os processos adiabáticos na atmosfera é usual pensar nas correntes ascendentes e 
descendentes de ar como se fossem compostas de unidades discretas de massa, chamadas parcelas de ar, que 
são consideradas: termicamente isoladas do ambiente de modo que sua temperatura muda adiabaticamente 
quando sobem ou descem; como tendo a mesma pressão do ar ambiente no mesmo nível, que é suposto em 
equilíbrio hidrostático; e movendo-se com lentidão suficiente para que sua energia cinética seja uma fração 
passível de omissão de sua energia total. 
O processo adiabático é o principal responsável pela formação de nuvens na atmosfera. Ocorre um 
resfriamento por expansão, quando a pressão sobre uma parcela de ar cai, como ocorre quando o ar sobe 
na atmosfera. Quando a parcela sobe e se expande, ela "empurra" o ar em volta e com isto realiza trabalho 
(positivo). A energia para o trabalho de expansão é retirada da energia interna da parcela de ar, e, portanto, a 
temperatura cai quando o volume aumenta. O aquecimento por compressão ocorre quando o ar desce na 
atmosfera. Uma parcela de ar sofre forças de flutuação (empuxo), que a faz deslocar-se verticalmente, 
quando surgem diferenças de densidade entre a parcela e o ar ambiente. Se o ar da parcela for mais quente 
(e, portanto, menos denso) que o ar ambiente, ela tende a subir. Se o ar da parcela for mais frio (mais denso) 
que o ar ambiente, ela tende a descer. 
Sabe-se, porém, que o ar, em condições estáveis, resiste a deslocamentos verticais, seja por convecção 
ou processos adiabáticos. 
A estabilidade atmosférica é determinada comparando-se a variação de temperatura de uma parcela de 
ar ascendente ou descendente com o perfil de temperatura do ar ambiente. Como já vimos, a taxa de 
resfriamento de uma parcela de ar ascendente depende de estar saturada (taxa adiabática úmida ou saturada) 
ou não saturada (taxa adiabática seca). Numa camada de ar estável, uma parcela de ar ascendente torna-se 
mais fria que o ar ambiente ou uma parcela de ar descendente torna-se mais quente que o ar ambiente. Tanto 
num caso como no outro, a parcela é forçada a retornar à sua altitude original. 
24 
 
A estabilidade é intensificada por: resfriamento radiativo da superfície da Terra após o por do sol e, por 
conseqüência, do ar próximo à superfície; resfriamento de uma massa de ar por baixo quando ela atravessa 
uma superfície fria; subsidência de uma coluna de ar. 
 É evidente que a estabilidade atmosférica influencia o tempo, pois afeta o movimento vertical do ar. O 
ar estável suprime o movimento vertical, e o ar instável provoca movimento vertical, convecção, 
resfriamento por expansão e desenvolvimento de nuvens. Qualquer fator que cause o aquecimento do ar 
mais próximo à superfície em relação ao ar mais acima aumenta a instabilidade. O oposto é verdadeiro: 
qualquer fator que resfrie o ar mais próximo à superfície torna o ar mais estável. Isso acontece porque o ar 
mais frio é mais denso, naturalmente depositando-se próximo à superfície, e o ar mais quente, menos denso, 
eleva-se acima do ar mais frio. Situações em que ocorre essa diferenciação por densidade, ou estratificação 
do ar, são ditas estáveis, pois, nesses casos, o ar não apresenta movimentação por convecção. 
Além disso, a estabilidade também afeta a taxa de dispersão de poluentes. As condições mais estáveis 
ocorrem durante uma inversão de temperatura, quando a temperatura cresce com a altura. Como os 
poluentes são geralmente adicionados ao ar a partir da superfície, a inversão de temperaturaos confina às 
camadas mais baixas, até que a inversão se dissipe. O nevoeiro espalhado é outro sinal de estabilidade. Se a 
camada com o nevoeiro estivesse se misturando livremente com a camada mais seca acima, o nevoeiro seria 
rapidamente eliminado por evaporação. A inversão de temperatura, ou estabilidade do ar, pode formar-se 
por (1) subsidência de ar, (2) grande resfriamento radiativo ou (3) advecção de massas de ar. A inversão 
pode ocorrer para cima ou sobre a superfície. 
(1) Movimentos verticais também influem na estabilidade. Quando há um movimento geral 
descendente, chamada subsidência, a porção superior da camada subsidente é aquecida por compressão, 
mais que a camada inferior, que não é tão envolvida na subsidência. O resultado é a estabilização do ar, pois 
o ar acima é aquecido em relação ao ar superficial. O efeito de aquecimento de algumas centenas de metros 
de subsidência é suficiente para evaporar as nuvens da atmosfera. Portanto, um sinal de subsidência é céu 
claro. 
(2) O resfriamento radiativo consiste na perda de calor da Terra por emissão de radiação infravermelha, 
principalmente à noite, sob céu limpo. A camada de ar superficial é então resfriada por contato com a 
superfície mais fria e uma inversão superficial de temperatura se desenvolve. Após o nascer do sol, a 
radiação solar é absorvida pela superfície, o calor é irradiado e conduzido para o ar acima, e a inversão 
desaparece. No inverno, contudo, a radiação solar é mais fraca e a inversão pode permanecer por mais 
tempo, inibindo a dispersão de poluentes. 
(3) Mudanças na estabilidade ocorrem também quando uma massa de ar se move horizontalmente sobre 
superfícies com diferentes temperaturas. No inverno, o ar mais quente advectado do mar sobre a terra fria é 
25 
 
resfriado por baixo, torna-se mais estável e pode produzir nevoeiro espalhado. Quando o ar polar frio se 
move sobre águas mais quentes, recebe umidade e calor por baixo, podendo tornar-se instável e gerar 
nuvens. 
Já numa camada de ar instável, uma parcela de ar ascendente torna-se mais quente que o ar ambiente e 
continua a subir, e uma parcela de ar descendente torna-se mais fria que o ar ambiente e continua a descer. A 
instabilidade é intensificada por: intensa radiação solar que aquece o solo e, por conseqüência, o ar por 
baixo; aquecimento de uma massa de ar por baixo quando ela atravessa uma superfície quente; movimento 
ascendente do ar associado com convergência geral; levantamento forçado de ar, tal como o induzido por 
montanhas; resfriamento radiativo do topo de nuvens. 
Foi mencionado que ar estável não subirá por sua própria flutuação; é necessário algum outro 
mecanismo para forçar o movimento vertical. Tais mecanismos são (1) convergência, (2) levantamento 
orográfico e (3) levantamento por cunha frontal. 
(1) Quando o ar flui horizontalmente para certa região, resulta em um movimento geral ascendente, pois, 
quando o ar converge, ele ocupa uma área cada vez menor, necessitando aumentar a altura da coluna de ar. 
Portanto, o ar dentro da coluna sobe, aumentando a instabilidade. 
(2) Levantamento orográfico ocorre quando um terreno inclinado, como montanhas, age como barreira 
ao fluxo de ar, forçando-o a subir. Muitos dos lugares mais chuvosos do mundo estão localizados na encosta 
de montanhas, do lado de onde sopra o vento. Além do levantamento para tornar o ar instável, as montanhas 
ainda removem umidade do ar por outros meios. Freiando a corrente horizontal de ar, elas causam 
convergência e retardam a passagem de sistemas de tempestades. Além disso, a topografia irregular das 
montanhas dá lugar à aquecimento diferencial e instabilidade de superfície. Quando o ar passa por cima da 
montanha e atinge o outro lado, muita umidade já foi “perdida”. Quando o ar desce, ele aquece, tornando a 
condensação e a precipitação ainda menos provável do outro lado da montanha. O deserto da Patagônia, na 
Argentina, a sotavento da Cordilheira dos Andes, é um exemplo de deserto situado a sotavento de 
montanhas. 
 
 
 
 
 
Imagem 8 – Levantamento orográfico 
 
26 
 
 (3) O levantamento por cunha frontal ocorre quando ar frio atua como uma cunha sobre a qual o ar 
mais quente e menos denso sobe. Este fenômeno é comum no sul do Brasil e é responsável por grande parte 
da precipitação. O levantamento forçado é importante para produzir nuvens. A estabilidade do ar, contudo, 
determina em grande parte o tipo de nuvens formadas e a quantidade de precipitação. 
2.6. Nuvens e precipitação 
O vapor d’água é um gás invisível, mas os produtos da condensação e deposição de vapor d’água são 
visíveis. As nuvens são manifestações visíveis da condensação e deposição de vapor d’água na atmosfera. 
Podem ser definidas como conjuntos visíveis de minúsculas gotículas de água ou cristais de gelo, ou uma 
mistura de ambos, com suas bases bem acima da superfície terrestre. As nuvens são formadas 
principalmente por causa do movimento vertical de ar úmido, como na convecção, ou em ascensão forçada 
sobre áreas elevadas, ou no movimento vertical em larga escala, associado a frentes e depressões. 
A condensação é o processo pelo qual o vapor d’água é transformado em água líquida. A condensação 
ocorre sob condições variáveis, associadas a mudanças em um ou mais dos seguintes fatores: volume de ar, 
temperatura, pressão ou umidade. A condensação, então, acontece: (1) quando o ar se esfria até seu ponto de 
orvalho, ainda que o volume permaneça constante; (2) se o volume do ar aumenta sem que haja aumento de 
calor, esfriando-se o ar por expansão adiabática; (3) quando uma variação conjunta na temperatura e no 
volume reduz a capacidade de retenção da umidade do ar, abaixo do conteúdo hígrico existente. Há duas 
propriedades em comum nos vários processos de condensação. Primeiro, o ar deve estar saturado, o que 
ocorre quando o ar é resfriado abaixo de seu ponto de orvalho, o que é mais comum, ou quando o vapor 
d’água é adicionado ao ar. Segundo, deve haver uma superfície sobre a qual o vapor d’água possa 
condensar. Quando o orvalho se forma, objetos próximos ou sobre o solo servem a este propósito. Quando a 
condensação ocorre no ar acima do solo, minúsculas partículas, conhecidas como núcleos de condensação, 
são usadas para o vapor d’água condensar, o que acontece devido à atração exercida nas gotículas. No ar 
limpo, livre de poeira e outros aerossóis, a condensação (ou deposição) de vapor d’água é extremamente 
improvável, exceto sob condições supersaturadas (isto é, umidade relativa acima de 100%). 
A atmosfera contém abundância de núcleos de condensação, como partículas microscópicas de poeira, 
fumaça e sal, que fornecem superfícies relativamente grandes sobre as quais a condensação ou deposição 
pode ocorrer. Mais importante que a presença de núcleos relativamente grandes, contudo, é a presença de 
núcleos higroscópicos, que tem uma afinidade química especial (atração) por moléculas de água (por 
exemplo, sais marinhos). A condensação começa sobre estes núcleos em umidades relativas abaixo de 
100%. Como alguns núcleos de condensação são relativamente grandes e muitos são higroscópicos, 
podemos esperar desenvolvimento de nuvens quando a umidade relativa está próxima dos 100%. 
27 
 
Dependendo de sua formação específica, os núcleos são classificados em um de dois tipos: núcleos de 
condensação de nuvens e núcleos de formação de gelo. Os núcleos de condensação de nuvens são ativos 
(isto é, promovem condensação) em temperaturas tanto acima como abaixo da temperatura de congelamento 
porque gotículas de água condensam e permanecem líquidas mesmo quando a temperatura da nuvem está 
abaixo de 0ºC. Estas são as gotículas de água superesfriadas. Núcleos de formação de gelosão menos 
abundantes e tornam-se ativos apenas em temperaturas bem abaixo do congelamento. Há dois tipos de 
núcleos de formação de gelo: (1) núcleos de congelamento, que causam o congelamento de gotículas e 
tornam-se ativos, na maioria das vezes, abaixo de -10ºC, e (2) núcleos de deposição (também chamados 
núcleos de sublimação), sobre os quais o vapor d’água deposita diretamente como gelo. Estes se tornam 
completamente ativos, na maioria das vezes, abaixo de -20ºC. 
Quando a condensação ocorre, a taxa de crescimento inicial das gotículas é grande, mas diminui 
rapidamente porque o vapor d’água disponível é facilmente consumido pelo grande número de gotículas em 
competição. O resultado é a formação de uma nuvem com muitas minúsculas gotículas de água, todas tão 
minúsculas que permanecem suspensas no ar. Mesmo com ar muito úmido, o crescimento destas gotículas 
de nuvem por condensação adicional é lento. Além disso, a imensa diferença de tamanho entre gotículas de 
nuvem e gotas de chuva (são necessárias aproximadamente um milhão de gotículas de nuvem para formar 
uma só gota de chuva) sugere que a condensação sozinha não é responsável pela formação de gotas 
suficientemente grandes para precipitar. 
As nuvens são classificadas com base em três critérios: APARÊNCIA, ALTITUDE e FORMA. Quanto 
a APARÊNCIA: 
Cirrus – nuvens fibrosas, altas, brancas e finas. 
Stratus – são camadas que cobrem grande parte do céu. 
Cumulus - são massas individuais globulares de nuvens, com aparência de domos salientes. 
Quanto a ALTITUDE: 
Até 2000m – nuvens baixas. 
2000 a 4000m – nuvens médias. 
Acima de 6.000m – nuvens altas. 
A altura da base da nuvem varia com a latitude, com a aparência ou com a forma da nuvem. Todas as 
nuvens altas são finas e formadas de cristais de gelo. Como há mais vapor d’água disponível em altitudes 
mais baixas, as nuvens médias e baixas são mais densas. Quanto a FORMA: 
28 
 
Estratiformes – Desenvolvimento horizontal, representando estabilidade. O desenvolvimento de nuvens 
desse tipo é comum quando ventos convergentes provocam a subida do ar, como ao longo de uma frente ou 
próximo ao centro de um ciclone. Tal subida forçada de ar estável leva à formação de uma camada 
estratificada de nuvens, que tem uma extensão horizontal grande comparada com sua profundidade. 
Cuminiformes – Desenvolvimento vertical, representando instabilidade. Correntes convectivas associadas 
ao ar instável podem produzir nuvens cúmulo, cúmulo congesto e cúmulonimbus. Como a convecção é 
controlada pelo aquecimento solar, o desenvolvimento de nuvens cúmulo freqüentemente segue a variação 
diurna da insolação. Num dia de bom tempo, as nuvens cúmulos começam a formar-se do meio para o final 
da manhã, após o sol ter aquecido o solo. A cobertura de cúmulos no céu é maior à tarde - usualmente o 
período mais quente do dia. Se as nuvens cúmulos apresentam algum crescimento vertical, estas 
normalmente chamadas de cúmulos de "bom-tempo", podem produzir leve chuva. Ao aproximar-se o pôr-
do-sol a convecção se enfraquece e as nuvens cúmulos começam a dissipar-se (elas evaporam). Uma vez 
formados os cúmulos, o perfil de estabilidade da troposfera determina o seu crescimento. Se o ar ambiente é 
estável mais para cima, o crescimento vertical é inibido. Se é instável, e saturado, então o movimento 
vertical é aumentado e os topos das nuvens cúmulo sobem. Se o ar ambiente é instável até grandes altitudes, 
a massa da nuvem toma a aparência de uma couve-flor, enquanto se transforma em cúmulo congesto, e 
então em cúmulonimbus, que produz tempestades. 
 Também é possível classificar as nuvens de acordo com seus modos de origem, isto é, de acordo com 
o mecanismo de movimento vertical que produz a condensação. Tais categorias são amplas, envolvendo 
uma variedade de nuvens de diferentes estruturas e aparências, e se dividem em: (1) nuvens produzidas por 
uma elevação gradual do ar numa depressão; (2) nuvens produzidas por convecção térmica; (3) nuvens 
produzidas por convecção forçada, isto é, turbulência mecânica; (4) nuvens produzidas por ascensão de 
massas de ar sobre uma barreira montanhosa. 
29 
 
Imagem 9 - Tipos de nuvens 
A nebulosidade ou a quantidade de nuvens é especificada pela proporção de céu coberto por nuvens de 
qualquer tipo. Esta proporção é visualmente estimada em oktas. Um okta é uma unidade de medida de 
quantidade de nuvens igual à área de um oitavo do céu dentro do campo de visão do observador. Dentro de 
uma dada zona, a nebulosidade varia com o local e com a estação. Há também variações diurnas. As 
variações sazonais são grandes nos trópicos, particularmente fora da zona equatorial. Sobre os continentes, 
os processos convectivos causam um máximo de nebulosidade vespertina na maior parte dos trópicos. Como 
as temperaturas nos continentes diminuem à noite, o ar torna-se estável e a nebulosidade diminui. As nuvens 
estratiformes podem, no entanto, persistir ao longo da noite, visto que retardam o resfriamento durante esse 
período. Por outro lado, sobre as superfícies hígricas tropicais a nebulosidade apresenta um máximo à noite, 
como resultado da instabilidade, que é mais intensificada pelo resfriamento radiativo dos topos das nuvens. 
A distribuição da nebulosidade anual média sobre a Terra indica que a nebulosidade é mais baixa nos 
subtrópicos e mais elevadas nas altas latitudes. O valor comparativamente baixo de nebulosidade para as 
baixas latitudes deve-se basicamente á ausência geral de nuvens estratiformes. Os valores muito baixos nas 
zonas subtropicais são causados pelas células de alta pressão dominantes, com ar subsidente. Os valores 
mais elevados em torno do Equador estão associados à baixa pressão e ao fluxo convergente de ar. 
TIPOS BÁSICOS DE NUVENS 
Família de nuvens e altura Tipo de Nuvens Características 
30 
 
 
Nuvens altas 
(acima de 
6000 m) 
Cirrus (Ci) 
Nuvens finas, delicadas, 
fibrosas, formadas de cristais 
de gelo. 
Cirrocumulus (Cc) 
Nuvens finas, brancas, de 
cristais de gelo, na forma 
deondas ou massas globulares 
em linhas. É a menos comum 
das nuvens altas. 
 
Cirrostratus 
(Cs) 
Camada fina de nuvens 
brancas de cristais de gelo que 
podem dar ao céu um aspecto 
leitoso. 
 
 
Nuvens médias 
(2000 - 6000 m) 
 
Altocumulus (Ac) 
Nuvens brancas a cinzas 
constituídas de glóbulos 
separados ou ondas. 
Altostratus (As) 
Camada uniforme branca ou 
cinza, que pode produzir 
precipitação muito leve. 
 
Nuvens baixas 
(abaixo de 2000 m) 
 
Stratocumulus (Sc) 
Nuvens cinzas em rolos ou 
formas globulares, que 
formam uma camada. 
Stratus (St) 
Camada baixa, uniforme, 
cinza, parecida com nevoeiro, 
mas não baseada sobre o solo. 
Pode produzir chuvisco. 
Nimbostratus (Ns) 
Camada amorfa de nuvens 
cinza escuro. Uma das mais 
associadas à precipitação. 
31 
 
 
Nuvens com desenvolvimento 
vertical 
Cumulus (Cu) 
Nuvens densas, com contornos 
salientes, ondulados e bases 
freqüentemente planas, com 
extensão vertical pequena ou 
moderada. Podem ocorrer 
isoladamente ou dispostas 
próximas umas das outras. 
Cumulonimbus (Cb) Nuvens altas, algumas vezes 
espalhadas no topo de modo a 
formar uma "bigorna". 
Associadas com chuvas fortes, 
raios, granizo e tornados. 
Observação: Nimbostratus e Cumulonimbus são as nuvens responsáveis pela maior parte 
da precipitação. 
 
A correlação entre a quantidade de nuvens e a precipitação nem sempre é alta ou confiável, embora 
todas as nuvens contenham água, algumas produzem precipitação e outras não. Se as nuvens são do tipo 
estratiforme e/ou são finas demais, pouca ou nenhumaprecipitação será produzida. As áreas costeiras da 
Namíbia, Marrocos ou Peru, por exemplo, apresentam elevadas quantidades de nuvens, mas essas áreas 
recebem muito pouca precipitação. Notáveis quantidades de chuva normalmente caem nos trópicos, das 
nuvens cúmulonimbus. É de grande utilidade conhecer a quantidade de vapor d’água contida no ar 
atmosférico sobre um determinado local. Tal informação fornece boa indicação da quantidade de 
precipitação que poderá ocorrer naquele local se as demais condições atmosféricas forem favoráveis. A água 
precipitável pode ser expressa em unidades de comprimento (mm, cm...), representando a altura da lâmina 
d’água que se formaria sobre a superfície do solo se todo o vapor da coluna de ar fosse transformado em 
água líquida. Podemos agora examinar os mecanismos pelos quais a precipitação é produzida a partir das 
massas de gotas d’água e de cristais de gelo microscópicos que compõem a nuvem. 
As gotículas de nuvem são minúsculas, com diâmetro médio menor que 20 mm. Devido ao pequeno 
tamanho, sua velocidade de queda seria tão pequena, que, mesmo na ausência de correntes ascendentes, ela 
se evaporaria poucos metros abaixo da base da nuvem. As nuvens consistem de muitas destas gotículas, 
todas competindo pela água disponível; assim, seu crescimento via condensação é pequeno. As gotículas de 
nuvem precisam crescer o suficiente para vencer as correntes ascendentes nas nuvens e sobreviver como 
gotas ou flocos de neve a uma descida até a superfície, sem se evaporar. Para isso, é necessário juntar 
32 
 
entorno de um milhão de gotículas de nuvem numa gota de chuva. Dois importantes mecanismos foram 
identificados para explicar a formação de gotas de chuva: O processo de Bergeron-Findeisen e o processo 
de colisão-coalescência. 
O processo de Bergeron-Findeisen aplica-se a nuvens frias, que estão em temperaturas abaixo de 0°C. 
Ele se baseia em duas propriedades interessantes da água. A primeira é a propriedade das gotículas de 
nuvem não congelarem a 0°C, como se esperaria. A segunda diz respeito ao fato de que a pressão de vapor 
de saturação sobre cristais de gelo é muito menor que sobre gotículas de água superesfriada. Esse processo 
depende da diferença entre a pressão de saturação do vapor sobre a água e sobre o gelo. Consideremos uma 
nuvem na temperatura de -10ºC, onde cada cristal de gelo está rodeado por muitos milhares de gotículas 
líquidas. Se o ar está inicialmente saturado em relação à água líquida, ele está supersaturado em relação aos 
recém-formados cristais de gelo. Como resultado desta supersaturação, os cristais de gelo coletam mais 
moléculas de água que perdem por sublimação. A deposição remove vapor d’água da nuvem e, por isso, 
diminui a umidade relativa abaixo de 100%, e as gotículas se evaporam. Assim a evaporação contínua das 
gotículas fornece uma fonte de vapor e os cristais de gelo crescem devido às gotículas de água superesfriada. 
Como o nível de supersaturação em relação ao gelo pode ser grande, o crescimento de cristais de gelo é 
geralmente rápido o suficiente para gerar cristais suficientemente grandes para cair. Durante sua descida 
estes cristais de gelo aumentam à medida que interceptam gotículas superesfriadas de nuvem que congelam 
sobre eles. É o processo de acreção, que leva a estruturas com orlas de gotículas congeladas. O granizo é um 
caso extremo de crescimento de partículas de gelo por acreção. Ele consiste de uma série de camadas quase 
concêntricas. É produzido somente em cúmulonimbus, onde as correntes ascendentes são fortes e há 
suprimento abundante de água superesfriada. O granizo começa como pequenos embriões de gelo, que 
crescem coletando gotículas superesfriadas enquanto caem, através das nuvens. Se encontrarem uma forte 
corrente ascendente, eles podem ser levantados novamente e recomeçar a jornada para baixo. Cada viagem 
através da região de água superesfriada da nuvem pode representar uma camada adicional de gelo. 
O processo de colisão-coalescência ocorre em algumas nuvens quentes, isto é, nuvens com temperatura 
acima do ponto de congelamento da água (0ºC). Essas nuvens são inteiramente compostas de gotículas de 
água líquida, e precisam conter gotículas com diâmetros maiores que 20 mm para que se forme a 
precipitação. Estas gotículas maiores se formam quando núcleos de condensação "gigantes" estão presentes 
e quando partículas higroscópicas, como sal marinho, existem. Estas partículas higroscópicas começam a 
remover vapor d’água do ar em umidades relativas abaixo de 100% e podem crescer muito. Como essas 
gotículas gigantes caem rapidamente, elas colidem com as gotículas menores e mais lentas e coalescem 
(combinam) com elas, tornando-se cada vez maiores. Tornando-se maiores, elas caem mais rapidamente e 
aumentam suas chances de colisão e crescimento. 
33 
 
 
É convencional classificar a precipitação em três tipos principais, tomando-se por base a maneira de 
elevação do ar que tenha dado origem á precipitação. Os tipos são: (1) tipo convectivo de precipitação 
associado com a instabilidade convectiva; (2) precipitação do tipo ciclônico associado com convergência em 
uma depressão; (3) precipitação orográfica associada às áreas acidentadas ou montanhosas. 
(1) A precipitação do tipo convectivo está associada às nuvens do tipo cúmulo e cúmulonimbus. A 
precipitação é causada pelo movimento vertical de uma massa de ar ascendente, que é mais quente do que o 
meio ambiente. A precipitação do tipo convectivo é usualmente mais intensa do que a precipitação ciclônica 
ou orográfica, embora ela seja normalmente mais curta quanto à duração. É, ainda, freqüentemente 
acompanhada de trovões. Dependendo do grau de organização espacial da precipitação, as três subcategorias 
seguintes podem ser identificadas: (a) aguaceiros convectivos dispersos, com duração de meia em meia hora, 
podem ocorrer numa área de 20 – 50 km², depois de um intenso aquecimento solar da superfície do solo, 
particularmente no verão. A precipitação é do tipo de tempestades com trovões e freqüentemente inclui o 
granizo; (b) aguaceiros convectivos organizados, que podem ser formados como resultado de intensa 
insolação sobre superfícies elevadas de terreno, nos trópicos, ou quando massas de ar úmidas e instáveis 
passarem sobre uma superfície mais quente. Tais células convectivas deslocam-se com o vento e ocorrem 
paralelas a uma frente fria de superfície ou à frente de uma massa moderadamente quente. A precipitação é 
generalizada, mas pode ter duração curta em uma dada localidade; (c) as nuvens cúmulonimbus organizadas 
em torno do vórtice dos ciclones tropicais trazem precipitação intensa e prolongada por grandes áreas. 
(2) A precipitação ciclônica é causada por um movimento vertical do ar em grande escala, associado 
com sistemas de baixa pressão como as depressões. A precipitação é moderadamente intensa, contínua e 
afeta áreas muito extensas à medida que a depressão se desloca. A precipitação ciclônica não é tão intensa 
como (1), porém tem duração mais prolongada (dura de 6 a 12 horas). 
34 
 
(3) A precipitação orográfica é usualmente definida como aquela que é causada inteira ou 
principalmente pela elevação do ar úmido sobre terreno elevado (Imagem 8). Contudo, as montanhas, 
sozinhas, não são muito eficientes para fazer com que a umidade seja removida da massa de ar que se 
desloca por elas. As áreas montanhosas recebem mais precipitação do que os terrenos baixos adjacentes. 
Além disso, as vertentes a barlavento das montanhas são conhecidas por receberem mais precipitação do que 
as vertentes a sotavento, que são consideradas como sofrendo efeito de “sombra de chuva” das vertentes a 
barlavento. O grau de influência das montanhas sobre a precipitação depende deseu tamanho e de seu 
alinhamento relativo aos ventos portadores das chuvas. Ele também depende da estabilidade ou, de outra 
maneira, da atmosfera, bem como da umidade da massa de ar. Em uma atmosfera estável, a influência 
orográfica restringe-se à proximidade da montanha ou da escarpa, de maneira que a ação principal do 
terreno elevado é apenas redistribuir a precipitação. Por outro lado, quando a atmosfera é instável, a 
orografia tende a aumentar o volume das precipitações bem como distribuí-la por sobre uma área maior. 
As montanhas podem influenciar a precipitação das seguintes maneiras: (a) provocando a instabilidade 
condicional ou convectiva ao favorecer o deslocamento inicial à corrente de ar, ou por meio de um 
aquecimento diferencial das vertentes das montanhas, que estão diferentemente expostas à radiação; (b) 
aumentando a precipitação ciclônica ao retardar a velocidade do deslocamento das depressões; (c) causando 
convergência e elevação, através dos efeitos de afunilamento dos vales sobre as correntes de ar; (d) 
encorajando a ascensão turbulenta do ar através da fricção superficial. Em tais condições, podem ocorrer a 
formação de nuvens stratus e estratuscumulos, e ocasionar a precipitação de garoas ou chuvas ligeiras; (e) 
retardando uma corrente de ar, que se move do oceano para o continente, através da fricção. 
A distribuição da precipitação sobre a superfície terrestre é muito mais complexa do que a da insolação 
ou da temperatura do ar. Isso ocorre porque quase toda a precipitação resulta do resfriamento adiabático 
devido à ascensão das massas de ar, e as chuvas são mais elevadas nas áreas de ascendência de massas de ar. 
As principais áreas são as zonas de fluxos horizontais convergentes na região equatorial, e as zonas de 
perturbações atmosféricas nas latitudes médias, assim como as áreas localizadas a barlavento das cadeias 
montanhosas. De modo geral, há precipitação abundante na zona equatorial e quantidades moderadas nas 
latitudes médias. As zonas subtropicais e as áreas circunvizinhas aos pólos são relativamente secas. As 
zonas litorâneas ocidentais nos subtrópicos tendem a ser secas, enquanto as zonas litorâneas orientais 
tendem a ser úmidas. Nas altas latitudes, as costas ocidentais são, em geral, mais úmidas do que as costas 
orientais. 
Ocorrem, ainda, variações sazonais e diárias nas precipitações, que tendem a ser mais regulares nos 
trópicos do que nas áreas extratropicais. As variações sazonais respondem, principalmente, às mudanças de 
estação. Dessa forma, em muitas partes dos trópicos, a precipitação ocorre principalmente durante o verão, 
abrangendo metade do ano. A marcha sazonal da precipitação nas latitudes baixas é controlada 
35 
 
principalmente pela migração norte – sul do cinturão dos ventos que, juntamente com suas zonas associadas 
de convergência e divergência, segue o curso do sol. Nas latitudes médias, os continentes e os oceanos 
exercem considerável influência sobre o padrão de distribuição da precipitação. Finalmente, as áreas 
oceânicas recebem mais precipitação durante o ano do que as áreas oceânicas, sendo que esta é menos 
sazonal. Em geral, podem-se reconhecer os seguintes regimes principais de precipitação pluvial: (a) 
equatorial → abundante, durante todo o ano, origem geralmente convectiva; (b) de savana → ocorre durante 
o verão, amplamente convectiva; (c) deserto tropical → baixa em todas as estações; (d) mediterrânea → 
ocorre no inverno, principalmente ciclônica frontal; (e) oeste europeu → abundante, mais no inverno do que 
no verão, principalmente ciclônica; (f) continental → verão; (g) costeira de leste → abundante, causadas por 
ventos marítimos de baixas latitudes; latitudes médias, no verão, causadas pelas massas de ar quente, no 
inverno, ciclônicas; (h) polar → baixa, ocorre no verão. 
As variações diurnas da precipitação são significativas apenas quando referidas às áreas de baixa 
latitude. Nestas, identifica-se dois tipos principais: o tipo continental ou interior; e o tipo marítimo ou 
litorâneo. No tipo continental, a maior parte da precipitação ocorre nas horas mais quentes do dia, durante o 
final da manhã e início da tarde, sendo amplamente convectivo. O tipo marítimo é caracterizado por um 
máximo de precipitação durante a noite e nas primeiras horas da manhã, quando o ar marítimo é mais 
instável, por conseqüência de algum tipo de convecção noturna (relacionado ao resfriamento da troposfera 
por perdas da radiação a partir do topo das nuvens). Vale ressaltar que estes dois tipos raramente são 
encontrados em alguma parte em suas formas ideais. 
As quantidades de precipitação médias de longo prazo, para o mês, estação ou ao, dificilmente indicam 
regularidade ou confiabilidade com as quais determinadas quantidades de precipitação podem ser esperadas. 
SEGUNDA PARTE 
2.7.Ventos e circulação geral atmosférica 
A atmosfera é uma imensa “maquina térmica”, cuja principal fonte de calor é a energia solar. 
Essencialmente, essa máquina converte energia térmica em energia mecânica, com um baixo rendimento; 
apenas 2% da energia solar recebida é convertida em energia mecânica, dando origem a circulação geral da 
atmosfera, isto é, aos ventos, às nuvens, tempestades diversas etc. Dessa forma, a atmosfera terrestre é 
formada por um conjunto de gases, presos ao Planeta pela atração gravitacional, cujos movimentos são 
descritos pelas leis da mecânica dos fluidos e da termodinâmica. A movimentação do ar é, portanto, 
alimentada pela repartição desigual da energia solar e influenciada diretamente pela rotação da Terra. O 
conjunto dos movimentos atmosféricos que, na escala planetária, define tipos de tempos, denomina-se 
circulação geral da atmosfera. 
36 
 
A atmosfera está constantemente em movimento, o que torna bastante difícil captar e apresentar de 
maneira fiel as leis que regem esse constante dinamismo. O movimento atmosférico é a soma de dois 
principais componentes – movimento em relação à superfície da Terra (isto é, vento) e movimento em 
conjunto com a Terra, ao girar em torno de seu eixo. Este segundo movimento exerce importantes efeitos 
sobre a direção dos ventos em relação à Terra. Há duas dimensões para o movimento em relação à superfície 
da Terra: a horizontal (leste-oeste e norte-sul) e a vertical (para cima e para baixo). A causa básica e 
fundamental do movimento atmosférico, horizontal ou vertical, é o desequilíbrio na radiação líquida, na 
umidade e na pressão, entre as baixas e altas latitudes e entre a superfície da Terra e a atmosfera. Outros 
fatores que influenciam a circulação atmosférica são a topografia, a distribuição das superfícies continentais 
e oceânicas e as correntes oceânicas. Pode-se caracterizar a circulação atmosférica em três níveis escalares 
gerais: a circulação primária é a circulação geral da atmosfera, os padrões em larga escala, ou globais, de 
vento e pressão que se mantêm ao longo do ano ou se repetem sazonalmente. É a circulação geral que define 
o padrão de climas no mundo. Inseridos dentro da circulação geral, os sistemas circulatórios secundários 
se movem rapidamente, e possuem existência relativamente breve (se comparados aos sistemas gerais). Os 
sistemas de circulação terciária consistem principalmente de sistemas de ventos locais, tais como brisas 
terrestres e marítimas, as ondas de sotavento, os ventos catabáticos e anabáticos. Estes sistemas circulatórios 
são precisamente localizados, sendo amplamente controlados por fatores locais, e seus períodos de 
existência são consideravelmente mais curtos que os dos sistemas secundários. 
O movimento atmosférico é controlado por alguns fatores e leis, que se relacionam com a escala, e com 
a direção do vento (horizontal e vertical). Embora a dimensãovertical do movimento do ar atmosférico seja 
importante, sua influencia é relativamente pequena quando comparada com a dimensão horizontal, que é 
muito mais forte. As forças atuando sobre parcelas de ar (os ventos ou componentes horizontais) são: a 
força do gradiente de pressão; a força de Coriolis; a força centrífuga; a força de atrito e a força da gravidade. 
O gradiente de pressão existe quando a pressão do ar varia de um lugar para o outro, e funciona como a 
força motivadora para o ar se movimentar de áreas de alta pressão para áreas de menor pressão. Diferenças 
horizontais na pressão são criadas por fatores térmicos e/ou mecânicos, embora estes nem sempre sejam 
distinguíveis. A força do gradiente de pressão é inversamente proporcional à densidade do ar. Isto significa 
que, quanto menor é o espaçamento entre as isóbaras (linhas que determinam faixas com pressões iguais), 
mais intenso o gradiente de pressão, e maior é a velocidade do vento (ventos rápidos adquirem formas 
alongadas, e ventos lentos adquirem formas curvilíneas, por causa da força centrífuga). Como o 
aquecimento desigual da superfície da Terra gera diferenças térmicas e de pressão, a radiação solar é, em 
última análise, a força geradora do vento. Na circulação de terceira escala é possível dar um exemplo 
simples, da brisa marinha, de como diferenças de temperatura podem gerar o gradiente de pressão, e por isso 
gerar ventos. 
37 
 
 
A figura (a) mostra a seção de uma localidade costeira um pouco antes do nascer do Sol. Neste instante, 
estamos considerando que temperaturas e pressões não variam horizontalmente em qualquer nível. Portanto, 
não há vento. Após o nascer do Sol, contudo, as taxas desiguais de aquecimento da Terra fazem com que a 
terra, e ar sobre ela, se aqueçam mais do que o oceano e o ar sobre ele. À medida que o ar sobre a terra se 
aquece, ele se expande, deslocando as linhas de pressão para cima, como na figura (b). Embora este 
aquecimento não produza, por si só, uma variação na pressão da superfície, a pressão acima torna-se mais 
alta sobre a terra do que na mesma altitude sobre o oceano. O gradiente de pressão resultante faz o ar mover-
se da terra para o oceano, criando uma alta pressão na superfície do oceano, onde o ar é coletado, e uma 
baixa na superfície da Terra. A circulação superficial que se desenvolve, a partir desta redistribuição de 
massa em cima, é do mar para a terra (brisa marinha). 
Desde que o ar seja obrigado a se mover por força do gradiente de pressão, ele é imediatamente afetado 
pela força de Coriolis, ou defletora, que se deve à rotação da Terra. Devido à forma do planeta e à rotação da 
Terra, há um desvio dos objetos que se movem dos pólos em direção ao Equador, inclusive do ar, para a 
direita de sua trajetória, no HN, e para esquerda, no HS (Imagem 11). Isso acontece por causa da diferença 
de diâmetro do planeta, sendo este maior no Equador e menor nos pólos, que, para acompanhar uma mesma 
trajetória de rotação, manifestam velocidades diferentes (maior no Equador, menor nos pólos). A força de 
Coriolis depende da latitude, sendo nula no Equador e máxima nos pólos. 
38 
 
 
Imagem 11 – Força de Coriolis e deflexão 
O vento, durante o movimento, segue uma trajetória curva, que aumenta sua velocidade em direção ao 
centro, devido à força centrípeta. Esta também pode ser considerada uma força centrífuga, que opera 
radialmente para fora. Tal força é de igual grandeza, mas de sinal oposto à aceleração centrípeta. A grandeza 
da aceleração centrípeta é pequena, de modo que ela somente se torna importante onde os ventos em alta 
velocidade de movem em trajetórias muito curvas, como um sistema de pressão intensamente baixa. 
Próximo à superfície da Terra, a força de atrito (ou fricção) ajuda a controlar a velocidade e a direção do 
movimento aéreo horizontal. A força de fricção se deve aos obstáculos que a superfície da Terra oferece ao 
movimento do ar. A força de atrito atua contra o vento e diminui sua velocidade. O efeito do atrito com a 
superfície é mais pronunciado até aproximadamente 500 m de altura, dependendo das condições 
topográficas e meteorológicas locais. A força de atrito resultante é oposta ao deslocamento do vento. 
Os padrões de fluxo do ar derivam do equilíbrio de forças, em sistemas de baixa e alta pressão. Num 
sistema de baixa pressão, o fluxo equilibrado é mantido numa trajetória curva pela força excessiva do 
gradiente de pressão sobre a força de Coriolis, dando aceleração centrípeta. Esse vento é conhecido como o 
vento de gradiente, e adquire um movimento geral horário no HN e anti-horário no HS. No caso do sistema 
de alta pressão, a aceleração para o centro é devida ao excesso de força de Coriolis sobre a força de 
39 
 
gradiente de pressão. Tanto no sistema de alta quanto no de baixa pressão, o efeito da força de fricção é 
diminuir suas velocidades. A força da gravidade acelera o ar para baixo, mas não modifica o componente 
vertical do vento. 
O movimento vertical na atmosfera ocorre em duas escalas principais – larga escala e pequena escala. 
O movimento vertical em larga escala ocorre sobre grandes áreas de vários milhares de km² em uma escala 
de tempo de poucos m/s. O movimento vertical em pequena escala ocorre sobre pequenas áreas de poucas 
centenas de km² com uma escala temporal de 1 - 30m/s. Esse movimento é induzido tanto mecânica quanto 
termicamente, ou por uma combinação de ambos os processos. 
A ascensão ou a descida do ar ocorre basicamente em resposta a fatores dinâmicos, que estão 
relacionados ao fluxo horizontal. Se numa unidade de ar, que apresenta fluxo horizontal, há aceleração local, 
ocorre perda de massa, isto é, o ar sai mais do que entra. Isto é conhecido como divergência. Se, por outro 
lado, há desaceleração no fluxo horizontal, o ar se acumula no volume, ocorre convergência. Uma vez que 
atmosfera é um meio contínuo, configurações de divergência e convergência estão interligadas. Se a 
divergência sobrepõe-se à convergência, há elevação, mas se ocorre o contrário, há subsidência (Imagem 5). 
Estes movimentos estão relacionados à pressão, densidade e ao movimento do ar por gradiente de pressão. 
Essa é a configuração do movimento do ar vertical, de AP BP. 
 
Imagem 12 – Relação entre padrões divergentes, convergentes, movimentos verticais e pressão superficial. 
Quando o ar ascende, havendo convergência em superfície e divergência em altitude, ocorre a formação de 
nuvens, caracterizando tempo instável (áreas ciclonais). Quando, porém, há divergência em superfície e 
convergência em altitude, o tempo permanece estável, havendo fraca ou nula nebulosidade, ventos fracos, ar 
seco (áreas anticiclonais). Se o deslocamento é rápido, o céu fica limpo. 
A representação da circulação geral da atmosfera (primeira escala) é feita por meio da cartografia dos 
campos médios de pressão atmosférica, próximos à superfície e em altitude. Esses campos de pressão, ou 
centros de ação da atmosfera, são definidos por observações em estações e postos meteorológicos situados 
sobre os continentes e sobre os oceanos, em superfície e em altitude (satélites). Os centros atmosféricos de 
ação, ou áreas que exercem o controle climático do planeta, são reconhecidos como de alta pressão 
(anticiclonais) ou de baixa pressão (ciclonais ou depressões). A circulação atmosférica gerada pelo gradiente 
de pressão desses centros, entre outros fatores, tem componentes tanto verticais quanto horizontais e é 
40 
 
controlada por diversos fatores (radiação, umidade, pressão, forças de Coriolis, gravidade, centrífuga etc.). 
Os padrões globais de radiação mostram que há excesso de energia em baixas latitudes e deficiência em 
outras partes. O padrão global de umidademostra que há excesso de umidade nas baixas latitudes, que é 
transportada em direção a latitudes mais elevadas, para nelas compensar a deficiência. Esse transporte se dá 
através da circulação atmosférica. 
Os campos de pressão atmosférica, ou centros de ação, e os ventos dominantes na superfície organizam-
se em faixas zonais relativamente paralelas à linha do Equador terrestre. Embora a circulação atmosférica-
padrão apresente um dinamismo regular (Imagem 14), ela também apresenta, às vezes, irregularidades 
importantes devido à influência do relevo e à desigual repartição entre terras e mares. A dimensão horizontal 
dos centros de ação varia de algumas centenas a alguns milhares de quilômetros, e, na dimensão vertical, 
eles podem estender-se desde algumas centenas de metros a mais de 15 km. Os centros de ação são, de 
maneira geral, sazonalmente móveis, ou seja, apresentam deslocamentos ao longo do ano, sobretudo devido 
à variação da radiação nos dois hemisférios. Assim, quando é verão no HS, os anticiclones e suas massas de 
ar apresentam seus mais expressivos deslocamentos em direção sul, ocorrendo o oposto no inverno, e vice-
versa para o HN. 
 
Os centros de ação positivos são denominados anticiclones e caracterizam-se por apresentar pressão 
atmosférica mais elevada que seu entorno. São áreas em que ocorre divergência em superfície, a partir do 
núcleo (fluxo de saída do ar), sendo subsidente, e onde não ocorre formação de nuvens (sobre os oceanos, 
pode-se encontrar nuvens baixas). Na porção central dos anticiclones, o tipo de tempo é geralmente bom, 
seja quente ou frio, sendo que a circulação do ar ao seu redor efetua-se para esquerda no HS, e para direita 
no HN. Considerando os anticiclones, a circulação geral da atmosfera pode ser observada em três grandes 
zonas, assim compartimentadas: 
→ nas latitudes baixas – ou zona intertropical; 
→ nas latitudes médias – ou zona temperada; 
→ nas altas latitudes – ou zona polar. 
Nas zonas subtropicais, a gênese dos anticiclones é principalmente dinâmica, enquanto nas zonas polares é 
sobretudo térmica. Os cinco anticiclones dinâmicos e térmicos que controlam os climas, sendo três no HS e 
dois no HN, são: 
41 
 
→ Hemisfério Sul: 
1. anticlone de Santa Helena, Semifixo do Atlântico ou Subtropical do Atlântico Sul, localizado sobre o 
oceano Atlântico; 
2. anticlone da Ilha de Páscoa, Semifixo do Pacífico ou Subtropical do Pacífico Sul, localizado sobre o 
oceano Pacífico; 
3. anticlone de Mascarenhas, localizado sobre o oceano Índico. 
→ Hemisfério Norte: 
1. anticlone dos Açores, localizado sobre o oceano Atlântico; 
2. anticlone da Califórnia ou do Havaí, localizado sobre o oceano Pacífico. 
As depressões barométricas, ciclonais ou centros de ação negativos definem-se por constituírem áreas 
de baixa pressão circundas por altas pressões, que atraem o ar, e entorno das quais o ar se desenvolve para a 
direita no HS, e para a esquerda, no HN. São áreas associadas a processos de convergência em superfície e 
de ascendência das massas de ar, onde geralmente o vapor d’água se condensa, formando nuvens e 
originando precipitações. As grandes zonas de baixa pressão sobre a superfície do planeta são três, mas 
outras células ciclonais, sazonais, podem se formar sobre os continentes superaquecidos das latitudes 
tropicais e temperadas. As três células mais expressivas estão distribuídas da seguinte forma: 
→ zona de baixas latitudes ou equatorial, como a ZCIT; 
→ zona dos 50º/60º de latitude do HS – a depressão do mar Weddel sobre o oceano Atlântico; 
→ zona dos 50º/60º de latitude do HN – a depressão da Islândia, sobre o oceano Atlântico, e a 
depressão dos Aleutas, sobre o oceano Pacífico. 
 
Imagem 13 – (a) Circulação geral da atmosfera e (b) centros de AP e BP 
42 
 
As depressões das latitudes médias são móveis, e as do HS mais contínuas devido à maior extensão 
oceânica. Essas zonas têm, principalmente, origem dinâmica. As baixas pressões térmicas sazonais formam-
se no verão sobre os continentes quentes das latitudes tropicais e temperadas, estando associadas a uma 
divergência de altitude e a uma convergência de superfície. A seguir, será apresentado o modelo tri-celular 
ideal, com a ressalva de que este não considera os núcleos de ação semi-permanentes já expostos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Imagem 14 – Circulação geral idealizada: modelo em três células 
Imagem 15 – Circulação geral da atmosfera 
O modelo da circulação tri-celular (Imagem 14) está associado à circulação geral da atmosfera, 
observada na imagem 15. A imagem 15 permite observar a formação de células específicas de circulação 
atmosférica, geradas pela repartição diferencial das fontes de energia e associadas aos movimentos verticais 
(ascendência/subsidência) e horizontais (advecção) da alta e baixa pressão. Há zonas de baixa pressão 
entorno do Equador e entorno das latitudes de 60º ao norte e ao sul do Equador. As zonas de alta pressão 
ocorrem em torno dos pólos e em torno das latitudes de 30º ao norte e ao sul do Equador. 
O modelo tri-celular divide-se em: (1) célula tropical (células de Hadley), (2) célula das latitudes médias 
(células de Ferrel) e (3) células polares. Destacam-se as células de circulação meridiana – norte-sul (célula 
de Hadley ou tropical, sobre as altas latitudes, e célula de Ferrel ou das latitudes médias, sobre as latitudes 
médias) e leste-oeste (alísios e nas trocas horizontais dominantes nas latitudes polares) –, e de circulação 
AP 
BP 
 
AP 
 
BP 
BP 
 
AP 
 
BP 
AP 
43 
 
zonal (célula de Walker, fenômenos circunscritos a escala mesmo e macroclimáticas, ou seja, de grandes 
dimensões). 
(1) Nas latitudes baixas, o movimento do ar é, devido ao aquecimento, ascendente sobre o Equador, 
dirigindo-se no sentido dos pólos, nos níveis superiores da atmosfera; sobre as latitudes subtropicais, o ar 
arrefecido subside, retornando para o Equador à superfície. Esta circulação forma as células convectivas que 
dominam os climas tropical e subtropical. O ramo descendente das células de Hadley está associado aos 
grandes centros permanentes de alta pressão subtropicais, de que são exemplo o anticiclone dos Açores e do 
Pacífico. Nessas células, a rotação do globo determina ventos de oeste em altitude e ventos de leste à 
superfície (ventos alísios). As zonas de altas pressões subtropicais que se formam nas proximidades das 
latitudes de 30ºN e S do Equador, correspondem ao ramo subsidente das células de Hadley. Em altitude, 
esse ramo corresponde a uma zona de convergência na qual se situa a corrente de jatos subtropical. Em 
superfície, a direção dos ventos que daí se originam é E-W, sendo estes os ventos alísios, que se dirigem dos 
trópicos para o Equador, nos dois hemisférios. São secos quando se formam sobre o continente, mas 
adquirem considerável umidade ao se deslocarem sobre os oceanos tropicais. 
(2) As células de Ferrel possuem uma circulação atmosférica média nas latitudes extratropicais. Nessas 
células, o ar move-se para os pólos e para leste junto à superfície, e no sentido do Equador e para oeste em 
altitude, fechando-se a circulação por subsidência no subtrópicos. As células de Ferrel são associadas às 
frentes polares, sendo que ambas tornam-se mais evidentes na situação de inverno de cada hemisfério devido 
à maior variação térmica latitudinal observada nessa estação do ano. 
(3) Nas células polares, o ar sobe, diverge, e desloca-se em altitude para os pólos. Uma vez sobre os pólos, o 
ar arrefecido desce, dando origem a altas pressões à superfície nas regiões polares. Nestas regiões, o ar 
diverge para fora dos centros de alta pressão e retorna para o sul (ou norte, se for noHS), fechando a 
circulação polar. À superfície, estão os ventos dirigidos para oeste e em altitude para leste. 
Resumindo, temos as seguintes subdivisões: 
0º - Depressões Equatoriais: A zona de baixa pressão do Equador é essencialmente de origem térmica, 
isto é, causada pelo aquecimento solar. Forma um cinturão de baixas pressões, associada à ascensão do ar na 
ZCIT. A ascensão do ar quente aquecido no Equador dá origem a uma região de baixas pressões 
denominada de Vale Equatorial. À medida que o ar sobe, formam-se nuvens e ocorre precipitação. 
30º - Anticiclones subtropicais: um cinturão de altas pressões associada à subsidência do ar, nas zonas 
de ventos fracos ou calmarias. Nas latitudes subtropicais, o ar arrefece e desse criando as áreas de alta 
pressão, com céu limpo e pouca precipitação. A subsidência do ar seco (após a precipitação na ZCIT) e 
44 
 
quente (devido à própria subsidência, que provoca aquecimento adiabático) origina os desertos nestas 
latitudes. 
60º - Depressões subpolares: cinturão de baixas pressões associados à frente polar. As zonas de baixa 
pressão subpolares, em torno das latitudes de 60º ao norte e ao sul do Equador são, essencialmente, de 
origem dinâmica. Elas são causadas pela rotação da Terra, que provoca um turbilhão polar e, assim, uma 
tendência para a baixa pressão em torno dos pólos. Entretanto, por causa do frio intenso nos pólos, o efeito 
dinâmico é mascarado pelo efeito térmico. 
90º - Anticiclones polares: sistemas de alta pressão associados ao ar frio e denso. A pressão é, assim, 
alta em torno dos pólos por causa do ar intensamente frio reinante nessas áreas. 
Em resposta a esses padrões de distribuição de pressão, há seis sistemas de ventos superficiais, três em 
cada hemisfério. No HN, estão os ventos alísios de nordeste, os ventos dominantes de oeste e os ventos 
polares de leste, enquanto no HS estão os alísios de sudeste, os ventos predominantes de oeste e os ventos 
polares de leste. 
Os ventos provenientes dos núcleos subtropicais de alta pressão (entorno de 30ºN e S), impulsionados 
pela força de gradiente de pressão (dirigida para as pressões mais baixas) e defletidos por efeito da rotação 
da Terra (força de Coriolis). Os ramos inferiores das células de Hadley justificam, portanto, a existência dos 
ventos alísios de NE, no HN, e de SE, no HS. A faixa de encontro dos alísios de NE e de SE, em que ocorre 
a ascendência das massas de ar, geralmente úmidas, é conhecida como Zona de Convergência 
Intertropical (ZCIT). A ZCIT é uma região de pressão relativamente baixa, caracterizada por uma 
acentuada instabilidade atmosférica, que favorece o desenvolvimento de intensas correntes ascendentes, com 
formação de grandes nuvens, principalmente do tipo cumuliformes, e precipitação abundante. A ZCIT 
acompanha o Equador Térmico em seus deslocamentos sazonais. O ET corresponde à isoterma de máxima 
temperatura do globo, que, sobre os oceanos, acerca-se da linha do Equador, aprofundando-se sobre os 
continentes. A ZCIT apresente uma posição mais ao sul em março, e mais ao norte em setembro. A sua 
disposição diária e sazonal está condicionada a vários fatores, dentre os quais destacam-se a 
continentalidade, o relevo e a vegetação. 
 
Os conceitos de Descontinuidade Intertropical e Equador 
Meteorológico trazem implícita uma perspectiva de 
divisão da atmosfera entre os dois hemisférios, enquanto 
as noções de ZCIT e ZIC vinculam-se mais à descrição da 
ascendência do ar e à decorrente formação expressiva de 
massa de nuvens que caracterizam a zona equatorial. A 
idéia de Frente Intertropical relaciona-se diretamente ao 
encontro das massas de ar em um plano inclinado, e à 
mudança rápida do ponto de orvalho que aí ocorre. 
 
45 
 
 
Sendo assim, quando os alísios se encontram na zona de baixas pressões equatoriais, dão origem á 
ZCIT. Quando os alísios se encontram entre os 10ºN e S, dá-se o nome de doldrums. Quando o encontro se 
dá em latitudes superiores à 10º, o alísio sofre ação da força de Coriolis, e tem sua trajetória desviada, 
dirigindo-se para oeste. Essa é a origem do “vento do oeste intertropical”, mais conhecido como monção. 
Os ventos que se originam nas altas pressões subtropicais e se dirigem para os pólos sopram geralmente de 
oeste. Nas zonas polares, ao contrário, a direção dos ventos é de leste para oeste. A circulação atmosférica 
nas altas latitudes é bem menos definida. Acredita-se que a subsidência nas proximidades dos pólos produza 
uma corrente superficial, em direção ao Equador, que é desviada, formando os ventos polares de leste. O ar 
frio proveniente da região polar encontra-se, então, com o ar quente dos subtrópicos, gerando uma região de 
descontinuidade, chamada Superfície Frontal Polar, ou frente polar. A frente polar separa o ar polar do 
tropical, gerando uma frente fria, na qual o ar polar frio avança sobre uma região de ar tropical, quente. A 
passagem desse tipo de frente sobre uma determinada região é acompanhada de instabilidade atmosférica, 
alternância dos tipos de tempo e, genericamente, ocorrência de precipitação. 
Além dos ventos superficiais, outros aspectos fundamentais e importantes da circulação da atmosfera 
são os seguintes: perturbações instáveis de larga amplitude nos ventos do oeste, nas médias e altas latitudes; 
fluxo lento e contínuo dos alísios nas baixas latitudes, incluindo alguns vórtices intensos; correntes de ar 
fortes e estreitas, chamadas Jet streams, na troposfera superior, sobre as latitudes médias. Assim, a 
circulação geral é realmente muito complexa devido aos vários fatores envolvidos. Há complexidades 
advindas: das diferenças nas propriedades térmicas da superfície da Terra, particularmente entre as 
superfícies continentais e oceânicas; das variações da topografia; das transformações de energia de uma 
forma para outra dentro da atmosfera; das escalas de movimento diferentes e de atuação recíproca. 
A circulação secundária da atmosfera imprime diversas perturbações ou variações na circulação 
geral. Algumas dessas variações ocorrem regularmente em ciclos sazonais e/ou diurnos, sendo as últimas 
características da circulação terciária da atmosfera. Tais variações são mais regulares nos trópicos do que 
nas latitudes mais elevadas. Mudanças sazonais na atmosfera tropical são muito pequenas sobre os grandes 
oceanos, mas grandes sobre os continentes e mares adjacentes, devido às variações térmicas (maiores no 
continente = menor calor específico). No verão, os continentes são transformados em centros de baixa 
pressão, enquanto no inverno eles são relativamente frios, se comparados com os oceanos quentes. Os 
continentes tropicais e os oceanos que os circundam experimentam, então, uma inversão sazonal na direção 
do vento, conhecida como “monções”. Esse fenômeno ocorre preferencialmente em baixas latitudes, com 
exceção da América do Sul (continente pequeno; costa oeste influenciada por uma corrente fria = continente 
relativamente mais quente, impedindo a formação de células da AP sobre o continente). 
46 
 
Sistemas de ventos de escala diurna (circulação terciária da atmosfera) ocorrem com freqüência e 
regularidade em muitas áreas tropicais. Isso acontece porque, nos trópicos, a ausência de frentes é mais 
comum que nas altas latitudes, permitindo a ocorrência dessas variações, já que as frentes tendem a encobri-
las. Há dois principais tipos de sistemas de ventos diurnos, as brisas terrestres e marítimas, que ocorrem ao 
longo da costa, perto de grandes lagos ou de outras grandes massas aquosas, e ventos de montanha 
(catabáticos) e de vale (anabáticos), que ocorrem em áreas de relevo variado. 
As brisas terrestres e marítimas, como já foi dito, são causadas pelas diferenças térmicasentre a 
superfície da terra e a superfície aquática. Durante o dia a terra se aquece mais rapidamente do que a 
superfície aquática. Uma baixa térmica local desenvolve-se sobre o continente, com ventos soprando do mar 
para a terra. Essa é a brisa marítima ou lacustre. À noite, a terra se esfria mais rapidamente, enquanto o mar 
permanece quente; o gradiente de pressão é, assim, invertido e o vento agora sopra da terra em direção ao 
mar. Esta é a brisa terrestre. A brisa marítima é, geralmente, mais forte do que a terrestre; começa poucas 
horas depois do nascer do sol; é mais forte quando a insolação é mais intensa; desenvolve-se melhor durante 
a estação seca, nos trópicos (e no verão, na região temperada); raramente traz chuva. 
Ventos de montanha e de vale podem desenvolver-se em qualquer parte onde haja grandes variações no 
relevo, mas são mais fortes nos trópicos, como já foi dito. Também os ventos de montanhas e vales são, em 
parte, de origem térmica. Durante o dia, quando a insolação é intensa, as vertentes montanhosas mais 
expostas são aquecidas mais do que os fundos de vale. Um gradiente de pressão relativamente fraco 
conseqüentemente se desenvolve, com ventos leves a se movimentarem vertente acima (ventos de vale, ou 
anabáticos). Esses ventos se elevam, passam sobre a linha do cume, e alimentam uma corrente superior de 
retorno para compensar os ventos de vale. São, muitas vezes, acompanhados pela formação de nuvens 
cúmulos sobre as montanhas ou perto delas. À noite, o gradiente de pressão é invertido. Os planaltos 
resfriam-se muito rapidamente por causa das perdas de radiação terrestre. O ar frio denso se desloca vertente 
abaixo para as depressões e vales (ventos de montanha, ou catabáticos). São associados a geadas e inversões 
térmicas. 
O deslocamento do ar por grandes extensões se dá através das massas de ar, que é uma grande porção da 
atmosfera, cobrindo milhares de quilômetros da superfície terrestre e que apresenta uma distribuição vertical 
aproximadamente uniforme, tanto da temperatura, como da umidade. Isso significa que, a uma dada altitude, 
a temperatura do ar tem valor aproximadamente igual em qualquer ponto do interior da massa de ar, o 
mesmo acontecendo em relação à umidade. Para a sua formação, a massa de ar requer três condições 
básicas: superfícies com considerável planura e extensão, baixa altitude e homogeneidade quanto às 
características superficiais. Assim, ela somente se forma sobre os oceanos, mares ou planícies continentais. 
Na maioria das vezes, as massas de ar originam-se nos lugares onde a circulação é mais lenta, e a situação 
atmosférica mais estável, como nas regiões de alta pressão subtropical e polar. Ao se deslocarem de suas 
47 
 
regiões de origem, das quais adquirem as características termoigrométricas principais, as massas de ar 
influenciam as regiões por onde passam, trazendo para essas áreas novas condições de temperatura e 
umidade, e são por elas influenciadas. 
A modificação de uma massa de ar (mudanças na temperatura e/ou concentração de vapor d’água) pode 
ocorrer quando a massa de ar se desloca sobre diferentes superfícies (neve, solo aquecido, oceano etc.) ou 
por modificação local, se a massa é estacionária. A movimentação de uma massa de ar é marcada por uma 
alteração permanente de suas características, o que ressalta o dinamismo da atmosfera na sua interação com 
a superfície a partir do movimento do ar. Uma massa de ar que não sofreu alterações significativas é 
chamada de massa de ar primária. Já a que apresenta modificações significativas decorrentes da influencia 
da superfície é chamada massa de ar secundária. A temperatura e a umidade são as principais 
características de uma massa de ar. A posição zonal de origem da massa define sua condição térmica. Assim, 
as massas originadas nas baixas latitudes são quentes; nas médias latitudes são frias; e nas altas latitudes são 
glaciais. O teor de umidade está na dependência da natureza da superfície onde ela se origina. Assim, uma 
massa de ar será úmida quando se formar sobre oceanos ou mares, e seca sobre regiões continentais. A 
estrutura vertical de uma massa de ar está diretamente relacionada aos processos de radiação e convecção 
que determinam sua formação. 
Há quatro tipos básicos de massas de ar: (1) quente e úmida: formada nas baixas latitudes, sobre os 
oceanos ou, excepcionalmente, sobre a Amazônia; (2) quente e seca: formada nas baixas latitudes, sobre os 
continentes; (3) fria e úmida: formada nas latitudes médias, sobre os oceanos; (4) fria e seca: formada sobre 
os continentes nas latitudes médias, e nas altas latitudes. 
Enfim, as massas de ar percorrem longos trajetos em seus deslocamentos a partir de suas áreas de 
origem. O ar tropical tende a escoar em direção aos pólos, e chega a atingir a zona temperada, enquanto o ar 
frio tende a escoar em direção ao Equador, e chega até a latitude 0º. Os deslocamentos das massas de ar no 
sentido Equador-pólo sempre permitem o contato entre massas de ar com características diferentes, o que 
gera descontinuidades atmosféricas ou frentes, fenômeno atmosférico que marca os climas das regiões 
subtropicais e temperadas. Todavia, duas massas de ar podem se misturar quando se deslocam lado a lado 
por vários dias. Essa superfície de descontinuidade é estreita e inclinada, sendo que nela os elementos 
climáticos apresentam variação abrupta. Denomina-se frontogênese o processo de origem das frentes, e 
frontólise sua dissipação. De maneira geral, considera-se que existem dois tipos de frente no planeta: a 
frente ártica/antártica e as frentes polares. A ZCIT não entra nessa classificação, pois, nas proximidades 
da linha do Equador, não se observa expressiva variação térmica entre as massas de ar que se encontram. 
 
48 
 
A frente ártica/antártica é ativa sobretudo no inverno, e corresponde ao contato das massas de ar glacial 
ártica/antártica (formadas sobre as zonas cobertas de gelo) e das massas de ar polares (relativamente menos 
frias), provenientes dos oceanos. 
A frente polar, que predomina nas latitudes médias e baixas, separa o ar polar do ar tropical. Dois tipos 
básicos de frente polar são reconhecidos: a frente fria, na qual o ar frio avança sobre a região do ar quente, e 
a frente quente, no qual o ar frio se desloca e o ar quente avança em seu encalço. A passagem de qualquer 
um desses tipos de frente sobre determinada região gera instabilidade atmosférica, alternância de tipos de 
tempo e, genericamente, ocorrência de precipitação. As frentes avançam sobre a superfície em forma de 
arco, cuja origem é um centro de alta pressão, e a ponta corresponde a um centro de baixa pressão. 
As frentes frias podem apresentar: 
→ Deslocamento rápido e instabilidade: quando as diferenças de temperatura e pressão das massas de 
ar e de seus centros de ação são muito acentuadas. Nesse caso, as nuvens dispõem-se em uma faixa estreita 
ao longo da linha de descontinuidade. Nuvens altocumulos, stratocumulos, cúmulos e cumulonimbus 
anunciam a chegada da frente. Uma importante coluna de nimbostratus e stratus marca a passagem da 
porção mais intensa da frente, cuja precipitação e ocorrência de trovoadas é de grande intensidade devido às 
expressivas correntes convectivas. Após a passagem dessa faixa de instabilidade, predominam nuvens 
altocumulos e cúmulos, e o tempo torna-se estável, com céu limpo e predomínio de baixas temperaturas. 
Ocorrem, principalmente, entre as regiões polares e as regiões subtropicais. 
→ Deslocamento lento e estabilidade: com os centros de ação das massas de ar concorrentes bem 
distantes um do outro ou apresentando baixa diferença barométrica, as nuvens acumulam-se ao longo da 
linha de descontinuidade e o céu pode apresentar-secoberto por uma extensão de cerca de 500 km. As 
nuvens cirrus, em altitude, associadas às stratocumulos e stratus mais próximas à superfície, marcam a 
chegada de uma frente fria de deslocamento lento. Na linha de frente, há um predomínio das nimbostratus, 
que cobrem totalmente o céu e dão a origem à precipitação que é, geralmente, bastante intensa e 
acompanhada de trovoadas. Após a passagem desse tipo de frente, mais lenta, a pressão atmosférica eleva-se 
e predominam as baixas temperaturas. Predominam na faixa intertropical. 
Imagem 16 – Frentes 
atuantes na América do 
Sul. 
49 
 
 
Parâmetros 
Meteorológicos 
Antes da 
passagem 
Durante a passagem 
Após a 
passagem 
Pressão 
atmosférica 
Diminui 
Aumenta 
considerávelmente 
Aumenta 
lentamente 
Direção e 
velocidade do 
vento 
Muda de direção 
(ex: leste para 
NW). O vento 
aumenta sua 
intensidade 
Muda bruscamente de 
direção para NW. 
Ventos fortes com 
rajadas 
Vento de 
intensidade 
moderada 
diminui. Ventos 
de sudeste a leste 
Temperatura do 
ar 
Estável começa 
a diminuir 
Diminui bruscamente 
Sofre pouca 
variação com a 
chuva 
Temperatura do 
ponto de orvalho 
Ligeiro aumento Diminui bruscamente Pouca variação 
Umidade relativa 
do ar 
Aumenta no 
decorrer da 
chuva 
Mantém-se elevada 
Diminui 
bruscamente 
após a chuva 
Tipos de nuvens 
Cirrus, alto-
cúmulus, alto-
estratus e 
cúmulo-nimbus 
Cúmulo-nimbus, alto-
estratus 
Cúmulus 
Fenômeno 
Meteorológico 
Chuva e, por 
vezes, granizo 
Pancada de chuva forte, 
granizo, aguaceiro, 
trovoada, descarga 
atmosférica. 
Chuva, às vezes 
nevoeiro 
Visibilidade Fraca Muito fraca a reduzida Fraca a boa 
Tabela 2 – Mudanças e condições de tempo associadas à passagem da frente fria 
Quando o ar quente avança no encalço do ar frio ocorre uma frente quente. A ocorrência desse tipo de 
frente é geralmente marcada por uma massa de nuvens de considerável extensão, e as chuvas que 
caracterizam sua passagem são contínuas e de pequena intensidade, acompanhadas pela formação de 
nevoeiros em superfície. As frentes quentes podem apresentar: 
→ Deslocamento lento, em que, cerca de 300 km antes da passagem da linha de frente na superfície, o 
céu se cobre de nuvens cirrus, cirrustratus, altocumulos, altostratus, cúmulos e stratocumulos. A chuva 
Imagem 17 – Frente fria e tipos de 
nuvens associados. 
50 
 
contínua ocorre quando o predominam as nuvens stratus e nimbostratus, com rotação dos ventos. Após a 
passagem da chuva, a temperatura apresenta leve aquecimento. 
→ Deslocamento rápido, em que a massa de nuvens nimbostratus é mais extensa na base e, dentro dela, 
formam-se cumulonimbus que podem dar origem a chuvas rápidas. De maneira geral, o céu apresenta-se 
bem menos coberto que na frente quente. 
 
Imagem 18 – Frente quente e nuvens associadas 
Parâmetros 
meteorológicos 
Antes da passagem Durante a passagem 
Após a 
passagem 
Pressão 
atmosférica 
Diminui Mantém-se estável Estável 
Direção e 
velocidade do 
vento 
Quadrante norte 
moderados 
Gira no sentido anti-
horário moderados 
Gira para o 
quadrante sul 
Temperatura do ar 
Aumenta 
lentamente 
Diminui Fica estável 
Temperatura do 
ponto de orvalho 
Aumenta Diminui Estável 
Umidade relativa 
do ar 
Aumenta com a 
chuva 
Ligeiro aumento 
Pouca 
variação 
Tipos de nuvens 
Cirrus, Cirro-
estratus, Nimbo-
estratus, Alto-
estratus 
Estratus, 
Nimbo-estratus 
Estratus, 
Estrato-
cúmulus 
Fenômeno 
meteorológico 
Chuva fraca, 
chuvisco 
Chuva intermitente, 
chuva contínua ou 
chuva esparsa 
Chuva fraca 
e chuvisco 
Visibilidade Boa a fraca Fraca Fraca 
Tabela 3 - Mudanças e condições de tempo associadas à passagem da frente quente 
51 
 
A passagem de um sistema frontal sobre determinada região é geralmente marcada pela perturbação 
atmosférica. Quando esta acontece e é caracterizada por uma expulsão progressiva, em altitude, do ar 
quente, com posterior desaparecimento do mesmo, trata-se de uma oclusão, que ocorre quando a frente fria 
encontra-se com frente quente (pois, a frente fria avança mais rápido que a frente quente). Esse fato ocorre 
quando os setores frios anterior e posterior da frente entram em contato, o que origina a chamada frente 
oclusa ou oclusão, gerando o processo de frontólise. 
(a) (b) 
Imagem 19 – Esquema de formação da frente oclusa 
(a) processo de oclusão do tipo frente fria; (b) processo de oclusão do tipo frente quente 
3. Dinâmica da atmosfera na América do Sul 
A dinâmica e a circulação atmosférica da América do Sul são controladas pela interação de sete centros 
de ação, que conjugam suas participações ao longo do ano. Esses sete centros de ação são distribuídos em 
cinco centros positivos e dois negativos. Os centros de ação positivos são: 
→ Anticiclone dos Açores: Situa-se na faixa das altas pressões subtropicais do HN, sobre o oceano 
Atlântico (próximo aos 30ºN), entre a África e a América Central. Sua influência sobre a circulação 
atmosférica da América do Sul se faz sentir, sobretudo, quando ocorre o solstício de verão, no HS, pois o 
avanço da frente polar do HN em direção ao sul provoca o deslocamento nessa direção. Assim, interagindo 
com os ventos alísios de NE, sua ação será observada de forma mais direta na porção N e NE do continente 
sul-americano. 
→ Anticlone da Amazônia ou doldrums (do inglês, calmaria, apatia): Ao mesmo tempo em que atua 
como uma área de baixas pressões em relação ao oceano Atlântico, e que atrai, portanto, o ar úmido de NE 
dali proveniente – o que intensifica a umidade da região –, a bacia amazônica atua também como um 
importante centro produtor e exportador de massa de ar. Mesmo sendo uma área onde as temperaturas são 
consideravelmente elevadas, garantindo a formação de centros de baixa pressão, as modestas costas do 
relevo da bacia, comparadas às elevações circundantes, e associadas à divergência dos alísios no interior do 
52 
 
continente, atestam-lhe características de uma região produtora e exportadora de massas de ar, sobretudo 
durante o verão austral. 
→ Anticiclone Semifixo do Atlântico Sul: Sua mobilidade é decorrente do deslocamento sazonal do 
centro de alta pressão, que ora se posiciona próximo a costa oeste dos continentes e ora mais afastado. 
Apresenta deslocamento sazonal no sentido leste-oeste. O anticlone decorre do movimento subsidente do ar 
dos 30ºS, ou seja, na faixa das altas pressões subtropicais, sendo que tem uma influência considerável sobre 
os climas da porção central, nordeste, 
sudeste e sul do Brasil, com maior 
destaque na estação de verão. 
→ Anticlone Semifixo do Pacífico: 
apresenta as mesmas características que o 
anticiclone semifixo do Atlântico, porém, 
diferencia-se deste pela área de influência, 
consideravelmente menor. A pequena área 
de atuação desse centro sobre o continente 
é uma conseqüência direta da força de 
atrito de relevo (atuando como uma 
barreira) sobre a circulação do ar, 
representado pela Cordilheira dos Andes, 
que impede a passagem do ar quente e 
úmido proveniente do anticlone do 
Pacífico sobre o oeste sul-americano. 
→ Anticiclone migratório polar: 
Forma-se no extremo sul da América, em 
latitudes subpolares, devido ao acumulo 
do ar polar oriundo dos turbilhões polares 
sobre os oceanos. A condição de centro de 
AP migratório deve-se ao fato de que este campo de pressão atmosférica posiciona-se, no inverno, sobre 
latitudes mais baixas (chegando até ± 30ºS, na altura do norte da Argentina e Uruguai) devido àqueda 
sazonal da radiação no HS, e, no verão, recua para latitudes mais elevadas (± 60ºS, ao sul da Terra do Fogo), 
impelido pela elevação do fluxo de energia do HS. 
Os centros de ação negativos, atuantes sobre a América do Sul, são: 
Imagem 20 – Centros 
de AP e BP na América 
do Sul 
53 
 
→ Depressão do Chaco: A elevação sazonal da temperatura, mas expressivas sobre o oceano, por 
ocasião do verão, acentua as condições favoráveis à formação de um centro de baixa pressão na latitude da 
faixa de altas pressões subtropicais. Assim, a depressão do Chaco se individualiza como um centro de BP de 
origem térmica. A região atrai, para o interior do continente, o ar quente e úmido dos centros anticiclonais 
que o circundam, quais sejam o anticlone semifixo do Atlântico e o centro ação da Amazônia. No inverno, a 
situação inverte-se, atraindo o anticlone migratório polar, o que facilita a propagação do ar polar até o 
Equador. 
→ Depressão dos 60ºS: situa-se na faixa subpolar das BP, sobre os mares vizinhos à Península Antártica 
(mar de Weddel e de Ross). Quando esses centros de BP são reforçados pela propagação de ciclones, 
exercem uma atração dos sistemas intertropicais em direção sul, pois o campo de pressões negativas é 
reforçado. 
A dinâmica atmosférica na América do Sul, devido, principalmente, à sazonalidade da radiação, à 
considerável extensão longitudinal do continente e ao afunilamento deste com o aumento da latitude, além 
da configuração do relevo, é marcada pela atuação de massas de ar equatoriais, tropicais e polares. Dentro de 
cada uma dessas faixas ou zonas, a dinâmica do ar é fortemente marcada, não somente pela atuação de 
massas de ar que dentro dela se originam, mas também pela interação com massas oriundas de outras zonas, 
e por fenômenos correlacionados e/ou derivados dessa interação. De modo geral, observa-se na região uma 
pequena quantidade de massas de ar de origem continental. Predominam as de origem oceânica, que 
propiciam ao continente a formação de ambientes climáticos com considerável umidade. Porém, a dinâmica 
atmosférica associada ao relevo permite a formação de paisagens semi-áridas, e até mesmo desérticas sobre 
o continente sul-americano. 
Pode-se distinguir três grupos de massas de ar de grande extensão, que, ao interagirem com outras, 
comandam a dinâmica atmosférica, e dão origem aos tipos de tempo. Na faixa equatorial, observa-se: 
→ Massa equatorial do Atlântico norte e sul (MEAN e MEAS) – São as massas de ar quente e úmido 
formadas nos anticiclones dos Açores (norte) e Santa Helena (sul), respectivamente. Ambas são atraídas 
para o continente em função da diferença de pressão entre as superfícies continental e oceânica. Essas 
massas de ar atuam, principalmente, na porção norte (MEAN) e extremo nordeste (MEAS) da América do 
Sul. 
→ Massa equatorial continental (MEC) – A célula de divergência dos alísios, localizada na porção 
centro-ocidental da planície amazônica, produz uma massa de ar cujas características principais são a 
elevada temperatura, proximidade da linha do Equador e umidade. A MEC apresenta um aspecto singular: é 
úmida, mesmo formada sobre o continente, pois se origina sobre uma superfície bastante úmida, com intensa 
precipitação. A atuação máxima dessa massa de ar dá-se principalmente durante o verão austral, época em 
54 
 
que o ar quente encontra mais facilidade de deslocamento para o sul. Assim, o ar quente e úmido equatorial 
continental influencia a atmosfera de toda a porção interiorana da América do Sul, pois se desloca por meio 
de correntes de noroeste, oeste e sudeste a partir de seu centro de ação. Esses deslocamentos recebem a 
denominação, por alguns autores, de ondas de calor de noroeste no centro-sul do Brasil. 
Na faixa tropical, encontram-se as massas: 
→ Massa tropical Atlântica (MTA) – É uma das principais massas de ar da dinâmica atmosferica da 
América do Sul, e particularmente do Brasil. Origina-se no centro de AP subtropicais do Atlântico e possui, 
portanto, temperatura e umidade elevadas. Sua mais expressiva atuação nos climas do Brasil, por meio das 
correntes de leste e nordeste, dá-se no verão, quando, atraida pelas relativas baixas pressões que se formam 
sobre o continente, traz para a atmosfera deste bastante umidade e calor, reforçando as características da 
tropicalidade climática do país. Ela atua, todovia, durante o ano todo nos climas do Brasil, principalmente na 
porção litôranea, onde, devido à orografia, provoca considerável precipitação. Ondas de calor de nordeste e 
leste são também denominações atribuídas aos deslocamentos da MTA na porção leste-sudeste-sul e central 
do Brasil. 
→ Massa tropical continental (MTC) – Forma-se na região central da América do Sul, no final do 
inverno e início da primavera, antes de começar a estação chuvosa. É quente e seca. Durante as outras 
estações do ano, a depressão do Chaco atua como uma área de atração de massas de ar de outras regiões, 
cujos centros de ação apresentam-se mais intensos que aquele de sua área de origem. Dessa forma, a região é 
facilmente dominada pelo ar polar, no inverno, e pelo ar quente e umido do Equador, no verão. 
→ Massa tropical Pacífica (MTP) – Possui as mesmas características que a MTA, porém, atua 
predominantemente sobre o oceano Pacífico, desviada de sua trajetória para o interior do continente por 
influência dos Andes. Assim, seu calor e umidade atingem somente uma parte do continente. A trajetória 
dessa massa de ar é desviada em direção nordeste-norte-noroeste, o que faz com que a umidade atmosférica 
precipite sobre o oceano Pacífico. Nessas condições, o litoral tropical oeste da América do Sul atesta 
baixíssimo índice de pluviosidade e umidade do ar, dando origem a paisagens semi-áridas e desérticas, como 
o deserto do Atacama. Essas caracteristicas refletem também a baixa umidade do ar decorrente da corrente 
de Humboldt, que se movimenta da costa oeste do continente. 
Na faixa subpolar, temos as seguintes massas de ar: 
→ Massa polar (MP) – O acúmulo de ar polar sobre o oceano Pacífico na altura centro-sul da Patagônia, 
dá origem à massa de ar polar, de característica fria e úmida. Todavia, antes de formar a massa polar 
Atlântica (MPA) na porção extremo sul da América, observa-se a origem da massa de ar polar – de 
temperatura mais baixa e de menor teor de umidade que os seus dois sub-ramos, formados durante o seu 
deslocamento. A massa polar é atraída pelas BP tropicais e equatoriais e recebe influência da força de atrito 
55 
 
com o relevo sobre o qual se movimenta. Quando a massa polar atinge a cordilheira dos Andes, ela se divide 
em dois ramos: massa polar Pacífica (MPP) e Atlântica (MPA). 
 
 
O ramo pacífico, associado a corrente de Humboldt, desloca-se normalmente até latitudes inferiores ao 
trópico de Capricórnio. O ramo atlântico, favorecido pela calha natural de drenagem plantina, atinge 
latitudes bem menores, o que torna possível sua atuação sobre toda a porção centro-sul-leste da América do 
Sul. Quando o centro migratório polar encontra-se com intensidade expressiva, a MPA pode atingir a 
latitude de 0º, ou ultrapassá-la para o norte. Em tais condições, ocorre o fenômeno da friagem na Amazônia. 
Ao atingir a latitude do Rio da Prata, a MPA subdividi-se em dois ramos. Um deles adentra o continente 
pela calha plantina, e está associado à queda térmica, durante o inverno no interior do Brasil, e aos reduzidos 
Imagem 21 – (a) Mecanismos da circulação 
atmosférica na América do Sul. 
 
 (b) massas de ar em janeiro (c) massas de ar em 
julho. 
 
56 
 
índices de umidade do ar e de pluviosidade 
observados no centro do continente, nessa 
época do ano. O outro subramo desloca-sepela fachada litorânea e associa-se à MTA, 
dando origem às chuvas predominantes entre 
finais de verão e inverno no leste do Brasil. 
Dos permanentes deslocamentos da MPA em 
direção ao norte, e do choque entre suas 
característica e as do ambiente tropical / 
equatorial originam-se os mecanismos 
frontogenéticos austrais, isto é, a formação 
de frentes no HS. Na imagem 22, é possível 
observar a Frente Polar Atlântica, derivada 
do deslocamento da MPA, e a Frente Polar 
Pacífica, derivada do deslocamento da MPP. 
A FIT, conforme já mencionado, é, muitas 
vezes, desconsiderada enquanto frente, haja 
visto que as massas de ar que se encontram 
possuem características semelhantes. O 
comportamento das frentes foi analisado 
anteriormente. Basta indicar que a Frente 
Polar é uma frente fria, que avança sobre o ar 
quente tropical. As frentes quentes são pouco 
estudadas no HS, pois são relativamente raras. 
De modo geral, dois sistemas são fundamentais na compreensão do clima brasileiro: as circulações 
termicamente forçadas do tipo Hadley-Walker e as circulações associadas a sistemas frontais. No verão, o 
grande aquecimento solar das porções tropicais e subtropicais do território brasileiro favorece o movimento 
ascendente do ar, gerando baixas pressões e muita chuva (exceto no extremo sul e no norte e nordeste). No 
inverno, a maior parte do país está sob a influência do ramo descendente da circulação de Hadley-Walker, 
com ocorrência de altas pressões atmosféricas, pouca nebulosidade e menor quantidade de chuvas. Os 
sistemas frontais, até mesmo nas latitudes tropicais, são elementares na distribuição das chuvas pelo país em 
todas as estações do ano. 
→ Região norte: Os Andes atuam como barreira ao escoamento dos ventos que convergem nos baixos níveis 
atmosféricos e formam uma linha de precipitação máxima na forma de um semicírculo, paralelo aos Andes, 
Imagem 22 – Frentes atuantes 
na América do Sul. 
57 
 
que gera grandes quantidades de chuva, desde as cabeceiras do Rio Negro até o Planalto Central. Há 
também influências de outros mecanismos na precipitação: 
 Convergência entre ventos alísios e brisas terrestres noturnas nas regiões costeiras. 
 Atrito superficial entre o continente e o oceano no litoral. 
 Linhas de instabilidade formadas em associação à brisa marítima nas Guianas, Amapá e Pará, que se 
propagam até a região ocidental da Amazônia. 
 Penetração de sistemas frontais que se deslocam até os subtrópicos e trópicos intensificando 
processos convectivos na Amazônia. 
→ Região Nordeste: Variabilidade espacial e temporal da precipitação muito elevada, situação típica de 
regiões com climas semi-áridos. Provavelmente, a semi-aridez do nordeste brasileiro está associada à 
circulação de Hadley-Walker. O ar ascendente advindo da Amazônia irá descer sobre o Oceano Atlântico 
Subtropical, o nordeste brasileiro e sobre parte da costa oeste africana. A alta velocidade gerada pela 
descendência desse ar inibe a formação de nuvens e, conseqüentemente, à precipitação – circulação de 
sentido leste-oeste (célula de Walker). Com relação à circulação norte e sul (célula de Hadley), se observa 
que o ar ascendente do equador sobre o Oceano Atlântico Subtropical Sul, contribui para a menor 
precipitação na região. Outros motivos da baixa precipitação: 
 Alto valor do albedo causado pela baixa presença de vegetação. 
 Coluna atmosférica mais fria (em comparação ao baixo albedo da Floresta Amazônica à oeste e do 
Oceano à leste) que impede a convecção do ar e favorece a convergência do mesmo em superfície – 
situação que gera menor precipitação. 
 Falta de um mecanismo contínuo capaz de transformar vapor de água (a umidade se faz presente na 
baixa troposfera sobre o nordeste) em chuva. 
 As variações latitudinais da Zona de Convergência Intertropical. 
 A influência do Anticiclone dos Açores, quando este está mais intenso, que faz aumentar o fluxo de 
ventos alísios e desloca a ZCIT para sul, atua positivamente no volume de chuvas sobre o nordeste. 
 A influência do Anticiclone Tropical Atlântico, quando este é mais intenso, leva a um deslocamento 
para o norte da ZCIT – situação de diminuição de chuvas. 
 A temperatura da superfície do mar no Atlântico Tropical. 
 A incursão de frentes frias, ou parte delas, na porção sul da região. 
 Penetração de vórtices ciclônicos de altos níveis. 
 Movimento convergente do ar em superfície ao longo da costa nordestina. 
 A maritimidade e às brisas marítimas/terrestres presentes nas faixas litorâneas formadas pelo 
gradiente de pressão e temperatura que existe entre o oceano e o continente. 
58 
 
 A ação de barreiras orográficas que intensificam a chuva à barlavento e diminui a precipitação à 
sotavento. 
→ Região Centro-Oeste: Os sistemas atmosféricos atuantes são tanto de origem tropical (norte do país) 
como de origem extratropical (extremo sul do país). Influência direta da Alta da Bolívia e da Baixa do 
Chaco. 
→ Região Sul e Sudeste: Em relação à escala sinótica, temos: 
 Sistemas frontais do sul e sudeste associados a vórtices ciclônicos ou cavados em altos níveis. 
 Sistemas organizados no sul e sudeste, com intensa convecção, ligada à instabilidade causada pelo 
jato subtropical. 
 Sistemas provenientes do sul do Brasil ligados à frontogênese ou ciclogênese. 
 Penetração do vórtice ciclônico em altos níveis vindo do Oceano Pacífico, de deslocamento de oeste 
para leste que se forma todo o ano. 
Sobre as zonas frontais: 
 Interação de sistemas frontais com a convecção tropical que gera cúmulos profundos, responsáveis 
pela maioria das chuvas no país. Ex: Zona de Convergência do Atlântico Sul de orientação noroeste-
sudeste principalmente no verão. Nos meses de inverno alguns sistemas frontais provocam geadas no 
sul do Brasil. 
4. Gênese e características dos principais fenômenos climáticos em macro, meso e microescala 
4.1. Mudanças climáticas e influência dos oceanos no clima 
4.2. Clima e expansão agrícola; desertificação 
4.3. Clima em áreas urbanas