Condensação na Atmosfera

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE SANTA CRUZ - Departamento de Ciências Agrárias e Ambientais
CAA 082 - Meteorologia e Climatologia � PAGE �21�
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Condensação na Atmosfera
Introdução
 O vapor de água atmosférico pode passar para a fase líquida pelo processo de condensação, ou diretamente para a fase sólida, pelo processo de sublimação, com a liberação de calor latente.
 Esses processos dão origem as nuvens, aos nevoeiros, ao orvalho e a geada. O vapor de água que se condensa nas nuvens pode dar origem a precipitações, indo reestabelcer os mananciais de água da superfície terrestre.
Condensação
 A condensação do vapor de água no interior de uma massa de ar tem início quando esta atinge a saturação. Ela ocorre sobre partículas microscópicas que se encontram em suspensão no interior da massa de ar, e que são chamadas de núcleos de condensação.
 Os núcleos de condensação são constituídos de sais higroscópicos, provenientes da água do mar, e óxidos higroscópicos de enxofre e fósforo, produzidos nos centros urbanos e industriais. Existem normalmente na atmosfera e tornam-se higroscópicamente ativos quando a umidade relativa do ar atinge um determinado valor, que em alguns casos pode ser tão baixo quanto 70%. Quando se tornam ativos, os núcleos passam a adsorver moléculas de vapor de água do ar, aumentando e tamanho e reduzindo a visibilidade, dando origem a uma névoa úmida.
 Uma massa de ar isenta de núcleos de condensação pode ser levada a supersaturação sem que ocorra a condensação. A poeira comum, constituída de partículas sólidas em suspensão, não atua como núcleo de condensação.
 Uma vez atingida a saturação, a condensação tem início sobre os maiores núcleos. Em conseqüência da liberação de calor latente e da diminuição do teor de vapor de água causada pela condensação, a massa de ar tende a deixar de ser saturada. O processo de condensação é, pois descontínuo, e se mantém enquanto prevalecem as condições que propiciam a saturação da massa de ar.
 O início do processo de condensação é visualizado pela formação de uma nuvem no céu. A persistência do mecanismo de manutenção da saturação faz com que a nuvem cresça, enquanto a inversão do mecanismo causa a sua dissolução.
 Uma massa de ar pode ser levada ou mantida na saturação através de resfriamento, adição de vapor de água ou mistura com outra massa de ar de temperatura menor.
 A saturação por resfriamento ocorre devido a diminuição da capacidade de retenção de vapor de água da massa de ar com a diminuição da temperatura. A saturação ocorre quando o teor de vapor de água existente no ar torna-se igual a sua capacidade de retenção.
 A saturação de uma massa de ar pode ser atingida pela adição de vapor de água, causando a elevação de seu teor até a sua capacidade máxima de retenção, na temperatura que a massa de ar se encontra.
 A mistura com outra massa de ar com menor temperatura pode levar a saturação, desde que o teor de vapor de água da mistura seja maior do que a capacidade máxima de retenção de vapor de água na temperatura da mistura.
Formação de Nuvens
 O principal processo de formação de nuvens é o resfriamento por expansão adiabática, que ocorre quando uma massa de ar se eleva na atmosfera.
 A medida que a massa de ar se leva na atmosfera, ela se expande em decorrência da diminuição da pressão atmosférica com a altura. Como o ar é uma mau condutor de calor e o processo desenvolve-se rapidamente, a expansão é considerada como adiabática, ocorrendo as custas da diminuição da energia interna da massa de ar. Como conseqüência, a massa de ar resfria-se a medida que se eleva na atmosfera.
 O resfriamento provoca uma diminuição da capacidade de retenção de vapor de água da massa de ar. No momento em que a tensão do vapor de água torna-se igual a tensão de saturação na sua temperatura, ocorre a saturação e a condensação inicia-se sobre os núcleos existentes.
 Em regiões com altos índices de poluentes atmosféricos, a presença de núcleos de condensação altamente higroscópicos dá origem à condensação com umidade relativa do ar até 70%, de acordo com o nível de poluição. Nesses locais, a freqüência de ocorrência de nebulosidade é maior que em locais menos poluídos.
 Também ocorre na atmosfera um processo inverso ao da expansão adiabática. O ar pode descer na atmosfera, sofrendo uma compressão adiabática em decorrência do aumento de pressão. O processo provoca aumento de temperatura da massa de ar que desce, com o conseqüente aumento na capacidade de retenção de vapor de água e diminuição da umidade relativa do ar. Sob a ação desse processo, uma nuvem formada pode dissolver-se.
 O deslocamento vertical de massas de ar na atmosfera é causado pelo relevo, pelo processo de convecção térmica ou por uma superfície frontal.
 
O vento atuando sobre a encosta de uma serra, gera uma componente vertical de deslocamento na massa de ar, fazendo com que esta se eleve na atmosfera, como é visto na Figura 1. A medida que a massa de ar se eleva, aumenta a sua umidade relativa, podendo atingir a saturação e dar origem a formação de nuvens. A altitude em que ocorre o início da condensação é denominada de nível de condensação, e é tanto maior quanto menor for a umidade relativa do ar na base da encosta. Quando o nível de condensação é mais alto que o topo da encosta, não ocorre formação de nuvens. Quando o nível de condensação é mais baixo que o nível da encosta sempre ocorre a formação de nuvens. Dependendo da intensidade de transporte vertical de vapor de água, a nuvem pode evoluir e dar origem a precipitações.
A convecção térmica é conseqüência do balanço positivo de radiação. A heterogeneidade das propriedades físicas da camada superficial do solo em locais próximos, gera diferenças no balanço de radiação e sua partição. Nos pontos em que a componente do balanço de radiação responsável pelo aquecimento do ar é maior, inicia-se um processo ascensional, causado por uma menor densidade em relação ao ar circundante. A massa de ar que se eleva sob a ação da convecção térmica passa a sofrer um resfriamento por expansão adiabática. Se a altura de penetração da célula de convecção atingir o nível de condensação, iniciar-se-á a formação de uma nuvem. A nuvem formada continuamente difunde vapor de água para o ambiente em decorrência de um gradiente de tensão de vapor e temperatura. Enquanto a quantidade de vapor trazida pelo movimento convectivo for maior que a difundida, a nuvem desenvolve-se. O desenvolvimento vertical da nuvem depende da instabilidade atmosférica, enquanto o desenvolvimento horizontal é função da extensão do movimento convectivo. O desenvolvimento dessas nuvens pode leva-las a produzir precipitação.
 Figura 1 – Deslocamento vertical de massas de ar causado pelo relevo
 A diminuição do balanço de radiação faz com que o processo convectivo regrida. O transporte ascendente de vapor de água diminui, tornando-se menor que a taxa de difusão da nuvem. Em conseqüência, a nuvem entra em um processo de dissolução. 
 O processo de formação de nuvens de origem convectiva inicia-se algumas horas após o nascer do sol e se intensifica, acompanhando o crescimento diário do balanço positivo de radiação. O processo de dissolução dessas nuvens tem início algumas horas antes do pôr do sol, sob condição de balanço decrescente de radiação, e todas estarão dissolvidas algumas horas após o pôr do sol.
 Figura 2 – Deslocamento vertical de massas de ar
 causada pela convecção térmica
O processo frontal de deslocamento vertical de massas de ar é causado pela diferença de densidade de massas de ar em deslocamento. Uma massa de ar com maior densidade, normalmente caracterizadapor baixa temperatura e umidade, que se desloca sobre a superfície terrestre, age como uma cunha elevando as massas de ar menos densas que encontra na sua trajetória, como mostra a Figura 3. A elevação dessas massas de ar, pelo contínuo avanço da mais densa, causa seu resfriamento por expansão adiabática e pode leva-las a atingir o nível de condensação. Dependendo das características físicas da massa de ar que é elevada, ocorrerão determinados tipos de nuvens, que poderão dar ou não origem a precipitações.
Classificação Internacional das Nuvens
 Nuvem é o conjunto visível de partículas de água líquida e/ou gelo, em suspensão na atmosfera.
 O aspecto de uma nuvem depende essencialmente da natureza, dimensão, número e distribuição no espaço das partículas que a constituem.
 Figura 3 – Deslocamento vertical de massas de ar causada pela superfície frontal
 As nuvens são sempre brancas. O seu aspecto colorido é decorrência de sua posição em relação ao sol e ao observador. Quando o observador vê a parte iluminada da nuvem, a sua cor é dada pela cor dos raios solares que a iluminam. Especial colorido é dado as nuvens no ocaso do sol quando normalmente predominam as cores na faixa do amarelo e vermelho. Quando a nuvem se interpõe entre o sol e o observador, a extinção da luz ao atravessa-la cria uma região acinzentada conhecida como sua sombra. Quanto maior é a extinção da luz pela nuvem, mais intensa é a sua sombra.
 As nuvens estão em contínua evolução e apresenta-se sob uma variedade infinita de formas. A classificação internacional de nuvens define um número limitado de formas características, que se pode observar freqüentemente em todas as partes do globo. Essa classificação identifica as nuvens, agrupando-as em famílias, gêneros, espécies e variedades. Será considerada a seguir a classificação de famílias e gêneros.
 As nuvens ocorrem desde o nível do solo até o limite superior da troposfera, que está a uma altura de aproximadamente 18 mil metros no norte e de 15 mil metros no sul do Brasil. As famílias das nuvens são definidas de acordo com o seu desenvolvimento vertical e com a altura de sua base. São definidas quatro famílias, que englobam dez gêneros de nuvens.
 A família das Nuvens Altas ocorre na camada mais alta da troposfera, acima de 6 mil metros de altitude. Engloba os gêneros: Cirrus, Cirrocumulus e Cirrostratus.
 A família das Nuvens Médias ocorre entre 2 e 8 mil metros de altitude, na camada média da troposfera. Compreende os gêneros: Altoscumulus e Altostratus.
 A família das Nuvens Baixas ocorre do solo até a altura de 2 mil metros, compreendendo os gêneros: Cumulus, Stratocumulus, Stratus e Nimbostratus.
 A família das Nuvens de Grande Desenvolvimento Vertical compreende apenas o gênero Cumulonimbus, que ocorre dos 600 metros até o limite superior da troposfera.
 A seguir é apresentada uma descrição dos diversos gêneros de nuvens, discutindo algumas de suas características apresentadas nas condições brasileiras.
 . Cirrus
 Tem aspecto fibroso e delicado, brilho sedoso, sem sombra própria. Ocorrem na forma de filamentos, de faixas estreitas ou de bancos. São constituídas de cristais de gelo, nos quais a difração da luz solar ou lunar provoca o aparecimento de halos sem obscurecer o astro. Podem se originar de Cumulonimbus, de Cirrostratus ou em céus limpo. As nuvens deste gênero não provocam precipitações, mas são o prenúncio da ocorrência de uma frente.
 Figura 4 – Nuvem Cirrus
. Cirrocumulus
 Ocorrem na forma de banco, lençol ou camada delgada de nuvens brancas, sem sombra própria. São compostas de pequenas unidades, soldadas ou isoladas, tomando o aspecto granular ou rugoso. São pouco espessas, deixando aparecer o sol e a lua, com formação de halo. São constituídas de cristais de gelo ou gotículas de água superresfriadas. Podem se formar em céu limpo, ou se originar por transformação de Cirrus, Cirrostratus ou Altocumulus. As nuvens deste gênero não dão origem a precipitação e são indicativas da aproximação de uma frente.
 Figura 5 – Nuvem Cirrocumulus
. Cirrostratus
 Formam um lençol ou camada transparente e esbranquiçada, de aspecto fibroso ou liso, cobrindo total ou parcialmente o céu. Não tem sombra própria, obscurecendo os astros, mas permitindo a visualização de sua posição. São constituídas de cristais de gelo, dando origem ao fenômeno do halo. Podem se formar em céu limpo, provir da fusão de Cirrus ou Cirrocumulus e se originar de Altostratus. Não provocam precipitações e indicam a aproximação de uma frente.
 Figura 6 – Nuvem Cirrostratus
. Altocumulus
 Ocorrem na forma de banco, lençol ou camada. São brancas com tênue sombreado próprio. São constituídas de lamínulas, seixos ou rolos, de contornos bem definidos. São pouco espessas deixando aparecer o céu e a lua, sem ocorrer a formação de halo, pois são constituídas de gotículas de água. Não dão origem a precipitação, e podem provir de Cirrocumulus, Stratocumulus, Altoscumulus, Nimbostratus, Cumulus e Cumulonimbus.
 Figura 7 – Nuvem Altocumulus
. Altostratus
 Ocorrem como lençol ou camada, acinzentada ou azulada, de aspecto estriado, fibroso ou uniforme, cobrindo inteira ou parcialmente o céu. São suficientemente delgadas para que se possa ver vagamente o sol sem que ocorra halo. São constituídas principalmente de gotículas de água, podendo apresentar cristais de gelo. Não ocasionam precipitações. Originam-se da ascensão de extensas camadas de ar e podem se originar de Cirrostratus, Nimbostratus, Altocumulus e Cumulonimbus.
 Figura 8 – Nuvem Altostratus
. Nimbostratus
 Formam camadas cinzentas e espessas, suficientes para ocultar completamente o sol. São constituídas de gotículas de água e provocam precipitações leves e contínuas. Resultam da ascensão lenta de camadas de ar de grande extensão horizontal e também podem provir de Altostratus e Cumulonimbus.
 Figura 9 – Nuvem Nimbostratus
. Stratocumulus
 Ocorrem como bancos ou camadas, constituídas de elementos globosos e de contornos bem definidos, com a base acinzentada, soldados ou isolados, com aspecto de seixos ou rolos. São constituídas de gotículas de água e dão origem a precipitações leves e moderadas. Provém de Altocumulus, Nimbostratus, Stratus, Cumulus e Cumulonimbus.
 Figura 10 – Nuvem Stratocumulus
. Stratus
 Formam camadas cinzentas, com base bastante uniforme. São constituídas de gotículas de água bastante pequenas, não dando origem ao fenômeno do halo, obscurecendo totalmente o sol e podendo dar origem a uma garoa. Formam-se por elevação orográfica, ocorrendo ao nível do solo, por elevação de um nevoeiro ou pela saturação do ar em decorrência da precipitação que cai de Altostratus, Nimbostratus, Cumulonimbus, ou Cumulus.
 Figura 11 – Nuvem Stratus
. Cumulus
 São isoladas, densas e de contornos bem definidos, desenvolvendo-se verticalmente na forma de domos ou de torres. São de coloração branca brilhante, de base cinzenta e plana, São formadas de gotículas de água, podendo ocorrer cristais de gelo nas partes mais altas. Formam-se pelo efeito de correntes convectivas que ocorrem sob atmosfera instável. As nuvens Cumulus de grande desenvolvimento vertical provocam chuvas abundantes na forma de aguaceiros, que se caracterizam por chuvas intensas de curta duração e pequena extensão. Pode provir de Altocumulus, Stratocumulus ou Stratus.
 Figura 12 – Nuvem Cumulus
. Cumulonimbus
 São densas e de grande desenvolvimentovertical em forma de montanhas ou torres com aspecto fibroso e de brilho sedoso. O seu corpo é branco, de contornos bem definidos, com base plana e muito escura. São constituídas de gotículas de água, ocorrendo cristais de gelo no topo. Estas nuvens são normalmente acompanhadas de descargas elétricas, dando origem a precipitações intensas e de pequena extensão, associadas com ventos fortes, podendo dar origem ao granizo. Desenvolve-se normalmente de um Cumulus grandemente desenvolvido, podendo também se originar de protuberâncias de Stratocumulus ou Nimbostratus.
 Figura 13 – Nuvem Cumulonimbus
Variação Anual da Nebulosidade
 A nebulosidade é definida como a fração do céu que se apresenta coberta por nuvens no momento da observação. É expressa em décimos de céu coberto.
 Como já visto, são três os processos que atuam na formação das nuvens. Em vista disso o curso anual da nebulosidade não é regular como o da radiação global, por exemplo, mas depende da época do ano em que determinados processos de formação de nuvens atuam. Uma vez que as precipitações originam-se da nebulosidade, os seus cursos anuais são similares, como pode ser visto na Figura 14 para Cachoeiro do Itapemirim – ES. A precipitação é diretamente proporcional à nebulosidade, acompanhando suas flutuações ao longo do ano.
Nevoeiros
 O nevoeiro é um conjunto visível de partículas microscópicas de água líquida em suspensão na atmosfera junto ao solo, capaz de reduzir a visibilidade horizontal.
 Os nevoeiros constituídos de partículas pequenas, menores que 60 microns, não conseguem molhar os objetos em contato com eles. As partículas, pela sua pequena dimensão, contornam os objetos sem se chocar com a sua superfície. Os nevoeiros de partículas maiores que 60 microns provocam o molhamento dos objetos, porque suas partículas não conseguem contorná-los e chocam-se com a sua superfície. Nevoeiros deste tipo são muitas vezes denominados de neblina pelo molhamento que causam.
 Da mesma maneira que as nuvens, os nevoeiros se formam quando a massa de ar se torna saturada de vapor de água. Os três mecanismos que levam uma massa de ar a saturação, descritos anteriormente, são capazes de promover a formação de nevoeiro. A importância relativa de cada mecanismo varia com a estação do ano e com as características de relevo do local.
Figura 14 - Variação anual da precipitação e nebulosidade - Cachoeiro do Itapemirim- ES
 A saturação da massa de ar, por resfriamento, na formação de um nevoeiros pode ocorrer por expansão adiabática de origem orográfica ou por condução térmica.
 Os nevoeiros formados pelo resfriamento por expansão adiabática de origem orográfica são denominados de nevoeiros orográficos. As nuvens que foram formadas por efeito orográfico abaixo do topo da encosta são forçadas a se elevar acompanhando a elevação do terreno, constituindo um nevoeiro orográfico. Esse processo freqüentemente provoca a formação de neblina. Esse tipo de nevoeiro é comum nas regiões serranas, em qualquer época do ano. 
 Os nevoeiros formados pelo resfriamento por condução térmica podem ser dos tipos de irradiação ou de advecção. Em ambos os casos, o resfriamento da massa de ar ocorre por condução de calor do ar para a superfície.
 Os nevoeiros de irradiação ocorrem em noites sem nebulosidade ou com presença de nuvens altas, sob velocidades de vento inferiores a 1 m/s. A superfície do solo tem, nessa condição, um balanço negativo e pronunciado de radiação, que provoca um intenso resfriamento da superfície e, correspondentemente, da massa de ar em contato. O resfriamento do ar pode leva-lo a saturação e a ocorrência de nevoeiro. Esse tipo de nevoeiro não dá origem a neblina.
 Os nevoeiros de advecção ocorrem quando uma massa de ar quente e úmida se desloca para uma região cuja superfície é mais fria que o ar que se desloca. O ar resfria-se continuamente, por condução de calor para superfície, podendo ocorrer a sua saturação e condensação, formando um nevoeiro mas não uma neblina. Os nevoeiros de irradiação e de advecção espessam-se e permanecem junto ao solo com velocidades de vento menores que 2 m/s; quando o vento tem velocidade maior que aquela, a turbulência provoca a elevação do nevoeiro, dando origem a nuvens Stratus.
 A saturação da massa de ar , por adição de vapor, na formação de um nevoeiro ocorre por evaporação, dando origem aos nevoeiros tipos de vapor e frontal.
 Os nevoeiros de vapor ocorrem quando uma massa de ar frio desloca-se sobre uma superfície de água com uma maior temperatura. O vapor de água evaporado na superfície líquida satura o ar frio e promove a condensação. Esse tipo de nevoeiro é freqüente no outono e no inverno, e somente ocorre sob condições de velocidade do vento menores que 1 m/s.
 Os nevoeiros frontais ocorrem quando a precipitação, caindo através de uma massa de ar, provoca a sua saturação. Este tipo de nevoeiro pode estar associado com precipitação frontal, orográfica ou convectiva.
 Os nevoeiros causados por adição de vapor de água não chegam a originar uma neblina.
A saturação da massa de ar, na formação de nevoeiro, pode ocorrer pela mistura de massas de ar de temperaturas diferentes e de altas umidades relativas. O nevoeiro se forma desde que o teor de vapor de água da mistura seja maior que a capacidade máxima de retenção na temperatura final da mistura. Este é um processo associado com as frentes, predominando no outono-inverno, e que não dá origem a neblina.
 Os nevoeiros se dissipam pela radiação solar, que aquecendo a superfície, aquece o ar, promovendo a evaporação da gotículas de água. Enquanto este processo ocorre, o nevoeiro eleva-se da superfície dando origem a uma nuvem Stratus baixa. O tempo necessário para dissipação depende da espessura do nevoeiro e da altura da camada de inversão.
 Para todos os nevoeiros formados, o aumento da velocidade do vento provoca o seu espessamento até o ponto de promover o seu transporte vertical, elevando-o do solo e formando uma nuvem Stratus.
 A Figura 15 mostra a distribuição no Brasil do número de dias por ano com nevoeiro. A freqüência ocorre de menos de 10 dias por ano em alguns pontos do litoral nordestino até mais de 100 dias por ano na Serra do Mar.
 As regiões de menor ocorrência de nevoeiros são o nordeste, o norte do Brasil situado à esquerda do Rio Solimões – Amazonas e a extremidade oeste do Rio Grande do Sul, com menos de 20 dias com nevoeiro por ano.
 Freqüências de 40 a 100 dias por ano ocorrem em regiões serranas do sul e do Planalto Central, e na margem direita do Rio Solimões.
 Figura 15 – Número de dias com nevoeiros por ano no Brasil
7. Visibilidade
 Visibilidade é a máxima distância horizontal que os objetos podem ser reconhecidos a vista desarmada. É avaliada pela observação de objetos situados a distâncias conhecidas do Posto Meteorológico.
 Os principais agentes que concorrem para a redução da visibilidade são os nevoeiros, a névoa úmida, névoa seca, fumaça e poeira.
 Sob condições de nevoeiro, a umidade relativa do ar é 100% e a temperatura do ponto de orvalho é igual a temperatura do ar. A visibilidade é reduzida para menos de 1000 m.
 Sob condições de névoa úmida, a umidade relativa do ar está entre 80 e 100%, não ocorrendo a condensação. A redução de visibilidade é decorrente da adsorção de moléculas de vapor de água sobre os núcleos higroscópicos. A visibilidade é maior que 1000 m .
 Quando a atmosfera apresenta-se carregada com partículas sólidas minerais de pequenas dimensões, e com a umidade relativa abaixo de 80%, ocorre redução de visibilidade por névoa seca. A visibilidade é maior que 1000 m e o sol toma uma aparência avermelhada. Quando as partículas são de maior tamanho e a visibilidade é reduzida para menos de 1000 m, diz-se que ocorre poeira; o sol adquire umaaparência amarelada.
 Em regiões de grande concentração urbana ou industrial, há a liberação de grandes quantidades de fumaça, que dá aos objetos distantes a coloração azulada, reduzindo a visibilidade para menos que 1000 m. A concentração de fumaça atinge valores muito elevados quando ocorre uma camada com inversão de temperatura junto ou afastado do solo. Nesta condição, toda fumaça liberada na ou abaixo da camada de inversão, estabelecendo-se elevados índices de poluição atmosférica, prejudiciais à saúde humana.
 A ocorrência combinada de nevoeiro e elevadas concentrações de fumaça dá origem ao fenômeno conhecido como “smog”, que ocorre em grandes centros urbanos e industriais, principalmente no outono e inverno. 
8. Orvalho
 Orvalho é a condensação de vapor de água atmosférico sobre uma superfície sólida. Essa condensação inicia-se e mantém-se quando a temperatura da superfície torna-se ou permanece igual ou inferior que a temperatura do ponto de orvalho do ar adjacente. Com o início da condensação, ocorre liberação de calor latente que aquece a superfície e, subseqüentemente, o ar adjacente. A temperatura da superfície torna-se maior que a temperatura do ponto de orvalho do ar adjacente, provocando uma descontinuidade no processo de condensação. Uma nova condensação só irá ocorrer a uma menor temperatura, pois toda condensação causa o abaixamento da temperatura do ponto de orvalho do ar pela remoção do vapor de água nele contido. O processo de formação de orvalho é, pois, intermitente e prossegue enquanto perdurarem as condições de resfriamento da superfície.
 Figura 16 – Balanço de energia de uma superfície sólida sob formação de orvalho.
 O resfriamento de uma superfície é uma conseqüência de seu balanço negativo de radiação. Sob condições de formação de orvalho, o balanço de energia da superfície de um corpo sólido está mostrado na Figura 16. A taxa de formação de orvalho é proporcional a diferença entre a emissão efetiva de radiação da superfície (Qol) e os fluxos de calor sensível (A + S). A formação de orvalho é, pois, tanto maior quanto maior for a emissão efetiva e menores forem os fluxos de calor sensível. A emissão efetiva de radiação aumenta com a diminuição da cobertura do céu e com a redução do teor de umidade do ar.
 O fluxo de calor sensível do ar diminui com a diminuição da turbulência atmosférica. O fluxo de calor sensível do corpo é pouco variável e depende das características físicas do corpo. Em conseqüência, a deposição de orvalho se faz intensamente em noites de céu limpo, em presença de massas de ar de baixo teor de umidade e com pequenas mas não nulas velocidades do vento. A velocidade do vento não pode ser nula porque embora ele aumente o fluxo de calor sensível do ar, ele aumenta o fluxo de vapor de água para a superfície.
 A formação de orvalho causa a diminuição da concentração de vapor de água no ar adjacente. Esse vapor de água é reposto por difusão turbulenta, podendo provir de camada imediatamente superior da atmosfera ou de uma superfície evaporante, como o solo, colocada inferiormente. Em função disso, a formação de orvalho se dá por fluxos verticais descendentes de vapor de água, no processo denominado de “precipitação de orvalho”, ou por fluxos verticais ascendentes de vapor de água, no processo denominado de “destilação de orvalho”. Esses processos podem ocorrer isolada ou simultaneamente.
 Associado com o período de formação de orvalho, ocorre o período de molhamento da superfície que inclui também o período de evaporação do orvalho.
 A maior freqüência de ocorrência de orvalho se dá nas épocas de maior emissão efetiva terrestre, notadamente no outono e inverno.
8.1. Medição do Orvalho
 São dois os parâmetros utilizados na quantificação do orvalho: a quantidade formada e a duração do período de molhamento.
 A quantidade de orvalho formada é medida pelos orvalhógrafos e orvalhômetros. Os orvalhógrafos possuem uma superfície exposta sobre a qual se condensa o orvalho, cujo peso é registrado sobre um tambor de relojoaria.
 O período de molhamento de uma superfície é medido pelos registradores de molhamento superficial.
Condensação