climatologia aula

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ClimatologiaClimatologia INTRODUÇÃO A CLIMATOLOGIA
CLIMA
FAUN A
SOLOS �� ROCHAS
VEGETAÇÃO
O tempo e o clima no contexto das ciências ambientais
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ClimatologiaClimatologia Climatologia Definições
• Tempo e Clima
– O tempo é um estado momentâneo da atmosf era num determinado 
lugar. Ocorrendo num período de curta duração;
– O clima é a síntese do tempo, num dado lugar, durante um período 
entre 30-35 anos.
• Meteorologia e Climatologia
– Meteorologia – Ciência da atmosfera e está relacionada ao estado 
físico, dinâmico e químico da atmosf era. Aplica as leis físicas clássicas 
e técnicas matemáticas em seu estudo de processos atmosféricos. 
Portanto o estudo direciona-se ao tempo.
– Climatologia – É o estudo científ ico do clima. Aplicando em sua 
metodologia a estatística nas inf ormações relacionadas ao clima a 
partir das inf ormações a respeito do clima. O estudo direciona-se ao 
clima.
– A climatologia está baseada na meteorologia que se baseia-se nas leis 
físicas e matemáticas.
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ClimatologiaClimatologia Natureza e os Campos da Climatologia
• Climatologia Regional 
– É a descrição dos climas em áreas selecionada da terra.
• Climatologia Sinótica
– É o estudo do tempo e do clima em uma área com relação ao padrão 
de circulação atmosférica predominante. A climatologia sinótica é, 
assim, essencialmente uma nova abordagem para a climatologia.
• Climatologia Física
– Env olve a inv estigação do comportamento dos elementos do tempo ou 
processos atmosféricos em termos de princípios físicos. Neste, dá-se 
ênf ase à energia global e aos regimes de balaço hídrico da terra e da 
atmosfera.
• Climatologia Dinâmica
– Enf atiza os mov imentos atmosféricos em várias escalas, 
particularmente na circulação geral da atmosfera.
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ClimatologiaClimatologia Natureza e os Campos da Climatologia
• Climatologia Aplicada
– Enf atiza a aplicação do conhecimento climatológico e dos princípios 
climatológicos nas soluções dos problemas práticos que af etam a 
humanidade.
• Climatologia Histórica
– É o estudo do desenvolv imento dos climas através dos tempos.
• Bioclimatologia
– Estuda os fenômenos que regem os mecanismos da natureza.
• Climatologia Agrícola
– Estuda os f enômenos climatológicos ligados à produção animal e 
v egetal, tentando estimar os fenômenos para ev itar perdas críticas na 
produção.
• Outras
– Climatologia das construções; Climatologia urbana, Climatologia 
estatística.
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ClimatologiaClimatologia Natureza e os Campos da Climatologia
Subdiv isões
• Macroclimatologia
– Relacionada com os aspectos dos climas de amplas áreas da terra e 
com os mov imentos atmosf éricos em larga escala que afetam o clima.
• Mesoclimatologia
– Preocupada cm o estudo do clima em áreas relativ amente pequenas, 
entre 10 a 100 km de largura: por ex.: O estudo do clima urbano e dos 
sistemas climáticos severos, tais como, tornados e temporais.
• Microclimatologia
– Preocupada com o estudo do clima próximo à superfície ou a áreas 
muito pequenas, com menos de 100 metros de extensão.
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ClimatologiaClimatologia
Desenvolvimento Recentes da Climatologia Tropical
• Os trópicos foram definidos de vários modos:
1. Área entre os trópicos de câncer e capricórnio;
2. Área entre as l atitudes de 30º N e 30ºS de equador;
3. Área do mundo onde não há nenhuma estação de frio definida, onde o inverno 
nunca ocorre
4. Área do mundo onde a temperatura média anual é igualou menor que a 
amplitude médi a di ária;
5. Área do mundo onde a temperatura médi a ao nível do mar para o mês mais frio 
do ano nunca fica menor que 18ºC.
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ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra
• Composição da Atmosfera
0 a 4%Vapor d’água
Indíci osMetano (Me)
Indíci osXenônio (Xe)
Indíci osCriptônio (Kr)
0,00005Hidrogênio (H)
0,00006Ozônio (O3)
0,0005Hélio (He)
0,0018Neônio (Ne)
0,03 ( variável)Dióxido de Carbono (CO2)
0,93Argônio (Ar)
20,94Oxigêni o (O2)
78,08Nitrogênio (N2)
Volume % (ar seco)Gás
A atmosf era é uma 
camada fina de gases, 
sem cheiro, sem cor e sem 
gosto, presa à Terra pela 
f orça da grav idade.
A atmosf era compreende 
uma mistura mecânica 
estáv el de gases, sendo 
que os mais importantes 
são:
Composição média da atmosfera seca abaixo de 25 km
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ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra
• Composição da Atmosfera
– Vapor d’Agua
• O conteúdo de vapor pode varia de zero, em regiões áridas, até cerca de 3-4% nos 
trópicos úmidos;
• O conteúdo de vapor d’água na atmosfera está estreitamente relacionado com a 
temperatura do ar e com a disponibilidade de água na superfície terrestre;
• Quase ausente entre 10-12 Km acima da superfície terrestre. Devido a eficiência da 
turbulências que são mais eficazes abaixo de 10Km.
– Ozônio (O3)
• Concentrado entre as altitudes de 13 e 35Km da atmosfera;
• O conteúdo é baixo sobre o equador e alto nas direção dos pólos, em latitude 
maiores de 50º;
• Forma-se pela ação da ação dos raios ultravioletas sobre as moléculas de oxigênio
• Apesar da ruptura do oxigênio usualmente ocorra entre 80 e 10 Km, a formação do 
ozônio somente se dá entre 30 a 60 Km. Este fato se dá devido a baixa densidade 
atmosférica,
• A ligação do ozo6onio é instável e pode ser facilmente rompida através da incidência 
de radiação ou mesmo pelo choque de oxigênio monoatômico (O), formando O2. 
como segue:
O3 + O � O2 + O2
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ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra
• Composição da Atmosfera
– Dióxido de Carbono (CO2)
• Entra na atmosfera principalmente por meio da ação dos organismos vivos nos 
oceanos e continentes.
• A fotossíntese ajuda a manter o equilíbrio da quantidade de CO2, por meio da 
remoção de cerca de 3-9% de CO2 total do mundo, anualmente.
• O uso de combustíveis fósseis tem propiciando o aumento da concentração de CO2
mundial. Pr exemplo, a quantidade de total de CO2 na atmosfera entre 1870 a 1970, 
foi calculada com tendo um aumento de 294 a 321 ppm, cerca de 11% de aumento, 
devido a queima de combustíveis fósseis.
• Importância dos Gases
– O vapor d’água, o ozônio, o CO2 e os aerossóis desempenham papéis 
importantes na distribuição e nas trocas de energia dentr o da atmos fera e 
entre a superfície da T erra e a atmosfera.
– Contrariamente do que se esperava, não há separação dos gases (como, por 
ex., o hi drogênio e o hélio) e daqueles mais pesados da atmosfera por causa 
da constante mistura turbulenta em grande escala da atmosfera.
– A atmosfera e a estrutura da temperatura da atmosfera são grandemente 
afetadas por suas quantidades e distribuições dentro da atmosfera.
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ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra
• A Massa da Atmosfera
– Características
• Mistura mecânica de gases;
• Extremamente volátil;
• Compressível;
• Capacidade de expansão.
– Distribuição vertical
• A densidade média da atmosfera diminui a partir de 
1,2 kgm-3 na superfície até 0,7 kgm-3 a 5km de altura;
• Metade do total da massa atmosférica está
concentrada abaixo de 5km;
• A pressão atmosférica diminui logaritmicamente com 
o aumento da altitude atmosférica;
• A medida que elevamos a altitude o ar torna-se cada 
vez mais rarefeito, até chegar o espaço sideral;
• A densidade do ar depende da temperatura, do teor 
de vapor d’água no ar e da gravidade;
• Há relação da altitude com a pressão é variável, 
devido a variação do elementos que compõe a 
atmosfera.
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ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra
• Estrutura da Atmosfera
– Troposfera
• Constitui a atmosfera inferior
• Camada mais bai xa da atmosfera;
• Contém 75% da massa gasosa total da atmosfer a;
• Camada onde os fenômenos do tempo atmos férico e turbulências ocorrem;
• Camada da atmos fera que es tabelece as condições do tempo;
• A temperatura di minui a uma taxa de6,5ºC por km;
• Tropopausa
– Caracterizada pela inversão de temperatura;
– Altura inconstante, variando de 8 km (pólos) a 16 km (equador);
– Divide-se em 3 camadas: camada laminar; friccional e atmosfera livre
– Estratosfera
• Constitui a atmosfera inferior
• Estende-se desde a tropopausa até 5om km de altura;
• Temperatura aumenta com a altitude;
• Contém grande parte do ozôni o em torno de 22km de altitude;
• Contém pouco ou nenhum vapor d’água;
• Mudanças sazonais são marcantes desta camada;
• Os eventos da es tratos fera estão ligados às mudanças de temperatura e 
circulação na troposfera
• Estratopausa - Camada isotér mica superior a estr atos fera
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ClimatologiaClimatologia A Atmosfera da Terra
• Estrutura da Atmosfera
– Mesosfera
• Constitui a atmosf era 
superior;
• A temperatura diminui com 
a altitude ate chegar a -
90ºC aos 80 km;
• Pressão atmos férica é
bai xa.
– Termosfera
• A temperatur a aumenta 
com a altitude devido a 
absorção da radiação UV;
• Acima dos 100km ocorre 
ionização devido a ação 
dos raios UV e Raios-X.
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Sol (características)
– Esfera gasosa, luminosa
– Sua superfície possui temperatura aproximada de 6.000ºC
– Emite energia em ondas eletromagnéticas, que se propagam à
razão de aproximadamente 299.300 Km/s
– A energia que parte radialmente do sol leva 9 1/3 minutos para 
chagara ao planeta Terra
– O sol fornece 99,97% da energia que se utiliza em vários no 
sistema Terra-atmosfera
– A cada minuto o Sol irradia cerca de 56 x1026 cal de energia. 
Onde a Terra somente intercepta 2,55 x 1018 cal.
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Constante solar
– A quantidade de energia solar recebida, por 
unidade de área, por uma superfície, que forme 
ângulos retos com os raios do sol no topo da 
atmosfera é de aproximadamente 2 langleys/m
• Ângulo Zenital
– Raramente o sol ocupa a posição de zênite; entr e 
os trópicos, somente em dois instantes durante o 
ano, e fora dos trópicos não ocupa nunca a posição 
zenital. 
– Desta vai sempre haver um ângulo entr e o zênite 
do local e a posição do sol, sendo es te ângul o 
conhecido como Ângulo Z enital.
– A incidênci a solar sobre uma superfície horizontal 
tem uma i nclinação igual a esse ângulo.
I
I
o
Io = fluxo incidente
I = fluxo emergente
Sendo I = Io
Sol
I
I
o
Z
Z= Ângulo Zenital
Io = fluxo incidente
I = fluxo emergente
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Lei de Stefan-Boltzman
– O f luxo de radiação de um corpo negro é diretamente proporcional à
quarta potência de sua temperatura:
Onde: F é o fl uxo de radiação., T é a temperatura absoluta do corpo negro e σ é a 
constante de Stefan-Boltzman
– Os corpos negros também absorvem toda energia radiante que incide 
sobre eles. A maior parte dos sólidos e dos líquidos comportam-se 
como corpos negros, mas os gases não.
– Segundo A Lei de Wien o comprimento de onda de máxima intensidade 
de emissão de um corpo negro é inversamente proporcional à
temperatura absoluta do corpo negro.
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max T2897)m( −=µλ
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Classificação e Faixa Espectral
– 9% é ultravioleta � λ < 0,4 µm 
– 45% é f aixa visív el � λ > 0,4 µm < λ < 0,74 µm
– 46% restantes são os inf ravermelhos � λ > 0,74 µm
• Incidência Sobre o Topo da Atmosfera
– Depende do:
• Período do ano
• Período do dia
• Latitude
• Distribuição
– Não é simétrica, porque em janeiro está mais próximo ao sol
– O hemisfério norte recebe mais irradiação no inverno e menos no v erão
– O hemisfério sul recebe mais irradiação no verão e menos no inv erno
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Clim
atologia
Clim
atologiaComprimento das ondas eletromagnéticas de 
energia solar
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Clim
atologia
Clim
atologiaVariação diária solar no topo da atmosf era em 
f unção da latitude, em lagleys por dia
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Distância Sol � Terra
– Varia durante o ano devido a órbita elíptica da Terra
– Af eta a quantidade de energia solar recebida
– A Energia v aria 7% sendo maior de 03 Jan (periélio) e menor em 4 Jul
(af élio)
– A altitude do Sol, que é o ângulo entre seus raios e uma tangente à
superf ície no ponto de observ ação, também af eta a quantidade de 
energia solar recebida.
• Quanto maior a altitude do Sol, tanto mais concentrada será a intensi dade d 
a radiação por unidade de área e tanto menor será o albedo (proporção de 
radiação emergente)
• A altitude do Sol é determinada pela latitude do local, pelo período do di a e 
pela estação 
• É elevada a tarde porém bai xa pela manhã e ao entardecer
• É elevada no verão e menos elevada no inverno
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Quantidade de Radiação Recebida
– É af etada pela duração do dia e pela duração do período de luz
– Nas proximidades do Equador os dias e noites são praticamente iguais 
durante o ano
– Duração do dia geralmente aumenta ou diminui com o aumento da 
latitude, dependendo da estação.
• No verão a duração do dia � do Equador em direção ao pólo Sul e � em 
direção ao pól o Norte.
– A quantidade de energia solar interceptada pela Terra v aria em função 
da energia total emitida no espaço pelo Sol (output solar)
– O output sof re ligeira variação de 1 a 2% no valor da constante solar. 
Esta variação esta provav elmente ligada as manchas solares.
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Padrão de Distribuição
– É ligeiramente alterado sobr e a superfíci e terrestre, basicamente pelo efeito da 
atmosfera.
– A atmos fera absorve, r eflete, difunde e reirradi a a energia solar.
– Cerca de 18% da insolação é absor vida pel o ozônio e pelo vapor d’ água.
– A absorção da radi ação pelo vapor d’água atinge o nível mais alto 0,9µm e 
2,1µm
– A absorção pelo ozôni o absor ve a radiação ultr avioleta abai xo de nível 0,29µm.
– O CO2 absor ve radi ação com comprimento de onda maiores que 4µm
– A cobertura de nuvens impede a penetração da insolação
– A quantidade da refl exão pelas nuvens depende da quanti dade e da espessur as 
das mesmas e também do tipo. 
– Em média, aproxi madamente 25% da radiação que ati nge as nuvens é refl etida 
para o espaço a superfície também reflete a radiação
– A superfície terrestre também reflete. Os valores varias de acordo coma 
superf ície. Em geral superfícies secas e de cores claras refl etem mais.
– A maioria dos tipos de solo e de vegetação tem al bedo muito baixo no UV e 
aumentando no visível e no i nfraver melho.
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ClimatologiaClimatologia Radiação
36Cirrus sobr e o continente
44 – 50Cirrostratus
39 – 59Altostratus
42Stratus fino sobre o oceano
64Stratus 500m espess ura sobr e oceano
59 – 84Stratus (150 – 300 m espessura)
92Cumulonim bus: grades e es pessa
70 – 90Cumul iforme
Albedo %Tipo de nuv em
14 – 18Cidades
6 – 40Água, altitude solar 5 – 30º
2 – 4Água, altitude solar > 40º
50 – 70Gelo
50 – 70Neve caída há dias ou há semanas
80Neve recém-c aída
15 – 30Gramados
20 – 25Campos de cultivos sec os
3 – 15Campos naturais
3 – 10Florestas
17 – 25Areia
7 – 20Solo nu
8Solo negro e úmido
14Solo negro e seco
Albedo %Superfície
Albedo de vários tipos de superfícieAlbedo de vários tipos nuvens
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ClimatologiaClimatologia Radiação
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Outros Fatores que interferem na distribuição da insolação
– A distribuição das superfícies terrestres e aquáticas: 
• Propriedades químicas e físicas da terra e da água.
• Água se aquece e esfria mais lentamente que a solo.
• As diferenças nas propriedades tér micas das superfícies terres tres e 
aquáticas se chamaEfeito de Continentalidade.
• O albedo da superf ície terrestre (8 a 40%) é geralmente maior que da 
superf ície aquática.
• A superf ície aquática é transparente, per mitindo a penetr ação mais a fundo 
dos raios solares .
• A transfer ência de calor na água se da por convecção, que é mais eficiente 
e mais rápido de transferência de calor do que o lento processo de 
condução.
• A água absor ve 5x mais energia calorífica para el evara temperatura, que a 
mesma massa de solo seco.
• Como a água esta facilmente disponível na superfície aquática a 
evaporação é contínua, ao passo que sobr e a terra a evaporação somente 
ocorre em presença de água.
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Solar
• Outros Fatores que interferem na distribuição da insolação
– Elevação e o aspecto da superfíci e terres tre: 
• Este aspecto exerce influência numa escala local ou micro escala.
• Os valores de insolação em altitude elevadas, sob céus claros, são geralmente 
maiores que os verificados em lugares próximos ao nível do mar no mesmo 
ambiente.
• A massa de ar menor sobre locais situados em elevadas altitudes assegura 
menor interferência da atmosfera sobre a insolação.
• Algumas vertentes estão mais expostas ao sol que outras, nas médias e altas 
altitudes, as vertentes voltadas para a direção dos pólos realmente recebem 
menos radiação.do que as voltadas para o Equador.
• A distribuição latitudinal anual média de insolação possui maiores valores nas 
zonas subtropicais, que apresentam valores ligeiramente mais elevados que 
zona equatorial, com mais nuvens.
• Valores mais elevados 200Kl y/ano são encontrados nos principais desertos do 
mundo, onde 80% da radiação que atinge o topo da atmosfera atinge o solo.
• Valores menores que 100Klyano ocorrem acima da latitude de 40º (em direção 
ao pólos) sobre os oceanos e acima de latitudes de 50º sobre os continentes.
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Q= balanço de radiação
q= radiação líquida
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Terrestre
• Características
– A superfície terrestre quando aquecida pela absorção da radiação 
solar, torna-se uma f onte de radiação de ondas longas.
– A maior parte da radiação emitida pela Terra está na f aixa espectral 
inf ravermelha (4µm até 100 µm) com no máximo 10 µm.
– A radiação terrestre é chamada de radiação noturna, uma vez que ela é
a principal fonte radioativa de energia à noite.
– A radiação infrav ermelha, não necessariamente são terrestres, pois 
constituintes atmosf éricos também irradiam energia nos comprimento 
de onda inf ravermelha.
– A irradiação infrav ermelha terrestre é dominante a noite dev ido a 
interrupção da irradiação solar no local onde é noite.
– Os valores mais elev ados de radiação terrestre inf ravermelha ocorre 
em baixas latitudes.
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ClimatologiaClimatologia Radiação
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ClimatologiaClimatologia Radiação
I↑=∈σT4
Onde ∈ é a emissividade 
infravermelha da 
superf ície; σ é a 
constante de Stefan-
Boltzmann e T é a 
temperatura absoluta da 
Terra.
σ = 5,67051x10-8 W.m-2.K-
4
95Pele humana
90Floresta
90Mata de arbustos
90Pradaria seca de montanha
90 – 91Deserto
95 – 98Solo nu e úmido
95Areia úmida
89 – 90Areia seca
82 – 99,5Neve recém caída
92 – 96Água
Emissiv idade (∈)Superfície
Capacid ade de emissão infravermelha d e várias 
superfícies
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ClimatologiaClimatologia Radiação
Radiação Atmosférica
• Características
– Embora a atmosfera seja transparente à radiação em ondas curtas, ela 
apresenta alta capacidade de absorção de radiação inf ravermelha.
– Os principais absorventes da radiação infravermelha dentre os constituintes 
da atmosfera são o vapor d’água (5,3 µm a 7,7 µm e além de 20 µm), o 
ozônio (9,4 µm a 9,8 µm) , o CO2 (13,1 µm a 16,9 µm) e as nuvens, que 
absorvem radiação em todos os comprimentos de onda.
– Enquanto a atmosfera absorve somente 24% da radiação solara que atinge 
a terra, que é de ondas curtas, somente 9% da radiação IV é liberada 
diretamente para o espaço, principalmente pela chamada janela 
atmosférica constituída de comprimentos de 8,5µm – 11,0 µm.
– Os 91% da radiação são absorvidos pela Atmosfera.
– Esta capacidade da atmosfera em absorve a radiação IV é chamado ef eito 
estufa, ou seja, absorve radiação mas impede ou reduz a irradiação da 
superfície terrestre.
– A atmosf era reirradia a radiação terrestre e solar absorvida em parte para o 
espaço e em parte para a superfície, chamada de contra-radiação, sem a 
qual a temperatura da Terra seria 30 a 40ºC mais ria que é agora.
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ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
• Conceito
– Balanço de radiação significa a diferença entre a 
quantidade de radiação que é absorvida e emitida 
por um dado corpo ou superfície.
• Características 
– Em geral, o balanço de radiação na superfície 
terrestre é positivo de dia e negativo à noite.
– No decorrer do ano como um todo, o balanço de 
radiação na superfície é da Terra é positivo, 
enquanto da atmosfera é negativo.
– Para o sistema Terra-atmosfera como um todo o 
balanço é positivo entre as latitudes 30ºS e 40ºN, e 
negativo no restante.
– A energia solar incidente sobre o topo da atmosfera 
é de cerca de 263Kly por ano. Somente 169Kly são 
absorvidos, sendo os 94Kly restantes refletidos de 
volta para o espaço. Este total constitui cerca de 
36% da energia constitui o albedo planetário. On
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tre
.
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ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
169» Total absor vido pelo sistema 
superf ície-atmosfera
124» Absor vido pela superfície da Terra
45» Total absol vido pela atmosfer a
38» Absorvi do moléculas, poeira e 
vapor d’água
7» Absor vido pel as nuvens
94» Total refl etido pelo sistema 
superf ície-atmosfera
16» Reflexão da superfície da Terra
78» Total refletido pela atmosfera
15» Refl etida por moléculas, poeira e 
vapor d’água
63» Refletida pel as nuvens
263» Inci dente no topo da atmos fera
KlyRadiação Solar
169» Radiação efeti va que sai da do sistema superfíci e-atmosfera
117» Radiação efetiva que sai da Atmosfer a
52» Radiação efetiva que sai da superf ície terrestre
206» Absor vida pela superf ície terrestre como contra-radi ação
149» Liberada no espaço
355» Radi ação emitida pela 
atmosfera
238» Absor vida pel a atmosfera
220» Liberada no espaço
258» Emitida pel a superfíci e terrestre
KlyRadiação Infravermelha
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ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
• Para que a superfície da Terra não se aqueça e a atmosfera não se esf rie, 
é transf erida energia excedente da superfície da Terra para a atmosfera a 
af im de que o déf icit seja reposto. Esta troca v ertical da energia ocorre 
principalmente por:
1. Evaporação da água da superfíci e terrestre e condensação do vapor na 
atmosfera para liberar o calor latente;
2. Condição de calor sensível da superfície terrestre para a atmosfera;
3. Convecção, isto é, difusão turbulenta de cal or da superfície terrestre na 
atmosfera.
0169169Superfície-Atmosf era
─72 11745Atmosfera
7252124Superfície Terrestre
Total líquidoPerdaGanho
Balanço de radiação durante uma ano em Kly/ano34
ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
• Acima dos 40º de latitude, o déficit radioativo da atmosfera 
ultrapassa o excedente da superfície, de modo que o balanço 
radioativo do sistema superfície-atmosfera, nessas áreas, é
negativo. 
• Latitude em direção ao Equador, abaixo da latitude 40º, o balanço é
positivo.
• Para não permitir que os trópicos se tornarem mais quentes e os 
pólos mais frios, há uma transferência meridional de energia das 
latitudes baixas para as médias e a;tas latitudes.
• Esta troca horizontal de calor sobre a superfície da Terra é
provavelmente também, em parte pelo aquecimento diferencial dos 
continentes e oceanos ocorre principalmente através da:
– Transf erência de calor sensível em direção aos pólos, pela circulação 
atmosférica e pelas correntes oceânicas das baixas latitudes;
– Liberação do calor latente quando o vapor d’água, lev ado das baixas 
latitudes em direção aos pólos, se condensa na atmosf era.
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35
ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
• Balanço de Energia na Terra
– É um conceito utilizado na climatologia para relacionar o fluxo de radi ação 
líquida à tr ansferência de calor latente e de calor sensível, entr e outros. As 
equações utilizada são:
fH LE R ∆++= H LE R +=
• Tanto no oceano como no continente, os maiores valores de radiação líquida são 
encontrados nos trópicos .
• Nas bai xas l atitudes, os val ores de radiação líquida sobre os oceanos são mais 
elevados do que nas superfíci es continentais, devido ao maior albedo pelo gelo e 
a’quantidade de reduzida de nuvens.
• A radiação absorvi da nos pól os é menor que a liberada, como é maior nos continente 
e menor nos oceanos.
• Acima de 50º de latitude, em ambos hemisférios, os valores de radiação líquida 
sobre as superfícies continentais e oceânicas são quase os mesmos. Devido ao 
albedo mai or nos oceanos e devido à bai xa altitude.
• Próxi mo aos pólos a radiação é negativa, uma vez que a r adiação efeti va que sai 
excede a pequena quantidade de radi ação absor vida.
• A radiação líqui da é cerca de 70% maior sobre os oceanos do que nos continentes .
Oceanos Superfícies continentais
LE= Calor latente; H= calor sensível e ∆f= Advecção total de valor pelas correntes
36
ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
• Nos continentes, o fluxo de calor latente (LE) é mais alto no Equador e 
geralmente diminui em direção aos pólos.
• O f luxo de LE nos oceanos é mais elevado nos subtrópicos entre as 
latitudes de 10º e 30º, diminuindo tanto em direção ao equador quanto em 
direção ao pólos.
• O f luxo de LE e geralmente 2x maior nos oceanos que no continente, onde 
há menor evaporação.
• Em geral na Terra como um todo as taxas de ev aporação dos continentes 
são, apenas, cerca de 1/3 das dos oceanos.
• O f luxo de calor sensív el ou troca turbulenta de calor aumenta do equador 
para os pólos sobre os oceanos.
• Ao contrário, o fluxo de calor sensív el das superfícies continentais é maior 
nas zonas subtropicais e diminui tanto em direção aos pólos quanto em 
direção ao Equador.
• Acima de 70º há fluxo negativo de calor sensív el, porque a Terra 
geralmente é mais fria que a Terra sobre ela.
• A transferência de calor sensív el nas área continentais supera em 3x a dos 
oceanos.
19
37
ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
0.220135972Globo
0.18─1116272Hemisfério Sul
0.291165572Hemisfério Norte
0.11087482Todos os Oceanos
─1.00─4─55─4Oceano Ártico
0.10087886Oceano Pacífico
0.09177785Oceano Índico
0.11287282Oceano Atlântico
0.960242549Todos os continentes
─0─110─11Antártica
2.180482270Austrália
1.610422668África
0.560254570América do Sul
0.740172340América do Norte
1.140252247Ásia
0.620152439Europa
H/LE∆fHLERÁrea
38
ClimatologiaClimatologia Balanço da Radiação
• Instrumentos para Medir a Radiação
– Pireliômetros – mede a intensidade solar ou a radiação solar de raios diretos, 
são caros mais precisos;
– Piranômetr os – medem as radiação total, em ondas curtas vinda do espaço, 
incidente numa superfície horizontal na T erra;
– Pirgeômetr os – medem a radiação infr avermelha
– Pirradiômetros - medem a radi ação infravermelha e a radi ação solar
– Radiômetros líquidos – radiação líquida ou o bal anço da radi ação
QQQExposto-Sombra
R – Qq + I↓qÀ Sombra
RQ + q + I↓Q + qExposto ao Sol
Radiômetro 
Líquido
PirradiômetroPiranômetro
20
39
ClimatologiaClimatologia Temperatura
Temperatura e Sua Medição
• A parte a precipitação a temperatura é o termo mais discutido no 
tempo atmosférico.
• A temperatura pode ser definida em termos do movimento de 
moléculas, de modo que quanto mais rápido o deslocamento mais 
elevado será a temperatura.
• Mais comumente, ela é definida em termos relativos tomando-se 
por base o grau de calor que o corpo possui.
• A temperatura é a condição que determina o fluxo de calor que 
passa de uma substância para outra, deslocando da que tem 
temperatura mais elevada para a menos elevada.
• A temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a 
radiação incidente e emergente e pela transformação desta 
radiação em calor latente e sensível.
• A temperatura de um corpo é o grau de calor medido por um 
termômetro.
40
ClimatologiaClimatologia Temperatura
Temperatura e Sua Med ição
• Várias escalas são usadas para expr essar as temperaturas.
– Fahrenheit - Na escala Fahrenheit, o ponto de fusão da água é de 32 graus, e o ponto de 
ebulição é de 212 graus. uma diferença de 1,8 graus Fahrenheit equivale à de 1 Celsius.
– Centígrada ou Celsius - A escala de temperatura Celsius foi concebida de tal forma que o 
ponto de congelamento da água corresponde a 0 grau, e o ponto de evaporação a 100 
graus a uma pressão atmosférica padrão.
– Kelvin – ou escala de temperatura absoluta - O kelvin (símbolo: K) é a unidade SI de 
temperatura e é uma das sete unidades-base do SI. É definida por dois fatos: zero kelvin é o 
zero absoluto (quando param os movimentos moleculares), e um kelvin é a fração 1/273.16 
da temperatura termodinâmica do ponto triplo da água (0.01°C). A escala de temperaturas 
Celsius é hoje definida em função do kelvin.
°C = (°F − 32) / 1,8CelsiusFahrenheit 
°F = °C × 1,8 + 32Fahrenheit Celsius 
K = °C + 273,15KelvinCelsius 
°C = K − 273,15Celsius Kelvin
K = (°F + 459,67) / 1,8KelvinFahrenheit 
°F = K × 1,8 – 459,67Fahrenheit Kelvin
FórmulaparaConv ersão de
21
41
ClimatologiaClimatologia Temperatura
Temperatura e Sua Med ição
• Termômetros
– Existem vários tipos:
• Termômetros elétricos; de resistência; a gás; pares termoelétricos; de mercúrio e de 
álcool.
• A temperatura do são medida através de termômetro de máxima e mínima.
– T. de Máxima – é c onstituído de um vidro contendo mercúrio, o qual é empurrado quando há
aumento da temperatur a do ar e retrai quando diminui.
– T. de Mínima – é um termômetro de álc ool e de v idro e quando a temper atura do ar se leva o 
álcool se expande e contra i quando a temperatura reduz.
• Os termômetros são mantidos a sombra e a 1,5m de altura do solo, numa caixa 
protegida lateralmente pintada de branco, chamado de abrigo Stevenson.
42
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Variações Sazonais na 
Temperatura
– A temperatura do ar varia de lugar 
e como o decorrer do tempo em 
uma deter minada localidade.
– A distribuição da temperatur a 
numa área é normalmente 
mostr adas por mei o de linhas 
isotérmicas , enquanto a variação 
da temper atura e r epresentada 
em gráficos .
• Variação da Temperatura
– Insolação r ecebi da
– Natureza da superfíci e
– Distância dos corpos hídricos
– Relevo
– Natureza do ventos predominante
– Correntes oceânicas
Linhas isotérmicas
Variação sazonal de temperatura
0
10
20
30
40
J F M A M J J A S O N D
Cidade 1Cidade 2
22
43
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Variação da Temperatura
– A latitude exerce o principal controle sobre o v olume de insolação.
– O ângulo de incidência dos raios solares e a duração do dia são 
determinado pela localização longitudinal de tal lugar.
– A quantidade de nuv ens e o constituinte atmosf érico também na 
temperatura.
– A natureza da superfície é importante, pois e maior for o albedo menor 
será a absorção de radiação solar e menor será a temperatura.
– Se o calor especifico da superfície f or maior, mais energia será
requerido para aumentar sua temperatura.
– O calor especif ico da água do mar é 0,94 e do granito é 0,2. No geral a 
água absorv e 5X mais calor que o solo para aumentar sua temperatura.
– A distância dos corpos hídricos influencia a temperatura do ar por 
causa das diferenças básicas nas características térmicas das 
superf ícies continentais e hídricas.
– Essas diferenças ajudam a produzir o ef eito da continentalidade, no 
qual a superfície continental se aquece e se esf ria mais rapidamente do 
que a superfície hídrica.
44
ClimatologiaClimatologia
• As conseqüências da continentalidade são:
– Sobre o continente, o atr aso entre os períodos de temperatura de superfíci e 
máxi ma e míni ma é de apenas um mês. Sobre os oceanos e locais costeiros, o 
atraso chega a dois meses.
– A amplitude anual na temperatura é menor nas localidades costeiras do que nas 
localidades interiores.
– Por causa da ár ea continental maior do hemisfério norte, os verões são mais 
quentes e os invernos mais frios do que no hemisfério sul.
9,78,1Inv erno
17,122,4Verão
Hemisfério SulHemisfério Norte
Temperatura (ºC)
Estação
23
45
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Variação da Temperatura
– O relev o tem um efeito atenuador sobre a temperatura, principalmente 
porque a temperatura do ar normalmente diminui com a altitude 
crescente a uma taxa média de 0,6 ºC por 100m.
– Em área topográf ica e inclinação v ariada, o aspecto e o grau de 
exposição das localidades são f atores importantes que influenciam a 
temperatura.
– A altitude é um fator importante de variação térmica nos trópicos.
– As grandes dif erenças de temperatura entre distâncias curtas nos 
trópicos são usualmente dev idas aos efeitos da v ariação da altitude.
– Entretanto, o índice de variação térmica é variáv el e controlado 
principalmente pela elevação e nebulosidade.
– O índice de v ariação térmica é maior nas regiões temperadas e menor 
nos trópicos.
– Os ventos são da mesma f orma importantes na v ariação térmica, pois 
transmitem calor ou frio de uma área para outra.
46
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Padrão de Variação da Temperatura
1. As temperaturas do ar geral mente di minuem na direção dos pólos e a partir do 
Equador. Evidenciando o papel da l atitude.
2. Este declínio geral Equador-pólo da temperatura é modificado pela localização 
das superfíci es continentais e hídricas e pelas mudanças sazonais na posição 
do sol em relação as essas superfícies.
3. As isoter mas são mais ou menos paralelas e ampl amente espaçadas no 
hemisfério Sul, onde existe uma superf ície mais proximamente homogênea.
4. No hemisfério Norte, mais heterogêneo, as isotermas mostram amplas 
deflexões quando elas passam das superfícies oceânicas para a continental.
5. Em janeiro, as isoter mas são desviadas para a direção Sul sobr e os continente 
e par a o Norte sobr e os oceanos. T ambém dentro de determi nada zona 
latitudi nal, as temperaturas são bai xas sobre o continente e altas oceanos.
6. Em jul ho, a situação se i nverte com as isoter mas, que são levadas bem mais 
para o Norte sobre a superfície continental.
7. Há maior uniformidade térmica no que diz respeito tanto às estações como aos 
lugares nos trópicos do que na região temperada. Esta uniformidade e mais 
forte em tor no do equador e dimi nui em direção aos pólos,.
24
47
ClimatologiaClimatologia Temperatura
Temperaturas médias do ar na 
superf ície do globo, em janeiro (em 
ºC)
Temperaturas médias do ar na 
superf ície do globo, em j ulho (em ºC)
48
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Variação Sazonal na Temperatura
– Resultam das variações sazonais no volume de insol ação recebida em qualquer 
lugar sobre o globo.
– As temperaturas são mais elevadas no verão, quando os volumes de insolação 
são maiores, e mais baixas no inverno, quando as recepções de insolação são 
mais bai xas.
– As variação sazonais na temperatura do ar são maiores áreas extra tropicais, 
particular mente nos interiores continentais, enquanto são mais bai xas em torno 
da fai xa equatorial, particularmente nas superfícies hídricas .
– As variações sazonais da temperatura aumentam com a latitude e com o grau
de continentalidade.
– Na zona equatorial, o Sol está em zênite 2X por ano, nos equinócios e assim as 
temperaturas são assim elevadas.
– As mais baixas temperaturas ocorrem nos solstícios.
– O conforto humano é determi nado mais pela umidade do que pela temperatura.
– Como o aumento da latitude e do grau de conti nentalidade, ocorrem maiores 
variações na marcha anual das temperatur as.
– Com o aumento da l atitude, existem variações mais amplas na altitude do Sol 
no curso do ano, particularmente entr e as estações de verão e inverno.
25
49
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Vari ação Sazon al na Temper atura
– Como o aumento da latitude os dias 
se tornam mais longos durante o 
verão enquanto as noites tornam-se 
mais curtas. Durante o inverno a 
situação se inverte.
– Na zona equatorial e em grande parte 
dos tópicos, os dias e as noites são 
mais ou menos igual em duração, 
virtualmente durante todo ano.
– A amplitude anual de temperatura é
menor em locais marítimos e maior 
em locais continentais.
– Isso ocorre porque a influência 
moderada do oceano sobre a 
temperatura nos continentes diminui 
como a crescente distâncias na 
direção do interior.
50
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Variação Diurna na Temperatura
– Os processos que produzem sazonalidade nos val ores de temperatura do ar 
também explicam as variações diurnas , embora haja diferença quanto ao grau.
– Como o ciclo diário é mais curto que o ciclo anual, a penetração da energia 
solar na superfíci e é curta. Por isso a amplitude diur na na temperatur a é
relativamente grande.
– A amplitude diur na da temperatura geralmente di minui do Equador em direção 
aos pólos . Isso ocorre porque a variação diária na el evação do Sol é grande 
nas latitudes bai xas e razoavelmente pequenas nas altas altitudes.
– A amplitude tér mica e menor sobr e os oceanos do que sobre os continentes .
– A amplitude diur na é i nfluenciada, em parte, pelas nuvens e pela quanti dade de 
umidade do ar.
– As nuvens reduze a insol ação durante o dia e aumentam a radiação 
descendente do céu à noite.
– Quanto menor a quantidade de vapor d’água menor será a irradiação que 
emana da superfíci e terres tre para o espaço.
– Outros fatores que influenciam na amplitude diurna da temperatur a são: 
vel ocidade do vento e a capacidade conduti va da superfície.
– Sobre os oceanos a amplitude diurna de temperatura é menor 0,7 ºC que no 
continente.
– Nas área mais secas da zona tropical a amplitude diur na é tão grande que afeta 
a vida vegetal e ani mal.
26
51
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Temperatura Fisiológica
– É a temperatura experimentada por um organismo vi vo, depende da 
temperatura do ar bem como da taxa de perda de cal or proveniente daquele 
organismo e varia com os indi víduos, dependendo de suas caracterís ticas, tais 
como: constituição física geral, peso, tipo de vestuário, ati vidades f ísicas, di eta 
estadode saúde, idade sexo, etc .
– O equilíbrio do calor do cor po humano, pode ser expresso por:
M ± R ± C – E = 0
• M = calor metabólico criado pelo corpo; R = calor ganho ou pedido pela radiação; C= 
convecção; E = calor perdido pela evaporação.
– A temperatura fisiológica é uma função do mei o ambiente térmico circundante é
determinado pelo equilíbrio entre o ganho e a perda de r adiação.
– A eficiência e a vel ocidade da evapor ação são control ados por 3 fatores: A 
umidade do relativa ar, a velocidade do vento e o grau de exposição à luz solar.
– Os índices de temperatur a fisiol ógicas são usualmente baseados na 
temperatura do ar e na umidade.
– Dos vários índices de temperatura fisiológica o mais comumente usado é o 
índice de Temperatura Efetiva (TE).
TE = 0,4 (Td + Tw) + 4,8
• Onde Td= temperatura de bulbo seco e Tw = temperatura de bulbo úmido medicas em 
ºC.
52
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Temperatura Fisiológica
– Esta equação é conhecida também como índice de desconforto ou índice de 
temperatura-umidade e é utilizado em vários países para deter minara as zonas 
de conforto para adultos vestidos em repouso, com um leve movimento de ar, 
conforme tabela abai xo.
– Indica-se uma temperatur a menor que T E 60ºF (18,9 ºC) para indicar um 
surgimento de stress provocado por frio e T E de 78º (25,6 ºC) como i ndicado de 
stress por calor.
18 – 21Norte da Nigéria
14 – 19Inglaterra
21 – 26Malásia
20 – 26Indonésia
21 – 26Índia
20 – 26Europa continental
21 – 25Sul dos EUA
20 – 22Note do EUA
Zona de conforto (TE ºC)Área
27
53
ClimatologiaClimatologia Temperatura
Janeiro
Julho
Janeiro
Julho
54
ClimatologiaClimatologia Temperatura
• Temperatura Fisiológica
– Em área extratropicais com uma estação fria bem definida o índice que 
proporciona a avaliação mais útil do desconforto tér mico do frio é o índice de 
resfriamento pelo vento.
• Onde H =perda de calor em Kcal m-2 s-1; V a velocidade do vento em m s -1; T = 
temperatura do ar em ºC
< 50Moderadamente quente
50 – 80Agradável
80 – 160Moderadamente frio
160 – 225Muito moderadamente frio
225 – 275Frio
275 – 325Muito Frio
235 – 400Frio constante
> 400Corpo exposto ao congelamento
Valores de resfriamento pelo v ento (cal m-2s-1)Sensação Térmica
( ) ( )T33VV1010,45 H −×−+=
28
55
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• As Escalas do Movimentos Atmosféricos
– A atmosfera está constantemente em movimento que é a soma de dois 
principais componentes:
• O movimento em relação a superfície da terra – o vento; e
• O movimento em conjunto com a Terra, ao girar em torno de seu eixo.
– Há duas dimensões para o movimento da atmosfera em relação à
superfície da Terra: a dimensão horizontal e a dimensão vertical.
– O próprio movimento ocorre em diferentes escalas temporais e espaciais.
– A causa básica e fundamental do mov imento atmosférico, horizontal ou 
vertical, é o desequilíbrio na radiação líquida, na umidade e na localização 
se em baixa ou alta latitude.
– Outros fatores que influenciam a circulação atmosférica são a topografia, a 
distribuição das superfícies continentais e oceânicas e as correntes 
oceânicas.
– A Circulação Atmosférica (CA) pode ser classificada da seguinte forma: 
CA primárias; CA secundárias e CA primárias, em ordem decrescente de 
grandeza, tanto em sua escala de área quanto de tempo
56
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• As Escalas do Movimentos Atmosféricos
– Circulação primária:
• É a circulação geral da atmosfera e descrita como sendo 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 realmente determina o padrão dos climas 
mundiais.
• Como a circulação geral tende a se dispor em zonas latitudinais, os 
climas do mundo tendem a ocorrer em zonas.
– Circulação Secundária
• Inseridos na circulação geral estão os sistemas circulatórios 
secundários, tais como depressões e os anticiclones das latitudes 
médias e as várias perturbações tropicais.
• Comparados ã circulação geral estes sistemas são de existência 
relativamente breve e se movem muito rapidamente.
– Circulação Terciária
• Consistem principalmente de sistemas de ventos locais, tais como as 
brisas terrestres e marítimas, as ondas de sotavento, ventos 
catabáticos (decadentes) e anabáticos (ascendentes).
29
57
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• As Escalas do Movimentos Atmosféricos
– Circulação Terciária (continuação...)
• Este sistema circulatório é precisamente localizados, sendo 
amplamente controlados por fatores locais, e seus períodos de 
existência são consideravelmente mais curtos do que os do sistemas 
secundários de circulação.
• Leis do Movimento Horizontal
– Há quatro principais fatores que controlam o movimento horizontal 
do ar próximo a superfície terrestre:
1. A força do gradiente de pressão;
2. A força de Coriolis;
3. A aceleração centrípeta; e 
4. A força de fricção.
– A causa primordial do movimento do ar é o desenvolvimento e a 
manutenção de um gradiente de pressão horizontal, que funciona 
como a força motivadora para o ar se movimentar de áreas de alta 
pressão para as áreas de menor pressão.
58
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)
– Diferenças horizontais na pressão são criadas por fatores térmicos e/ou 
mecânicos, embora estes nem sempre sejam distinguíveis.
– A f orça do gradiente de pressão é também inversamente proporcional à
densidade do ar.
– Matematicamente o gradiente de pressão é expresso por:
Onde: ρ é a densidade do ar; dρ/dn é o gradiente de pressão
horizontal.
– Quanto menor o espaçamento das isóbaras (linhas de delimitação da 
pressão atmosférica), mais intenso é o gradiente de pressão e maior é a 
velocidade do vento.
– Desde que o ar seja obrigado a se mover pela f orça do gradiente de 
pressão, ele é imediatamente afetado pela força de Coriolis ou força 
def letora, que se deve à rotação da Terra.
– Por causa da rotação da Terra, há um aparente desvio dos objetos que se 
movem, inclusive o ar, para a direita de sua trajetória de movimentação, no 
hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul.
dn
d
 
1 ρ
ρ
−
30
59
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)
– Essa força defletora, por unidade de massa, é matematicamente expressa 
por:
FD = -2w V senθ
Onde: w é a velocidade angular da rotação da Terra em torno do seu eixo (cerca 
de 15º por hora ou 7,29 x10-5 radianos/s), V é a velocidade da massa e θ é a 
latitude.
– Assim a magnitude da deflexão é proporcional a velocidade da massa e ao 
seno da latitude.
– Para dada velocidade, o ef eito de Coriolis é máximo nos pólos e diminui 
como o seno da latitude, tornando-se zero no Equador.
– Se uma corpo, durante o movimento, segue uma trajetória curva, deve 
hav er uma aceleração em direção ao centro da rotação. Esta aceleração 
centrípeta é matematicamente expressa como:
FC = -mV2/r
Onde m é massa em movimento, V é sua velocidade e r é o raio de curvatura.
60
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)
– A aceleração centrípeta pode também ser considerada como 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 se
movem em trajetória muito curvas, como num sistema de pressão 
intensa baixa.
– Uma quarta força, próxima a superfície da Terra – a força de 
fricção – ajuda a controlar a velocidadee 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 fricção atua contra o vento e reduz sua velocidade. Isto 
também causa diminuição na força de Coriolis que é em parte, 
dependente da velocidade.
31
61
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• Leis do Movimento Horizontal 
(continuação...)
– Todas as forças descritas não 
operam necessariamente para 
controlar a direção e a 
velocidade do vento num dado 
momento ou em determinado 
lugar.
– O equilíbrio das forças é
mostrado na figura ao lado 
onde: 
• A – o vento sopra paralelo a 
isóboras, ou melhor, mais ou 
menos formando ângulos retos 
como o gradiente de pressão. 
Assim a FGP é controlada 
pela FC. O vento geostrófico
pode ser observado no ar livre 
onde não há atrito.
62
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• Leis do Movimento Horizontal (continuação...)
– A Velocidade do vento geostrófico é calculada através da seguinte 
equação:
– Isto indica que a velocidade do vento geostrófico é inversamente 
proporcional a latitude, exceto nas baixas latitudes, onde a 
deflexão de Coriolis se aproxima de zero, este tipo de vento é ima 
aproximação muito boa dos movimentos observado na atmosfera 
livre.
– Da superfície da Terra até 500 – 1000 m, a força de fricção ;e 
operativa e o vento sopra através das isóboras na direção 
gradiente de pressão (Figura Slide 61). 
– O ângulo no qual o vento sopra através das isóboras cresce como 
o aumento do efeito de fricção criado pela superfície terrestre.
– Ela cresce de 10 – 20º na superfície marítima e 25 – 35º sobre o 
continente.
dn
d
 sen 2
1
 Vg ρ×ρ×θ×ω=
32
63
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• Leis do Movimento Horizontal 
(continuação...)
– Com aumento da altura acima 
a superfície, seja sobre a terra 
ou sobre o mar, o efeito de 
fricção diminui.
– No norte um tipo de espiral de 
vento ocorre com a altura se 
considerarmos o perf il teórico 
da velocidade do vento com a 
altura, sob condições de 
turbulência mecânica.
64
ClimatologiaClimatologia Circulação Atmosférica
• Leis do Movimento Horizontal 
(continuação...)
– Os padrões de fluxo de ar que 
derivam do equilíbrio de forças, em 
sistemas de baixa e alta pressão no 
hemisfério Norte, são mostradas na 
figura ao lado.
– Num sistema de baixa pressão, o 
fluxo equilibrado é mantido numa 
trajetória curva pela força excessiva 
do gradiente de pressão sobre a 
FC, dando aceleração centrípeta 
líquida. Este vento é conhecido 
com vento de gradiente.
– No sistema de alta pressão, a 
aceleração para o centro é
desviada ao excesso de FC sobre a 
força do GP.
– Tanto no sistema de alta quanto de 
baixa pressão, o efeito da FF é o de 
fazer o ventos soprarem em um 
ângulo através das isóbaras, assim 
como diminuir as suas velocidades.
33
65
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Introdução
– São sistemas de circulação acompanhados por padrões e tipos 
característicos de tempo.
– Eles causam as variações diárias e semanais no tempo e são 
muitas vezes mencionados como sendo perturbações atmosféricas 
ou meteorológicas.
– Essas perturbações são extensas ondas. Turbilhões ou vórtices de 
ar inseridos na circulação de ar inseridos na circulação geral da 
atmosfera.
– Os mais importantes desses sistemas produtores de tempo são os 
ciclones e os anticiclones das latitudes médias os ciclones tropicais 
e as monções [ventos que no verão sopra do mar para o 
continente (monção marítima) e no inverno sopra do continente 
para o mar (monção continental].
– O tempo e o clima nas médias e altas latitudes são dominantes e 
determinados por uma série de ciclones e anticiclones moveis.
66
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Introdução
– Ciclone é o termo usado para descrever a distribuição da pressão 
atmosférica na qual há uma baixa pressão central em relação às 
áreas circundantes.
– Onde há uma alta pressão central em relação às áreas 
circundantes, usa-se o termo anticiclone.
– A circulação em torno do centro de um ciclone se dá no sentido 
anti-horário no hemisfério Norte e horário no hemisfério Sul. O 
tempo é geralmente tempestuoso
– Para o anticiclone o movimento se dá de forma contrária. O tempo 
é geralmente estável e sereno.
• Ciclones
– Ciclones extratropicais típico de média e altas latitudes
– Ciclones tropicais encontrados em baixas latitudes sobre áreas 
oceânicas e áreas continentais adjacentes
– Tufões, que quando sobre o mar são chamados de trombas 
d’água, e “rodamoinhos”, nas regiões áridas quantes.
34
67
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Massas de Ar e Frentes
– As depressões frontais desenvolvem-se somente onde as massas 
de ar de propriedades diferentes existem para estimular a 
frontogênese – formação ou intensificação das frentes.
– As frentes são zonas limites que sopram massas de ar de 
propriedades diferentes.
– Uma massa de ar pode ser definida como um grande corpo de ar 
horizontal e homogêneo deslocando-se como uma entidade 
reconhecível e tendo tanto origem tropical quanto polar.
– A modificação térmica resulta da influência das características 
térmicas da superfície sobre a qual se encontra a massa de ar, em 
seu deslocamento.
– A modificação dinâmica origina-se das relações da massa de ar 
com anticiclones e depressões próximas.
– As massas de ara originam-se de áreas onde existem condições 
que favoreçam o desenvolvimento de vastos corpos de ar 
horizontais e uniformes. Tais áreas são geralmente extensas e 
fisicamente homogêneas.
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
Quente, muito seca e 
bastante es tável
Desertos de baixa 
latitude, particu-
larmente o Saara e 
os desertos austra-
lianos
Tropical 
Continental 
(cT)
Quente úmida; bastante 
estável na porção l este 
do oceano, mas ins tável 
na porção oeste
Oceanos dos 
trópicos e 
subtrópicos
Tropical Marítima 
(mT)
Tropical (T) 
(incluindo a 
equatorial E)
Fria, seca e muito es tável1. C ontinentes em 
Círculo Árticos
2. Antártica
Polar Continental 
(cP)
Fria, úmi da e instávelOceanos, al ém da 
latitude de 50º, em 
ambos hemisférios
Polar Marítimo 
(mP)
Polar (P) 
(incluindo a 
Ártica A)
Propriedad es or iginai sRegião de Orige mSubgrupoGrupo 
principal
Classificação Básica das Massa de Ar
35
69
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Massas de Ar e Frentes
– As principais áreas produtoras de massas de ar no mundo não são 
caracterizadas por circulações por circulações anticiclônicas, que 
favorecem o desenvolvimento da uniformidade térmica horizontal 
exigida numa massa de ar.
– Como importante fontes produtoras de massa de ar temos:
1. As planícies subtropicais e tropicais;
2. O deserto do Saara na Áf rica;
3. Os interiores continentais da Ásia, Europa e América do Norte.
– Quanto mais tempo uma massa de ar permanece em sua área de 
origem, antes de se deslocar, mais afetada ela será pelas 
características térmicas e hídricas da mesma.
– O grau em que uma massa de ar é afetada por sua área de origem 
também depende do grau das diferenças térmicas e hídricas entre 
o ara e a superfície subjacente.
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Massas de Ar e Frentes
– A medida que uma massa de ar se afasta de seu local de origem 
suas características se modificam de diversas maneiras, seja ela 
térmica e hídricas.
– A massa de ar são modificadas pela diferentes quantidades de 
radiação solar e umidade que recebe.
– Tais processos envolvem não somente a condensação e a 
liberação de calor latente, mas também a ascensãoe a 
subsidência de espessas camadas de ar no interior da massa de 
ar.
– As massas de ara são importantes nos estudos do tempo e do 
clima porque os influenciam diretamente na área na qual 
predominam.
– As características de uma massa de ar dependem de suas 
características meteorológicas de uma massa de ar dependem de 
suas características térmicas e hídricas e da distribuição vertical 
desses elementos.
36
71
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
72
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Depressões frontais
– Três condições devem se verificar para que a frotogênese (e daí
as depressões frontais) possa ocorrer.
1. Devem existir duas massas de ar adjacentes, de temperaturas 
dif erentes
2. Deve haver uma circulação atmosférica com um forte fluxo 
convergente para transportar as massas de ar, uma em direção a 
outra.
3. Deve haver uma suficiente força de Coriolis para garantir que o ar 
quente permaneça sobre o ar frio.
– Sempre que ocorrem essas 3 condições, as frentes se 
enfraquecem e desaparecem – um processo conhecido como 
frontólise.
– A zona frontal do mundo situa-se mais ou menos entre os 
paralelos 30ºe 60º em ambos os hemisférios.
– Nessas zonas há fortes gradientes térmicos na direção dos pólos, 
durante todo ano, mais são 2X mais fortes no inverno que no 
verão.
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73
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Depressões frontais
– As depressões geralmente se formam como ondas sobre as 
superfícies frontais. Em 6 estágios:
1. A frente não apresenta perturbação;
2. Marca o início da circulação ciclônica, com desenvolvimento de uma 
onda de baixa amplitude sobre a frente;
3. O setor quente é bem def inido entra s frentes de setor frio quente;
4. A frente fria começa alcançar a f rente quente;
5. Ocorre assim a oclusão da f rentes. O setor quente está em processo 
de ascensão em vias de ser eliminado;
6. Ocorre o desaparecimento da depressão.
– O setor quente é eliminado e o que sobra é o vértice de ar frio.
– O período de existência de uma depressão é de aproximadamente 
de 4 -7 dias.
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
A – Estagio inicial; B – Começo da circulação ciclônica; C – Setor quente bem definido entre as 
frentes; D – Frente fria acavalando a frente quente; E – oclusão; F – Dissipação.
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75
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Depressões frontais
– As depressões bem desenvolvidas têm cerca de 1.950 km no eixo mais 
longo e 1.050 km no eixo mais curto.
– As depressões se movem do oeste para o leste à razão de 
aproximadamente 50km/h no inverno e 30km/h no verão.
– Nessas depressões existem duas frentes as frias e as quentes.
– A frente quente é a zona onde há um resvalar ativo do ar quente mais leve 
sobre o ar frio mais denso.
– A frente fria é a zona onde há uma ascensão forçada do ar quente sobre o 
ar frio, como resultado da penetração em cunha do ar frio provocando a 
ascensão do ar quente.
– As f rentes variam de 80 a 240 km de largura,
– As mudanças nos elementos do tempo são muito mais rápidas através das 
frentes do que no interior das próprias massa de ar.
– Ao longo da frente quente, a massa de ar quente substitui o ar mais frio, ao 
passo que a frente fria acarreta a chegada de ar mais frio.
– As f rentes se movem a razão de 50 – 80 km/h
– A frente fria émais rápida que a frente quente, um fato que se explica pela 
oclusão do setor quente no estagio inicial de uma depressão.
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
A – Frentes ANA –quando o ar quente eleva-se relativamente às superfícies frontais originando 
espessas nuvens frontais; B – Fentes KATA, quando o ar superior desliza relativamente às 
superfícies frontais e a grandeza vertical das nuvens fica limitada pela inversão da subsidência.
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77
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
Muito boaDeterior ação rápida, Ruim, nevoeirosVisibi lidade
ConstanteMuda a dir eção, � veloc.Recua e aumenta a ve loc.Vento
Pequena variação� LentamenteConstante ou � gradualTemperatura
Aguaceiros curtosAguaceiros, gran izo, trov.Há alguma chuv a, trovoadaTempo
Geralmente reduzida�AcentuadaSem mudanç as signfic.Umidade
Mudanç as pequenas�AcentuadaConstante, � ligeir a/chuvaTemperatura
Com rajadas, � estabil.Mudanç as súbitas d ireçãoRecua/ aum enta a veloc.Vento
� Lenta, mas contínua� RápidaDiminuiçãoPressão
Frente Fria
Freqüentem ente ruim, � �Ruim, neblina e � �Boa, exceto nas chuv asVisibi lidade
Boas condições/chuva 
lige iras interm itente/ 
chuvisco
A precipitaç ão quase cessaChuva contínua/nev eTempo
Pequena variação� Rápida� GradualUmidade
Pequena variaçãoCessa a dim inu içãoDiminuição constantePressão
Frente Quente
Na retaguarda da frenteNo domínio da frenteNa vanguarda da frenteElemento
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Depressões não-frontais
– Algumas depressões não se de origem frontal. Algumas são causadas por 
aquecimento sol ar, formação em alto de montanhas. O principais tipos são:
– Depressão térmica:
• Se formam como resultado de intenso e prolongado aquecimento solar da terra, 
o aquecimento causa uma expansão geral do ar e um fluxo ascendente para os 
níveis elevados, provocando a queda da pressão no nível do solo.
– Depressão Polar
• Desenvolvem-se completamente no ar instável polar marítimo (mP) ou ártico 
(mA). Elas tendem a se formar ao sul do centro de uma depressão frontal antiga 
ou oclusa. Ocorrem principalmente no inverno
– Depressão de Sotavento
• Estão associadas a altas cadeias montanhosas como os Alpes, as montanhas 
rochosas, etc.. Quando uma massa de ar do oeste é forçada a ultrapassar uma 
barreira montanhosa que se estenda no sentido norte-sul, podem-se 
desenvol ver talvegues (Linha sinuosa, no fundo de um vale e que divide os planos 
de duas encostas) de ondas de sotavento de tais montanhas, por causa da 
tendência para a convergência e para curvatura ciclônica.
40
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Anticilcones
– Estacionários
• São conhecidos como anticiclones quentes, pois possuem um centro aquecido. 
Intensifica com o � da altitude. Movimentação lenta, estáveis
– Móv eis
• São frios e caracterizados por ar frio excepcionalmente na troposfera inferior. 
Movem-se rapidamente, tem curta duração e são pouco profundos.
• Ciclones Tropicais
– É um centro ciclônico quase circular, com pressão extremamente baixa, no 
qual os ventos giram em espiral. O diâmetro do ciclone varia de 160 a 650 
km e a velocidade do vento varia de 120 até 200 km/h.
– O tempo de duração é de cerca de uma semana e deslocamento de 15 –
30km/h.
– Constituem perigo a av iação e a navegação.
– Não se originam sobre a superfície terrestre. Enf raquecendo quando se 
movimentam sobre o continente.
– Se forma sobre todos oceanos tropicais, exceto sobre o Atlântico Sul.
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
Willy-w illiesDezembro-abrilOceano Pacífico meridional, costa do norte 
da Austrália
CiclonesNovembro-abrilOceano Índico meridional (sul) – Madagascar
CiclonesAbril-dezembroOceano Índico setentrional (norte) – Baia de 
Bengala e sul da Índia
TufõesJulho-outubroMar da China, Filipinas, sul do Japão
FuraçõesJunho-outubroIlhas do Caribe, costa pacífica do México, 
Flórida e costa atlântica meridional dos EUA, 
golfo do México
Nome LocalEstaçãoÁrea
• Ciclones Tropicais (continuação...)
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Ciclones Tropicais (continuação...)
– Embora a origem dos ciclones tropicais não seja clara, as 
seguintes condições favorecem seu desenvolvimento:
1. Uma grande área oceânica com temperatura superf icial acima de 
26,7ºC para assegurarque o ar acima dela seja quente e úmido;
2. Uma força de Coriolis de grandeza suficiente para causar uma 
circulação em rodamoinho do ar; por essa razão os ciclones não se 
formam entre os paralelos 5-8º ao sul e ao norte;
3. Um cisalhamento (Deformação que sofre um corpo quando suj eito à ação 
de forças cortantes) v ertical f raco na corrente básica – por esta razão 
os ciclone se formam somente em latitudes abaixo do jet stream
subtropical, caracterizado por intenso cisalhamento do vento;
4. Um fluxo de nível mais elevado, acima da perturbação superf icial. 
Muitos ciclones desenvolvem-se também a partir de algumas 
perturbações tropicais fracas preexistentes.
– A pressão em torno do centro pode ser até 914 mb, valor 
extremamente baixo.
82
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
C
ic
lo
n
es
 
Tr
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ic
ai
s 
(co
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ão
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)
42
83
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Furações
– É um rodamoinho (vórtice) extremamente intenso de pequena extensão 
horizontal (geralmente menor que 0,5km) que se estende por baixo a partir 
de uma nuvem tempestuosa.
– A circulação do vento em torno de um furação se dá geralmente numa 
direção anti-horária (ciclônica).
– As velocidades dos ventos são muito elevadas (cerca de 100 m/s) e 
somente são calculadas a partir dos danos causados, uma vez que um 
anemômetro não suporta a passagem de um furação violento.
– A passagem de um furação é acompanhada pela súbita queda de 25 mb
na pressão, que poucos prédios podem suportar.
– O intenso diferencial de pressão entre o interior e o exterior das 
construções faz com que os prédios “explodam”.
– A origem dos furações não é conhecida, mas geralmente ocorrem em 
combinação com tempestades violentas ou v entos súbitos 
acompanhados de chuvas (linhas de borrascas) ou com f rentes frias 
intensas.
– Os que ocorrem com tempestades isoladas são de curta duração, mas os 
que ocorrem em conexão com linhas de borrascas ou com frentes frias 
intensas têm uma período de existência maior e possuem trajetórias mais 
regulares e mais longas.
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Tempestades
– As tempestades ocorrem praticamente em todos os lugares do globo, mas 
são mais f reqüentes nos trópicos.
– A intensidade das tempestades tropicais é também muito maior que as das 
médias e altas latitudes. Sendo de grande importância climatológica nos 
trópicos.
– As tempestades são fenômenos meteorológicos altamente localizados, 
pois seus diâmetros são geralmente menores que 25 km e sua duração 
normalmente varia de uma a duas horas.
– As tempestades desenvolvem-se onde há massas de ar úmidas, quentes e 
instáveis em camadas verticais consideráveis, de aproximadamente 
8.000m.
– São na maior parte de origem convectiva e resultantes de intenso
aquecimento solar, porém algumas são causadas por brisas marítimas e 
terrestres.
– A ascensão orográfica ao longo de cadeias montanhosas podem fazer 
com que as tempestades se distribuam em faixas ou linhas de borrascas 
(Vento f orte e súbito acompanhado de chuva), que podem novamente se 
organizar em sistemas lineares.
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85
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Tempestades
– Os aguaceiros são esporádicos, de curta duração mas de intensidade 
muito elevada.
– Os aguaceiros são acompanhados por ventos fortes e por raios e 
trovoadas.
– O raio é o clarão da luz que acompanha descarga elétrica atmosférica, ao 
passo que o trovão é o barulho resultante do súbito aquecimento e da 
repentina expansão do ar ao longo da trajetória do raio.
– A origem do raio não é ainda completamente conhecida, entretanto sabe-
se que a superfície terrestre possui carga negativa e a atmosf era carga 
positiva.
– Numa nuvem de trovoada, cargas positivas e negativas tendem a se
concentrar em lugares diferentes à medida que as gotas de chuva e os 
cristais de gelo se fracionam em gotículas/fragmentos menores possuindo 
cargas diferentes.
– Quando a diferença potencia de 100 milhões de V ou mais é atingida, há
uma descarga de faísca entre os centros das cargas.
– A descarga do raio pode ser da nuvem para o solo ou de parte da nuvem para 
outra.
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ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Tempestades
– As tempestades ocorrem em padrões distintos, dando origem à
classificação convencional de tempestades em três tipos:
1. Tempestad es de M as sa de Ar – são isoladas em sua distribuição mas 
ocorrem dentro da mesma massa de ar. Elas se desenvolvem localmente 
onde a taxa de queda adiabática (sem trocas térmicas com exterior) foi 
aumentada pelo i ntenso aquecimento solar. Geral mente ocorrem à tarde e 
no verão, nas latitudes médi a.
2. Tempestad es em Linha – são aquelas organizadas em zonas ou fai xas na 
direção dos ventos, nos baixos níveis. Geral mente resultam em elevação 
mecânica de uma massa de ar instável ou convecti vamente sobre 
montanhas. Ocorrem nas baixas e médias latitudes à tarde.
3. Tempestad es Fronta is – ocorrem em qualquer período do dia ou da noite, 
mas somente nas l atitudes médias ao longo das frentes, particul armente de 
frentes frias. Embora possam ser isoladas, se movi mentam com as frentes 
e são organizadas em sua distribuição geral.
44
87
ClimatologiaClimatologia Sistemas Produtores do Tempo
• Zona de Convergência Intertropical (ZCIT)
– Na maior parte dos trópicos, a estrutura da baixa troposfera é
caracterizada por duas principais correntes de ar: 
• Uma corrente meridional, geralmente úmida mas bastante fria, com um 
componente de sudoeste;
• Com o qual forma uma cunha sob o ar quente e relativamente seco com um 
componente de nordeste.
– A zona limite entre essas duas correntes de ar tem recebido vário nomes tais 
como:
• Frente Intertropical (FIT)
• Zona de Convergência Intertropical (ZCIT)
• Confluência Intertropical (CIT)
• Frente Equatorial e Descontinuidade Intertropical (DIT).
– A ZCIT, é a linha limítrofe que separ a as massas de ar do hemisfério Sul e 
Norte.
– A zona limítrofe das duas massas caracteriza-se por um gradiente de umidade.
– A amplitude de movimentação da ZCIT é pequena sobre os oceanos, mas 
grande sobre o continente.
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ClimatologiaClimatologia Umidade
• Introdução a Umidade Atmosférica
– Embora o vapor d’água represente somente 2% da massa total da atmosfera e 4% 
do seu volume, ele é um componente atmosférico mais importante na determinação 
do tempo e clima.
– A variação do vapor d’água pode ser de quase zero, em área quentes e árida, até no 
máximo de 3% nas latitudes médias e 4% nos trópicos úmidos.
– O vapor d’água é de grande importância por diversas razões, de modo que os 
meteorologistas e os climatologistas estão interessados em sua quantidade e em sua 
distribuição no tempo e no espaço.
1. O vapor d’água é a origem de todas as formas de condensação e precipitação. A 
quantidade de vapor d’água num certo volume de ar é uma indicação da capacidade 
potencial da atmosfera para produzir precipitação.
2. O vapor d’água pode absorver tanto a radiação solar, quanto a terrestre e, assim, 
desempenha o papel de regulador térmico do sistema Terra-atmosfera.
3. O vapor d’água contém calor latente e essa energia ;e liberada quando o vapor se 
condensa. O calor latente contido no vapor d’água é importante fonte de energia para 
a circulação atmosférica e para o desenvol vimento de perturbações atmosféricas.
4. Por conter o vapor d’água calor latente, sua quantidade e distribuição vertical na 
atmosfera indiretamente afeta a estabilidade do ar.
5. A quantidade de vapor d’água no ara é importante fator que influencia a taxa de 
evaporação e de evapotranspiração. É, assim, um importante fator que determina a 
temperatura sentida pela pelehumana e, em decorrência, o conforto humano.
6. O vapor d’água, ao contrário dos outros gases atmosféricos, pode passar de forma 
líquida ou sólida no nível das temperaturas atmosféricas normais.o vapor d’água 
constantemente muda de fase no sistema Terra-Atmosfera.
45
89
ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Evaporação e Evapotranspiração
– Parte da umidade o ar vem do solo nu, das superfícies aquáticas e através 
da transpiração das plantas.
– A evaporação é o processo pelo qual a umidade, em f orma líquida ou 
sólida, passa para a forma gasosa 0 o vapor d’ água.
– Ev aporação é um termo usado para descrever a perda de água de 
superfícies aquáticas e solo nu, enquanto evapotranspiração é um termo 
utilizado para descrever a perda de água das superfícies com vegetação.
– A taxa de evaporação e evapotranspiração é determinada por dois fatores:
• A disponibilidade de umidade na superfície onde há evaporação, e
• A capacidade da atmosfera de vaporizar a água, remover e transportar o vapor 
para cima.
– Evapotranspiração potencial é a capacidade de perda d’ água máxima, 
quando há disponibilidade de água.
– Evapotranspiração real é capacidade de perda d’ água com taxas 
menores que as que se verificariam quando há água disponível, para o 
potencial máximo de evaporação.
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ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Evaporação e Evapotranspiração (continuação...)
– Outros fatores interferem na evaporação e evapotranspiração, tais 
como: radiação solar, temperatura, velocidade e a umidade.
– Há a necessidade de energia para vaporizar a água, cerca de 590 
cal por grama de água. Esta emergia esta diretamente ligada a 
temperatura do ar.
– A turbulência do ar (velocidade do vento) faz com que o ar úmido 
que esteja sobre a superfície onde ocorre evaporação seja 
deslocado e substituído pelo ar fresco e relativamente seco, para 
manter o processo de evaporação.
– O grau de umidade interfere diretamente na taxa de evaporação, 
porque é o fator que determina a capacidade do ar para conservar 
a umidade.
– Deve haver um gradiente de pressão evaporífica entre a superfície 
onde ocorre se a pressão do vapor na superfície for maior que a do 
ar acima dela. Baixa umidade no ar favorece a evaporação, 
enquanto maior umidade, a faz desaparecer.
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ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Evaporação e Evapotranspiração (continuação...)
– Os dados disponíveis sobre taxas de evaporação são poucos e não 
confiáveis. A evaporação é medida com auxílio de um tanque Classe A, 
que é cilíndrico, com 1,2m de diâmetro e 25cm de profundidade, disposto a 
30cm do solo.
– Calcula-se que a evaporação das grandes superfícies hídricas 
corresponda entre 70 a 75%, daquela de um tanque classe A, no mesmo 
ambiente.
– Estima-se que a evaporação de um solo nu e úmido seja cerca de 90% de 
uma superfície hídrica aberta, uma vez que a água é, em comparação com 
está, menos facilmente liberada pelo solo para evaporação.
– As taxas de evaporação e de evapotranspiração podem ser estimadas 
através de várias equações matemáticas.
( )( )
459,4 T
ee 17,1
 E 2121 +
µ−µ−=
Onde: e1 e e2- pr essão em mm 
mercúrio, há 61 e 81 cm do solo 
e µ1 e µ2- são as vel ocidades do 
vento nesta mesma alturas e T 
é a temperatur a do ar em ºF.
Cálculo de ev apotranspiração de v egetação rasteira
92
ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Distribuição da Evaporação
– Considerando-se o importante papel do suprimento de energia e 
da disponibilidade de água na determinação das taxas da 
evaporação, não é de surpreender que a evaporação seja maior 
sobre os oceanos que sobre a terra e maior, também, nas baixas 
latitudes que nas médias e altas latitudes.
– No conjunto do ano, as perdas máximas por evaporação ocorrem 
sobre os oceanos localizados em torno de 15 – 20º N e de 10 –
20ºS, na zona de ventos alísios.
– As taxas de evaporação sobre os oceanos, na zona equatorial, são 
ligeiramente mais baixas por três razões. 
– Em primeiro lugar, os ventos da zona equatorial têm velocidade 
menor que os alísios.
– Em segundo lugar, o ar equatorial apresenta uma pressão 
vaporífica próxima do ponto de saturação, de modo que a 
umidade relativa é alta.
47
93
ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
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94
ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Distribuição da Evaporação
– Os valores máximos de evaporação sobre os continentes ocorrem, 
entretanto, em torno do Equador, devido aos valores relativamente 
elevados de insolação e por causa das grandes perdas de água, por 
transpiração da vegetação.
– As perdas por evaporação nos continentes, nas latitudes médias, são 
também consideráveis, dev ido aos fortes ventos predominantes de oeste.
• Umidade
– É o termo usado para descrever a quantidade de vapor d’ água contido na 
atmosfera.
– Os valores mais elevados de vapor atmosférico de 5-6 cm vão ser 
encontrados sobre a Ásia meridional durante o verão, sendo os mesmos 
menores que 2 cm no Saara e em outros desertos.
– O valores mais baixos, de menos de 5mm, vão ser encontrados sobre altas 
altitudes e nos interiores continentais do hemisfério norte, no inverno.
48
95
ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Umidade
– Há várias maneiras de se medir o conteúdo de umidade da 
atmosfera. Os índices de umidade geralmente utilizados são so
seguintes:
1. Umidade Absoluta – que é expressa em gramas por metro cúbico de 
ar e é a massa total de água num dado volume de ar.
2. Umidade específica – é a massa de vapor d’ água por kg de ar.
3. Índice de Massa ou Índice de Umidade – é a massa de vapor d’água 
por Kg de ar seco.
4. Umidade Relativa – é a razão entre o conteúdo real de umidade de 
uma amostra de ar e a quantidade de umidade que o mesmo volume 
de ar pode conservar na mesma temperatura e pressão quando 
saturado. Expresso em %.
5. Temperatura do ponte de orvalho – é temperatura na qual ocorrerá
saturação se o ar esfriar a uma pressão constante, sem aumento ou 
diminuição de vapor d’água.
6. A Pressão Vaporífica – é a pressão exercida pelo vapor contido na 
atmosfera em lilibares. 
96
ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Condensação
– É o processo pelo qual o vapor d’água é transformado em água líquida. A 
condensação ocorre sob condições variáveis, associadas a mudanças de um ou 
mais fatores: volume de ar, temperatura, pressão ou umidade.
– A condensação irá acontecer:
1. Quando o ar se esfria até o seu ponte de orvalho, ainda que o volume permaneça constante;
2. Se o volume do ar aumenta sem que \haja aumento do calor, esfriando-se o ar por 
expansão adiabática (sem troca de calor);
3. Quando uma variação conjunta na temperatura e no volume reduz a capacidade de 
retenção de umidade do ar, abaixo do conteúdo hígrico existente.
– Na atmosfera, a condensação ocorre quando o ar se esfria além de seu ponte de 
orvalho.
– A capacidade o ar reter umidade em forma de vapor diminui com o decréscimo em 
sua temperatura.
– O resfriamento do ar é o método normal para se atingir a saturação e, daí, a 
condensação.
– Tal resfriamento pode acontecer em qualquer uma das seguintes maneiras:
1. Perda de calor por condução para a superfície fria, processo conhecido como resfriamento 
por contato;
2. Mistura com o ar frio;
3. Resfriamento adiabático devido a elevação do ar.
49
97
ClimatologiaClimatologia Umidade Atmosférica
• Condensação
– Vari ação adi abátic a da temper atura
• Quando o volume e ar, por qualquer razão, é deslocado verticalmente, ocorrem 
algumas mudanças.
• Em virtude do volume de ar encontrar pressão