meteorologia-geral-eear FAB

Prévia do material em texto

FORÇA AÉREA BRASILEIRA 
 
ESCOLA DE ESPECIALISTAS DE AERONÁUTICA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
METEOROLOGIA GERAL 
(MÓDULO ÚNICO) 
 
 
 
BMT 
 
CFS 
 
 
 
MINISTÉRIO DA DEFESA 
COMANDO DA AERONÁUTICA 
ESCOLA DE ESPECIALISTAS DE AERONÁUTICA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
METEOROLOGIA GERAL 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Apostila da disciplina Meteorologia Geral, da Especialidade 
BMT, do Curso de Formação de Sargentos. 
Elaborador: Grupo de Trabalho DECEA / EEAR com a participa-
ção do 2S BMT Alexandre de Oliveira Lourenço e do 
2S BMT Daniel dos Santos Rodrigues, ambos do efetivo da 
EEAR. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
GUARATINGUETÁ, SP 
2014 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
DOCUMENTO DE PROPRIEDADE DA EEAR 
Todos os Direitos Reservados 
 
 Nos termos da legislação sobre direitos autorais, é proibida a reprodução total ou parcial 
deste documento, utilizando-se qualquer forma ou meio eletrônico ou mecânico, inclusive proces-
sos xerográficos de fotocópias e de gravação sem a permissão, expressa e por escrito, da Escola de 
Especialistas de Aeronáutica- Guaratinguetá- SP.
 
 5 
SUMÁRIO 
 
 
 
Introdução....................................................................................................................................07 
 
Roteiro de Atividade....................................................................................................................09 
 
Unidade 1:Introdução à Termodinâmica da Atmosfera...............................................................11 
 
 Subunidade 1.1: Estrutura Vertical da Atmosfera..................................................................11 
 
 Subunidade 1.2: Calor e Temperatura....................................................................................20 
 
 Subunidade 1.3: Umidade Atmosférica..................................................................................28 
 
 Subunidade 1.4: Pressão Atmosférica....................................................................................35 
 
Unidade 2: Radiação Eletromagnética.........................................................................................46 
 
 Subunidade 2.1: O Sol e a Terra.............................................................................................46 
 
 Subunidade 2.2: Radiação Solar, Terrestre e Atmosférica.....................................................55 
 
Unidade 3: Dinâmica da Atmosfera............................................................................................61 
 
 Subunidade 3.1: Forças Reais e Aparentes............................................................................62 
 
 Subunidade 3.2: Fluxos Atmosféricos...................................................................................66 
 
Bibliografia.................................................................................................................................84 
 
 
 6 
 
 
 7 
INTRODUÇÃO 
 
 
 O presente módulo, destinado aos alunos da 1ª Série do Curso de Formação de Sar-
gentos, da especialidade de Meteorologia, tem por finalidade apresentar os conhecimentos básicos 
essenciais para o aprendizado desta ciência. 
 Nosso principal objetivo é expor, aos que nela se iniciam, os fenômenos relativos à 
atmosfera terrestre, de maneira simples e objetiva, de forma a proporcionar-lhes subsídios para me-
lhor compreensão do dia-a-dia. 
 Assim, não é nosso intento, aqui, ensinar os princípios correlatos à previsão do 
tempo, mas sim apresentar o necessário para um bom desempenho profissional das atividades fun-
damentais àqueles que serão futuros integrantes do Serviço de Controle do Espaço Aéreo. 
 Os responsáveis pelo texto, cientes de que ainda não elaboraram um trabalho com-
pleto, sobretudo pela atual inconstância do tempo, agradecem antecipadamente quaisquer sugestões 
que tenham como objetivo o aprimoramento das próximas edições. 
 
 
 8 
 
 
 9 
ROTEIRO DE ATIVIDADES 
 
I- Assunto: METEOROLOGIA GERAL 
 
 
II- Objetivo: ao término do estudo deste módulo, você estará apto a identificar os fenômenos at-
mosféricos, suas causas e consequências. 
 
III- Atividade de ensino: este módulo é composto de três unidades: 
 
Unidade 1 – Introdução à Termodinâmica da Atmosfera; 
Unidade 2 – Radiação Eletromagnética; e 
Unidade 3 – Dinâmica da Atmosfera. 
 
 Para dominar os conteúdos abordados neste módulo e alcançar o desempenho exi-
gido, você deverá ler com bastante atenção. Não passe adiante enquanto houver dúvidas. 
 
 
 10 
 
 
 11 
Unidade 1 – Introdução à Termodinâmica da Atmosfera 
 
A Meteorologia 
 
Ao longo dos séculos, observadores do céu e dos fenômenos meteorológicos, tais como: 
agricultores, navegantes e pastores, acumularam certos conhecimentos práticos capazes de possibi-
litar prognósticos com relativa precisão sobre mudanças do tempo. Atualmente, a Meteorologia e 
seus observadores contam com recursos tecnológicos e meios avançados para indicarem as condi-
ções do tempo presente e futuro com a melhor precisão possível. Baseada na Física e na Matemática, 
entre outras ciências, a Meteorologia deixou de ser fruto apenas do empirismo e da subjetividade, 
passando a ser uma ciência exata e precisa, através de modelos matemáticos e métodos de previsão 
desenvolvidos e com auxílio de supercomputadores no processamento de dados meteorológicos. 
 
Definição 
 
 O vocábulo Meteorologia, de origem grega, apresenta a seguinte etimologia: 
• Meteoro: significando fenômenos (atmosféricos); 
• Logus: significando estudo (tratado). 
 Assim, a Meteorologia é a ciência que se destina ao estudo dos fenômenos que ocorrem na 
atmosfera terrestre. 
 
Histórico 
 
A Meteorologia, assim como as demais ciências, evoluiu de acordo com o avanço tecnoló-
gico proporcionado pelas civilizações ao longo do tempo. Alguns historiadores atribuem a Aristó-
teles a primeira citação dada à Meteorologia em sua obra “Meteorology”. Daí em diante outros 
povos (palestinos, indianos, gregos, etc.) passaram a observar fenômenos naturais como a precipi-
tação, o vento, a umidade do ar entre outros. 
A partir do século XVI, aproximadamente, começaram a surgir instrumentos capazes de me-
dir e/ou registrar alguns desses parâmetros meteorológicos, como em 1.580, quando Galileu Galilei 
inventou o termômetro. Barômetros, higrômetros, anemômetros e psicrômetros são exemplos de 
alguns instrumentos inventados. Além disso, conceitos e teorias também foram desenvolvidos, 
como por exemplo a circulação atmosférica nos trópicos descrita por G. Hadlen, em 1.735, e méto-
dos de se intercambiar e padronizar o serviço meteorológico (plotagem, rede meteorológica, horas 
padrões, etc.) foram aperfeiçoados através de congressos mundiais. 
Já no século XX, valiosos aliados como a radiossonda, satélites, radares e computadores 
vieram a impulsionar a meteorologia no campo tecnológico, tornando as observações e consequen-
tes previsões mais exatas e seguras. 
 
Subunidade 1.1 – Estrutura Vertical da Atmosfera 
 
1.1.1 - Composição do ar 
 
A atmosfera é o conjunto de gases, vapor d’água e partículas, que envolve a superfície da 
Terra, não tendo um limite definido, verificando-se apenas a rarefação do ar com a altitude. No 
âmbito da Meteorologia, a porção mais importante é de no máximo 20 km de altitude. 
Para fins de estudo, a composição padrão é aquela que considera o ar seco sem impurezas e 
vapor d’água, devido à grande variação no tempo e no espaço que estes apresentam. Essa composi-
ção padrão é a seguinte: 
 
 
 
 12 
Nitrogênio 78% 
Oxigênio 21% 
Argônio 0,93% 
CO2 0,4% 
 
Outros gases como o hélio, neônio, xenônio, etc., em pequenas porções compõem a atmos-
fera. Esta composição é praticamente constante até 25 km. 
 
1.1.2 - Funções dos principais componentes: 
 
1.1.2.1 - Nitrogênio 
 
Embora seja o constituinte mais abundante, não exerce relevantepapel em termos energéti-
cos, absorvendo apenas um pouco de radiação ultravioleta nas camadas mais altas da atmosfera. 
 
1.1.2.2 - Oxigênio e Ozônio 
 
Além de essencial para a existência da vida no planeta, o oxigênio possibilita a formação do 
ozônio na atmosfera. Ao absorver ultravioleta, as moléculas de oxigênio se dissociam (rompem) e 
se reagrupam, formando ozônio (O3). Essa reação ocasiona concentração de O3 a aproximadamente 
35 km de altitude, dita ozonosfera, que varia com a latitude e com a época do ano. O ozônio, por 
sua vez, ao absorver o raio ultravioleta de energia menor que o raio ultravioleta absorvido pelo 
oxigênio, se dissocia, dando origem ao retorno do oxigênio. Esse ciclo, além de permitir a absorção 
de UV (nocivo à maioria dos seres vivos por ter muita energia), renova o oxigênio presente nos 
níveis mais baixos da atmosfera, ou seja, na Biosfera. 
 
1.1.2.3 - Vapor d’água 
 
A concentração de vapor d’água na atmosfera, embora pequena (máximo de 4% em volume) 
é variável com a altitude e latitude, é de suma importância na distribuição de temperatura e energia 
na atmosfera, pois participa dos processos de formação de nuvens, liberando calor ao condensar-se 
e absorvendo calor ao evaporar-se. Além disso determina o nível de conforto ambiental. A conden-
sação de vapor d’água está condicionada a presença de partículas sólidas em suspensão no ar (sal 
do mar e poeira), que servem de aglutinadores de vapor d’água, chamadas de núcleos higroscópicos 
ou partículas hídricas. 
 
1.1.2.4 - Gás carbônico (CO2) 
 
Do total de dióxido de carbono existente no planeta, 98% está na água dos oceanos e o res-
tante está na atmosfera. Esta concentração na atmosfera pode aumentar em regiões industriais, in-
terferindo na energética do sistema globo-atmosfera, ao absorver energia solar e terrestre, dando 
origem ao chamado Efeito Estufa. 
Por outro lado, o dióxido de carbono é essencial para a vida no planeta. Visto que é um dos 
compostos essenciais para a realização da Fotossíntese. Sendo este processo, uma das fases do ciclo 
do carbono e é vital para a manutenção dos seres vivos. 
 
 
 13 
1.1.3 - Variação vertical das propriedades da atmosfera 
 
A progressiva rarefação do ar no sentido vertical dificulta o estabelecimento de um limite 
físico externo para a atmosfera. Para isso, foram feitas diversas tentativas no sentido de dividir a 
atmosfera em camadas aproximadamente homogêneas fisicamente. Entretanto, o critério mais 
aceito atualmente se fundamenta na variação vertical de temperatura, ou seja, no gradiente vertical 
de temperatura. Baseada nesse critério, a atmosfera divide-se em 4 camadas (troposfera, estratos-
fera, mesosfera, termosfera), separadas por 3 zonas de transição (tropopausa, estratopausa e meso-
pausa). 
 
1.1.3.1 - Troposfera e Tropopausa 
 
Troposfera é a camada justaposta à superfície terrestre e a mais importante do ponto de vista 
da meteorologia. Nela se concentram 75% da massa total da atmosfera e quase todo seu vapor 
d’água, circunstância que lhe torna o ambiente de praticamente todas as nuvens e fenômenos atmos-
féricos. Graças ao aquecimento por contato com a superfície, a temperatura do ar diminui vertical-
mente nessa camada a uma razão média de 6,5 °C/km (0,65 ºC/100 m). Podem acontecer ainda nessa 
região camadas isotérmicas (variação nula de temperatura na vertical) e camadas de inversão (tem-
peratura aumenta com a altitude) devido a fatores locais e de circulação do ar. A espessura dessa 
camada varia com a latitude e com a época do ano, oscilando entre 6 e 10 km nos polos e entre 15 
e 18 km nos trópicos. A tropopausa, região de transição entre a troposfera e a estratosfera, apresenta 
tendência de isotermia. Nas latitudes de 30° e 60° pode se apresentar difusa devido a circulação 
local, o que a torna de difícil detecção em observações aerológicas. 
 
1.1.3.2 - Estratosfera e Estratopausa 
 
Estratosfera estende-se até cerca de 50 km de altitude, apresentando nos primeiros quilôme-
tros de sua extensão (até 30 km) um suave acréscimo de temperatura com a altitude. O progressivo 
aquecimento de ar observado na porção superior dessa camada é devido à geração de energia na 
formação do ozônio. A estratopausa justapõe-se ao topo da estratosfera, apresentando gradiente tér-
mico vertical quase nulo. A média de temperatura do ar na região da estratopausa é de 0 °C. 
 
1.1.3.3 - Mesosfera e Mesopausa 
 
A mesosfera, de cuja camada se dispõe poucos dados para estudo, se estende até 80 km de 
altitude, logo acima da estratopausa, apresentando diminuição de temperatura com a altitude, sendo 
que no seu limite superior a temperatura é de -95 °C. É praticamente isenta de vapor d’água e apre-
senta acentuada rarefação do ar. Os meteoritos que nela penetram em alta velocidade incandescem 
devido ao atrito, originando estrelas cadentes. 
Acima da mesosfera, com 10 km de espessura está a mesopausa, também caracterizada por 
tendência isotérmica. 
 
1.1.3.4 - Termosfera 
 
A termosfera se situa para além de 90 km de altitude e se caracteriza por um contínuo au-
mento de temperatura com altitude. A amplitude de temperatura, durante o dia, nessa camada, é 
muito grande graças a enorme rarefação do ar reinante. Outra consequência dessa rarefação é que 
as temperaturas dessa região só podem ser estimadas a partir da pressão e densidade atmosférica no 
local. 
 
 
 
 14 
1.1.3.5 - Ionosfera 
 
É uma região da atmosfera que se estende a partir de 60 km de altitude, onde há uma con-
centração de íons (elétrons carregados eletricamente) em decorrência da absorção de radiação por 
partículas suspensas. 
A ionosfera pode absorver ou refletir ondas de rádio, dependendo da frequência da onda e 
da quantidade de elétrons livres na camada. Mudanças na atividade solar provocam alteração na 
quantidade de elétrons desta camada e podem causar um colapso nas comunicações de rádio; tais 
mudanças são distúrbios chamados tempestades magnéticas. 
 
1.1.3.6 - Cinturões de Van Hallen 
 
São duas camadas exteriores a cerca de 3.600 km de altitude sobre o Equador magnético, 
compostos de elétrons principalmente de alta energia, protegendo a Terra dos raios cósmicos vindos 
do espaço nocivos aos seres vivos. As descargas solares de partículas eletricamente carregadas, 
atingem os cinturões de Van Hallen, sendo capturadas e atraídas na direção dos polos magnéticos 
(em torno de 20° de latitude em cada hemisfério), onde interagem com o oxigênio e o nitrogênio na 
alta atmosfera, provocando emissão de energia visível (luminescência) - as auroras polares - sob 
forma de colunas, manchas e cortinas coloridas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 1- Variação vertical das propriedades da atmosfera 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 15 
1.1.4 - Processo Adiabático na Atmosfera 
 
É o processo segundo o qual a variação da energia interna de uma parcela de ar depende de 
um trabalho de compressão e expansão da mesma, sem que haja significante troca de calor com a 
atmosfera adjacente. 
Um exemplo clássico adiabático na atmosfera é o lento movimento vertical (ascendente ou 
subsidente) de uma parcela de ar grande o suficiente para que se tornem desprezíveis as trocas de 
calor em sua periferia. Em função disso, a energia necessária à realização do trabalho de expansão 
na subida é obtida às custas da redução de sua própria energia interna (como estabelece o 1° Princí-
pio da Termodinâmica “a variação da energia interna de um sistema depende da troca de calor com 
o meio e da realização do trabalho, ∆Q = ∆u+∆w”) resultando num resfriamento da parcela. Na 
descida a parcela se aquecerá, pois a atmosfera realiza trabalho sobre ela (compressão), aumentando 
sua energia interna. 
Nesse nosso estudo serão assumidas as seguintes condições: 
a) atmosfera em equilíbrio hidrostático (sem perturbação); 
b) não haverá troca de calor entre a parcela e a atmosfera; e 
c) nenhum produto de condensação abandonará a parcela na ascensão ou subsidência. 
 Como bem vimos,as variações de altura por que passa uma parcela de ar na atmosfera trans-
mitem-lhe consequentes variações de temperatura (resfriamento na subida por expansão e aqueci-
mento na descida por compressão). Estas variações foram bastante pesquisadas e hoje, lhe são atri-
buídos valores diferentes, conforme o ar esteja ou não saturado. 
 
1.1.4.1 - Características do processo adiabático: 
 
1.1.4.1.1 - Razão Adiabática Seca (RAS) 
 
 É o nome do gradiente térmico de uma parcela de ar não saturado, que apresenta o valor 
particular de 1 ºC/100 m. Ele é na verdade, a variação vertical da temperatura de uma parcela de ar 
“seco” que, ao elevar-se adiabaticamente, resfria-se e, ao descer adiabaticamente, se aquece na 
mesma proporção. Não se deve, a partir de agora, confundir o gradiente térmico de uma parcela de 
ar que se movimenta adiabaticamente, com o gradiente térmico do ar ambiente, onde a parcela se 
movimenta. Aquele é sempre constante, fazendo-se na razão de 1 ºC/100 m e este poderá apresentar 
valores bem diferentes, que dependerão de uma pesquisa atmosférica, normalmente, via sondagem. 
 
1.1.4.1.2 - Gradiente Superadiabático 
 
 É o nome dado a todo gradiente térmico que apresenta um valor superior ao atribuído à 
Razão Adiabática Seca, ou seja, maior do que 1 ºC/100 m. O máximo permissível na atmosfera é de 
3,42 ºC/100 m e recebe a designação particular de gradiente autoconvectivo, pois ele acarreta o 
afundamento mecânico do ar mais frio dos níveis superiores e uma subida violenta de um volume 
equivalente de ar superaquecido dos níveis inferiores; o resultado disso é uma instabilidade extrema, 
como veremos adiante. 
 
1.1.4.1.3 - Razão Adiabática Úmida (RAU) 
 
É o nome do gradiente térmico de uma parcela de ar saturado, que apresenta o valor parti-
cular de 0,6 ºC/100 m. Ele é na verdade, a variação vertical da temperatura de uma parcela de ar 
“úmido”, que, elevando-se adiabaticamente, já ultrapassou o NCC. É de menor valor porque o calor 
latente de condensação, liberado no processo respectivo, reaquece a parcela, reduzindo assim o valor 
do gradiente térmico. Na verdade, a razão adiabática úmida não apresenta um valor tão constante 
quanto à razão adiabática seca, pois ele varia na razão inversa da temperatura e depende da quanti-
dade de vapor d’água envolvida no processo. Em virtude disso, varia de 0,4 ºC até quase 1 ºC/100 
m, adotando-se, porém, como já vimos, um valor médio de 0,6 ºC/100 m. 
 
 
 16 
1.1.4.1.4 - Nível de condensação convectiva (NCC) 
 
 À medida que uma parcela de ar se eleva convectivamente, ela vai se resfriando adiabatica-
mente e a diferença entre a sua temperatura e a temperatura do ponto de orvalho variará gradativa-
mente. Da mesma forma que a temperatura do ar decresce de 1 ºC/100 m (valor da Razão Adiabática 
Seca), a temperatura do ponto de orvalho o faz na razão média de 0,2 ºC/100 m. 
 Quando a diferença entre os dois valores se torna nula, eles se igualam e ocorre a saturação 
da parcela considerada. A partir daí, inicia-se a condensação do vapor d’água e uma possível for-
mação de nebulosidade. O nível no qual isto ocorre recebe o nome de Nível de Condensação Con-
vectiva (NCC) ou Nível de Condensação por Elevação (NCE) e a sua altura é a mesma da base da 
nebulosidade aí formada. Toda atividade convectiva se inicia à superfície e a temperatura do ar que 
lhe dá origem denomina-se temperatura convectiva. 
 Para se calcular a altura da nuvem formada num processo adiabático, usa-se uma regra de 
três simples, lembrando que, para cada 100 metros de altura, a diferença de temperatura e do ponto 
de orvalho decresce numa razão de 0,8 ºC. 
 
 0,8 ºC --------100 metros 
(T – td) -----h 
h = (T –td) x 125 
 
Onde: T = temperatura do ar à superfície em ºC 
 Td = temperatura do ponto do orvalho em ºC 
 125 = constante (resultado de 100 : 0,8) 
 h = altura do NCC/NCE em metros. 
 
 
 
1.1.4.1.5 - Exercícios de Aplicação: 
 
1- A temperatura do ar na base de uma nuvem cumulus situada a 1.500 metros de altura é de 16 ºC. 
Qual a temperatura do ponto de orvalho à superfície? 
 
2- Nuvem cumulus formam-se a 1.600 metros. Sabendo-se que a temperatura do ponto de orvalho 
à superfície é de 20 °C, a temperatura convectiva será de 
 
3- Uma nuvem tem base a 1.000 metros e topo a 5.000 metros. Qual a temperatura do ar a 3.000 
metros de altura, se a temperatura do ponto de orvalho a 600 metros é de 9 ºC? 
 
4- Nuvens cumulus formam-se a 800 metros, tendo na base o ponto de orvalho de 6 ºC. Qual a 
temperatura convectiva em graus Celsius? 
 
5- Uma parcela de ar à superfície é forçada a se elevar a 1.400 metros de altura, onde atinge o NCC 
com ponto de orvalho de 08 ºC. A sua temperatura à superfície, em graus Celsius será? 
 
6- Qual a temperatura no topo de uma nuvem cumulus, sabendo-se que tem 700 metros de extensão 
vertical, base a 1.000 metros e que apresenta 8 ºC no NCC. 
 
7- Uma parcela de ar é forçada a subir a encosta de uma montanha. Essa parcela forma nuvem a 
1.000 metros de altura, atingindo o NCC com temperatura de 8 ºC, produzindo saturação até o 
topo da montanha que é de 3.000 metros. Calcule: 
a) a temperatura convectiva; 
b) a temperatura do ponto de orvalho à superfície; 
c) a temperatura no topo da montanha; 
d) a temperatura à superfície do lado oposto da montanha após a descida da parcela. 
 
 17 
Respostas: 
1- 19 ºC 
2- 91 ºF 
3- -3,8 ºC 
4- 14 ºC 
5- 22 ºC 
6- 3,8 ºC 
7- a) 18 ºC; b) 10 ºC; c) –04 ºC; d) 26 ºC 
 
1.1.4.1.6- Temperaturas potencial e potencial equivalente 
 
O conceito de temperatura potencial é de extrema utilidade em Meteorologia, principalmente 
quando se necessita comparar as temperaturas do ar a diferentes alturas, para efeito de cálculo de 
fluxos de calor, pois não se pode medir diretamente a temperatura e compará-la sem considerar a 
pressão e altura. Neste caso então, compara-se as diferentes temperaturas potenciais. 
Se uma parcela de ar eleva-se até um dado ponto, a partir da superfície, e depois retorna ao 
ponto de partida, independente das variações de pressão por que passou, tanto na subida como na 
descida, voltará sempre com a mesma temperatura inicial, desde que a pressão inicial permaneça 
constante. A superfície de pressão escolhida para tal é a de 1.000 hPa e a temperatura que uma 
parcela adquire quando é trazida até a mesma, é chamada de Temperatura Potencial. Variações de 
altura fazem variar a temperatura da parcela, mas a sua temperatura potencial será sempre constante. 
Entretanto, se a parcela ultrapassar o NCC e saturar todo o vapor d’água, ao retornar à superfície de 
1.000 hPa, chegará com uma temperatura maior que a inicial. É a chamada temperatura potencial 
equivalente, muito usada na identificação de massas de ar. O processo que deu origem a temperatura 
potencial equivalente é denominado de processo pseudoadiabático e que difere do processo adiabá-
tico, porque vai além do NCC. 
 
1.1.4.2 - Condições de equilíbrio na Atmosfera 
 
Para o estudo das condições de equilíbrio na atmosfera será adotado o chamado “método da 
parcela”, que analisa o comportamento de uma parcela de ar em relação à atmosfera que a circunda 
(ar adjacente). Admite-se que, em um certo instante, uma dada camada da atmosfera se encontre em 
equilíbrio hidrostático. Em seguida, sofra um impulso qualquer (orografia, por exemplo) que a obri-
gue a um pequeno deslocamento vertical. Ao deslocar-se verticalmente, a parcela experimenta uma 
mudança de temperatura que se processa segundo a razão adiabática seca ou úmida. Uma vez ces-
sada a causa que obrigou a parcela a se deslocar, sua densidade poderá ser maior, igual ou menor 
que a da atmosfera adjacente, no nível de pressão atingido, daí resultando sua tendência a descer, 
estacionar ou subir, respectivamente. Dependendo de sua densidade final em relação ao ar circun-
dante, a parcela poderá: 
a) descer, voltando ao nível de pressão original; neste caso, o equilíbrio do ar é dito estável; 
b) estacionar, permanecendo em repouso na novaposição, denominado neutro; 
c) subir, tendendo a se afastar da posição original, chamado instável. 
 
1.1.4.2.1 - Tipos de equilíbrio do ar: 
 
 Para determiná-los deve-se comparar o gradiente térmico do ar ambiente (valor a ser pesqui-
sado) com o gradiente térmico da parcela de ar, RAS ou RAU, conforme tenha ou não ultrapassado 
o NCC. Os exemplos citados a seguir referem-se apenas à RAS, tendo em vista que o procedimento 
para RAU é o mesmo, somente atentando-se para os valores diferentes das razões adiabáticas seca 
e úmida. 
 
 
 18 
1.1.4.2.1.1 - Ar indiferente ou neutro 
 
Ocorre quando o gradiente térmico do ar ambiente for igual ao gradiente térmico da parcela 
considerada ou ambos apresentarem mesma densidade. 
 
GTA = 1 ºC/100 m ==> AR NEUTRO (GTA = RAS) 
 
Exemplo: feita uma sondagem num ambiente cuja temperatura convectiva é de 30 ºC, verificou-se 
que a 2.000 m de altura a temperatura é de 10 ºC. Uma parcela embebida nesse meio chegará a esse 
nível também com 10 ºC, apresentando, consequentemente, a mesma densidade do ar ambiente e 
tendendo a permanecer em repouso, caracterizando desse modo, ar indiferente ou neutro. 
 
1.1.4.2.1.2 - Ar estável 
 
Ocorre quando o gradiente térmico do ar ambiente for menor do que o gradiente térmico da 
parcela considerada ou a densidade ambiente for menor que a densidade da parcela. 
 
GTA < 1 ºC/100 m ==> AR ESTÁVEL (GTA < RAS) 
 
Exemplo: feita uma sondagem num ambiente cuja temperatura convectiva é de 30 ºC, verificou-se 
que a 2.000 m de altura a temperatura é de 20 ºC. Uma parcela embebida nesse meio chegará a esse 
nível com 10 ºC, apresentando, consequentemente, uma densidade maior que a do ar ambiente e 
tendendo a afundar, com retorno à posição original, caracterizando, desse modo, ar estável. 
 
1.1.4.2.1.3 - Ar instável 
 
Ocorre, quando o gradiente térmico do ar ambiente for maior do que o gradiente térmico da 
parcela considerada ou densidade ambiente maior que a densidade da parcela. 
 
GTA > 1 ºC/100 m ==> AR INSTÁVEL (GTA > RAS) 
 
Exemplo: feita uma sondagem num ambiente cuja temperatura convectiva é de 30 ºC, verificou-se 
que a 2.000 m de altura a temperatura é de 0 ºC. Uma parcela embebida nesse meio chegará a esse 
nível com 10 ºC, apresentando, consequentemente, uma densidade menor que a do ar ambiente e 
tendendo a continuar subindo, afastando-se da posição original, caracterizando, desse modo, ar ins-
tável. 
 
 Observa-se perfeitamente que os valores de gradiente térmico ambiente dos exemplos ante-
riormente apresentados, são os seguintes: 
• exemplo do caso (a): 1 ºC/100 m; 
• exemplo do caso (b): 0,5 ºC/100 m; 
• exemplo do caso (c): 1,5 ºC/100 m. 
 
 Em ar estável, não há condições para a movimentação vertical do ar, apresentando-se o 
mesmo calmo ou sem turbulência. Em ar instável, há condições para a movimentação vertical do ar, 
apresentando-se agitado ou turbulento. 
 
 
 19 
1.1.4.2.2 - Estabilidade Condicional do Ar 
 
Como já vimos anteriormente, se uma parcela de ar eleva-se adiabaticamente num ar ambi-
ente cujo gradiente térmico seja menor que o seu, o resultado é a presença de ar estável. Admitamos 
por exemplo, o valor de 0,8 ºC/100 m para o referido gradiente. Ao atingir o NCC, a parcela em 
apreço passa a apresentar um gradiente térmico menor, como já sabemos (0,6 ºC/100 m), muito 
embora o gradiente térmico do ar ambiente continue com o valor de 0,8 ºC/100 m. Isto evidenciará, 
como também já vimos anteriormente, a presença de ar instável, uma vez que o gradiente térmico 
do ar ambiente passou a ser maior que o gradiente térmico da parcela considerada. Este tipo de 
estabilidade do ar, no qual ele permanece estável enquanto não saturado, passando gradativamente 
a instável depois de saturado, denomina-se estabilidade condicional, e o nível onde ela ocorre 
chama-se nível de convecção livre (NCL), que pode acontecer coincidente ou abaixo do NCC. 
 
1.1.4.2.3 - Instabilidade Mecânica ou Absoluta do ar 
 
 Normalmente, a densidade do ar diminui com a altura, mesmo que haja um gradiente su-
peradiabático. Entretanto, em níveis próximos a superfícies superaquecidas, têm havido evidências 
de ar com densidade quase constante, o que caracteriza a chamada atmosfera homogênea, cujo gra-
diente térmico responsável é o gradiente autoconvectivo (3,42 ºC/100 m). Como bem já vimos, é 
uma situação que produz uma instabilidade extrema e automática, isto é, sem a necessidade de atu-
ação de forças externas, tais como convergência, efeito orográfico, efeito dinâmico, etc., e que se 
denomina instabilidade mecânica ou absoluta. A grande importância disso é que ela é responsável 
pela ocorrência de fenômenos violentos, principalmente do tornado e da tromba d’água. O afunda-
mento de ar numa área da superfície acarreta concentração de ar nesse nível (alta pressão), gerando 
estabilidade e formação de névoa e nevoeiros. Esse acúmulo de ar tende a divergir (sair) do centro 
de alta e convergir (entrar) para um centro de baixa (graças ao equilíbrio hidrostático), gerando 
elevação de ar e convecção nesses ciclones. Portanto, afundamento e divergência associam-se a 
áreas de alta pressão enquanto convergência e elevação caracterizam áreas de baixa pressão. 
 
1.1.4.2.4 - Outros aspectos de identificação do equilíbrio do ar 
 
 A nebulosidade, quando bem interpretada, permite identificar a condição de equilíbrio rei-
nante no momento sobre uma área. Assim, toda nuvem que apresente o termo cumulus em seu nome, 
caracteriza ar instável (cumulus, cumulonimbus, altocumulus e cirrocumulus). Por outro lado, toda 
nuvem que apresente o termo stratus em seu nome, caracteriza ar estável (stratus, nimbostratus, 
altostratus e cirrostratus). Já a nuvem stratocumulus caracteriza o ar neutro. 
 Além das nuvens, outros aspectos mais comuns servem como formas de identificação do 
equilíbrio do ar. Dentre eles, podemos citar os seguintes: 
 
1.1.4.2.4.1 - Estabilidade Geral 
 
Visibilidade restrita, névoa úmida, céu claro ou com nebulosidade estratiforme, sem ou com 
precipitação leve e contínua. 
 
1.1.4.2.4.2 - Instabilidade Geral 
 
Visibilidade boa, salvo quando ocorrer precipitação proveniente da nebulosidade cumuli-
forme que está sempre presente (cumulus congestus e cumulonimbus). 
 
1.1.4.2.4.3 - Instabilidade Orográfica 
 
Nuvens lenticulares (forma de lentes) e cumulus nas proximidades de montanhas, associadas 
com ventos fortes ao nível dos respectivos topos. 
 
 
 20 
1.1.4.2.4.4 - Instabilidade nos níveis médios e superiores da Atmosfera 
 
Nuvens altocumulus do tipo castellanus. Nuvens cirrus uncinus indicando ventos fortes, nu-
vens cirrocumulus e cirrus spissatus (topo de cumulonimbus). 
 
 
Subunidade 1.2 – Calor e Temperatura na Atmosfera 
 
1.2.1 - Generalidades 
 
 Um elemento meteorológico de importância fundamental é a temperatura do ar, em muitas 
partes do mundo, sujeita a grandes extremos e mudanças súbitas. Constitui ela um importante fator 
na determinação das condições de vida e na produtividade do solo nas diferentes regiões do planeta, 
além de ser a responsável por muitas mudanças de tempo. 
 
1.2.2 - Conceitos de Calor e Temperatura 
 
 A energia que se origina do movimento molecular de um corpo é chamada calor. O calor é, 
portanto, uma modalidade de energia que é transmitida de um corpo para outro, quando entre eles 
existe uma diferença de temperatura. São as sensações táteis de “quente” e de “frio” que nos trans-
mitem a primeira noção de temperatura. Dizemos que ela é a medida da velocidade média de agita-
ção das moléculas de um corpo ou substância e que expressa o seu grau médio de calor. 
Ao colocarmos em contato direto dois corpos, o mais aquecido comunica suas agitações aos 
átomos e moléculas menos velozes do corpo menos aquecido. Após algum tempo de contato, os 
dois corpos entram em equilíbrio termal, isto é, os átomos e moléculas de ambos passam a apresentar 
um valor médio de energia. 
 
1.2.3 - Instrumentos Avaliadores de Temperatura 
 
 Quando um corpoé aquecido, suas propriedades físicas variam, e muito particularmente o 
seu volume aumenta. Ao ser resfriado, ocorre o contrário, ou seja, o volume diminui. Daí a facili-
dade de se poder avaliar as temperaturas do referido corpo, representando-as por valores que per-
mitem medir as suas variações de volume. 
 Certas substâncias são usadas na avaliação das temperaturas pelos valores assumidos por 
seus diferentes volumes. Tais substâncias são empregadas na fabricação de instrumentos que servem 
para avaliar as temperaturas dos corpos quando em contato direto com eles: os chamados “termô-
metros”. 
 Um termômetro, portanto, avalia ou indica, apenas por comparação, a temperatura de um 
corpo ou meio. Quando ele é fabricado de modo a poder também registrar a temperatura sobre um 
diagrama próprio, recebe o nome de “termógrafo". 
 As substâncias usadas na fabricação dos termômetros podem ser líquidas (álcool, mercúrio), 
gasosas (hidrogênio, hélio, nitrogênio), ou sólidas (platina, irídio). A técnica de uso dos termômetros 
na verificação das temperaturas recebe o nome de “termometria”. 
 
1.2.3.1 - Tipos de Termômetros: 
 
 O tipo de termômetro é determinado pela natureza da substância utilizada na sua fabricação. 
De modo geral, há quatro tipos básicos de termômetros: 
 
1.2.3.1.1 - Termômetros a gás 
 
São os termômetros que empregam as substâncias gasosas como elemento ativo. São nor-
malmente usados como termos comparativos, por causa da sua exatidão, servindo para determinar 
 
 21 
de maneira precisa, em laboratórios de aferição, as temperaturas de fusão e ebulição das substâncias 
puras. São, de modo geral, usados para temperaturas muito baixas. 
 
1.2.3.1.2 - Termômetros de vidro 
 
São os termômetros que empregam substâncias líquidas. São assim chamados porque se 
compõem de um tubo de vidro com seu interior capilarizado, ligado diretamente a um reservatório 
ou “bulbo” que contém a substância líquida usada. Com o aumento da temperatura, a substância se 
dilata e sobe ao longo do capilar e, com o decréscimo da temperatura, ela se contrai e volta para o 
interior do bulbo. Os termômetros de vidro são de boa precisão e apresentam as seguintes varieda-
des: 
 
1.2.3.1.3 - Termômetros de mercúrio 
 
É o termômetro que utiliza o mercúrio como substância termométrica. É utilizado para va-
lores que variam de -36 ºC a + 300 ºC aproximadamente. 
 
1.2.3.1.4 - Termômetros de álcool 
 
Termômetro que utiliza o álcool como substância termométrica. É utilizado para avaliar tem-
peraturas inferiores a -36 ºC. 
 
1.2.3.1.5 - Termômetros metálicos 
 
Termômetros que empregam substâncias sólidas. Não são tão precisos como os de vidro e 
apresentam dois tipos principais: 
 
1.2.3.1.5.1 - Termômetros de Bourdon 
 
Termômetro que utiliza um tubo metálico, curvo e elíptico, contendo álcool etílico. Varia-
ções de temperatura fazem com que o referido tubo se contraia ou se expanda, indicando um resfri-
amento ou um aquecimento, respectivamente. É o sistema utilizado como elemento ativo dos cha-
mados termógrafos. 
 
1.2.3.1.5.2 - Termômetros bimetálicos 
 
Utiliza duas lâminas metálicas de coeficientes de dilatação diferentes entre si, formando um 
só conjunto. Variações de temperatura fazem as respectivas lâminas reagirem diferentemente, per-
mitindo assim calibrar as distorções. É um sistema utilizado a bordo de aeronaves. 
 
1.2.3.1.6 - Termômetros elétricos 
 
Empregam as propriedades condutoras de certas substâncias. Apresentam dois grupos prin-
cipais: 
 
1.2.3.1.7 - Termômetros de resistência 
 
Baseiam-se no fato de que a resistência elétrica de um condutor varia com a sua temperatura. 
Vêm sendo utilizados a bordo de aeronaves e nos equipamentos de radiossondagem. O tipo mais 
conhecido é o chamado termistor, que permite verificar temperaturas baixas através da radiossonda. 
 
 
 22 
1.2.3.1.8 - Termômetros termoelétricos 
 
Baseiam-se no princípio de que uma corrente elétrica circula entre duas junções metálicas, 
sempre que houver uma diferença de temperatura entre ambas. O tipo mais conhecido é o chamado 
termocouple, que permite verificar temperaturas elevadas. 
 
1.2.3.2 - Tempo de reposta dos termômetros 
 
 Para que um termômetro possa funcionar adequadamente é necessário que esteja em equilí-
brio térmico com o ambiente, cuja temperatura se deseja conhecer. Uma vez submetido a uma tem-
peratura diferente, suas leituras vão se aproximando, gradualmente, do valor real. O intervalo de 
tempo necessário para adaptar-se às novas condições é chamado tempo de resposta do instrumento. 
 Em Meteorologia, porém, o emprego de termômetros com resposta muito rápida não é acon-
selhável (O.M.M., 1969). No caso da temperatura do ar, por exemplo, que pode variar 1 ou 2 °C em 
poucos minutos, o uso de termômetros com pequeno tempo de resposta exigiria uma série de leitu-
ras, de cujos valores seria extraída uma média. Reciprocamente, se fossem empregados termômetros 
de resposta muito lenta, o retardamento em adaptar-se termicamente ao ambiente provocaria erros 
apreciáveis. 
 
1.2.3.3 - Escalas Termométricas 
 
 A indicação de uma temperatura deve ser tal que, quando submetida num mesmo instante a 
diversos termômetros, estes representem um só valor. Para que isso se tornasse possível, foram 
criadas as chamadas escalas termométricas, pelas quais os termômetros são “graduados”, para que 
forneçam leituras de temperaturas em “graus”. As escalas termométricas são diferentes entre si, mas 
todas elas são fixadas entre dois limites bem definidos: o do gelo em fusão e o da água em ebulição. 
As principais escalas em uso são a Celsius ou Centígrada, a Fahrenheit e a Kelvin ou Absoluta. 
 
1.2.3.3.1 - Escala Celsius (1736) 
 
Escala atribuída a Anders Celsius (1701-1744), astrônomo sueco que submeteu uma coluna 
de vidro, contendo mercúrio, aos limites acima citados. A altura atingida pelo mercúrio, na primeira 
imersão, chamou de 0 (zero) e, na segunda imersão, chamou de 100 (cem). A seguir, dividiu o 
espaço entre os referidos limites em cem partes iguais e os cognominou de graus Celsius, centesi-
mais ou centígrados (ºC). 
 
1.2.3.3.2 - Escala Fahrenheit (1710) 
 
Escala termométrica atribuída a Daniel Fahrenheit (1686-1736), físico polonês que subme-
teu uma coluna de vidro, contendo mercúrio, a uma mistura de neve, sal e amônia e chamou de 0 
(zero) à altura atingida pelo mercúrio nesta imersão. A seguir, submeteu a mesma coluna à tempe-
ratura média de seu corpo e dividiu o intervalo entre esses dois pontos de referência. Depois extra-
polou o mesmo intervalo para os limites definidos (fusão do gelo e ebulição da água), determinando 
com isso os valores de 32 e 212 para os referidos limites. Dessa maneira, o intervalo em apreço foi 
dividido em cento e oitenta partes iguais, cognominados de graus Fahrenheit (ºF). 
 
1.2.3.3.3 - Escala Kelvin 
 
Definida pelo cientista inglês Willian Thompson (Lord Kelvin), tem como principal carac-
terística, o fato de que o seu limite inferior, denominado Zero Absoluto, é um valor inatingível, uma 
vez que aí a energia termal desaparece por completo, e os átomos e moléculas de um corpo passam 
a um estado de repouso absoluto. Nessa escala, a temperatura do gelo em fusão corresponde a 273 
graus absolutos e a temperatura da água em ebulição, a 373 graus absolutos, O zero absoluto equi-
vale, na escala Celsius, a -273 ºC. 
 
 23 
1.2.3.4 - Conversão de escalas 
 
 Em nossos trabalhos práticos, muitas vezes somos obrigados a passar de uma escala termo-
métrica para outra. Isso é muito fácil, desde que saibamos fazer a referida conversão. Para tanto, 
podemos contar com dois recursos: 
� através de tabelas: normalmente encontradas na estação e feitas para facilitar o trabalho; 
� através de fórmulas de conversão: quando não se dispõe das tabelas acima referidas. 
 
Elas devem ser bem compreendidas para se evitar atropelos de última hora. Vejamos as prin-
cipais. 
 
As escalas citadas tornam-se equivalentes através das seguintes relações:Exemplos de aplicação: 
 
 
 1º) Converter 72 ºF em K. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 2º) Converter 20 ºC em ºF 
 
 
 
 
 
 
1.2.4 - Distribuição global da temperatura 
 
 A temperatura na atmosfera varia tanto no sentido horizontal como no sentido vertical. 
 
1.2.4.1 - Variação Horizontal 
 
Também denominada de latitudinal, é a mais conhecida do homem e apresenta-se com 
grande inconstância. Uma prova disso, é que ela determina grandes diferenças nas médias termais 
verificadas de local para local da Terra, nas diversas épocas do ano. Os diversos valores de tempe-
ratura, em qualquer ponto do globo terrestre, dependem de um modo geral, das seguintes condições 
básicas: intensidade e duração da radiação solar, da insolação, do albedo da superfície e dos aspectos 
físicos da superfície. A distribuição horizontal de temperatura constitui-se num dos mais importan-
tes fatores para as análises meteorológicas, no que tange ao estudo do comportamento da Atmosfera. 
 
 
 24 
O chamado campo termal da Atmosfera é obtido a partir do traçado de linhas nas cartas de 
superfície que unem pontos que apresentam os mesmos valores de temperatura. São as chamadas 
isotermas, que normalmente são traçadas a intervalos de 5 ºC. Para melhor se representar o campo 
termal da Atmosfera, deve-se traçar isotermas em diferentes níveis. 
 
1.2.4.2 - Variação Vertical 
 
Também denominada de gradiente térmico vertical, é mais definida e de relativa constância. 
Ocorre na Troposfera numa razão média de 0,65 ºC/100 m ou 2 ºC/1000 pés, denominada de gradi-
ente térmico normal ou positivo. Entretanto, costuma ocorrer na Troposfera, principalmente sobre 
os continentes, no inverno, e sobre os oceanos, no verão, um gradiente térmico negativo, segundo o 
qual a temperatura aumenta com a altitude. O resultado disso é um fenômeno chamado de inversão 
de temperatura ou simplesmente inversão e a camada atmosférica que a contém, chama-se camada 
de inversão. Por outro lado, na Tropopausa e nos primeiros níveis estratosféricos, o gradiente tér-
mico apresenta-se nulo ou quase constante, caracterizando o fenômeno chamado isotermia. 
 
1.2.5 - Oscilações da temperatura do ar 
 
1.2.5.1 - Oscilações quase instantâneas 
 
As variações quase instantâneas na temperatura do ar à superfície são atribuídas à passagem 
de turbilhões ou remoinhos de ar convectivos. Sobre a superfície terrestre, tais vórtices, decorrem 
do atrito oferecido ao movimento do ar e da convecção. Essas variações não se aplicam à climato-
logia e à previsão devido à pequena duração do fenômeno. 
 
1.2.5.2 - Oscilações diárias 
 
A temperatura do ar à superfície apresenta um ciclo diário de variação, apresentando um 
máximo (geralmente duas horas após a culminação do Sol) e um mínimo (um pouco antes do nascer 
do Sol), podendo, entretanto, serem alterados pela presença de fenômenos atmosféricos (frentes). A 
variação diária de temperatura é maior nos trópicos e decresce em direção aos polos. 
 
1.2.5.3 - Oscilação anual 
 
A variação de temperatura numa região durante um ano depende da energia recebida do Sol. 
Verifica-se que as máximas anuais ocorrem após dois meses depois do término do verão e as míni-
mas após dois meses transcorridos o fim do inverno. A variação de temperatura anula é maior quanto 
mais próxima dos polos for o local. Vale salientar que o mar atua como regulador da temperatura 
do ar, suavizando as flutuações da temperatura do ar, ao mesmo tempo em que regiões afastadas do 
mar tendem a aumentar essa variação de temperatura. Este efeito é chamado de continentalidade. 
 
1.2.6 - Determinação da temperatura 
 
Em meteorologia, podemos obter a temperatura do ar, do solo e da água, a saber: 
- temperatura do ar - de grande importância em meteorologia aeronáutica, será vista com 
mais detalhes adiante; 
- temperatura do solo - de grande importância em meteorologia agrícola, é obtida através dos 
chamados geotermômetros ou termômetros de solo, que nada mais são do que termômetros 
de mercúrio enterrados no solo a profundidades diversas; 
- temperatura da água - de grande importância em meteorologia marítima e meteorologia 
hidrológica, é obtida através de termômetros de água, que nada mais são do que termôme-
tros de mercúrio mergulhados na água. 
 
 
 25 
1.2.7 - Temperatura do ar 
 
 É um dos elementos mais importantes para o estudo da meteorologia em geral, pois constitui-
se num dos parâmetros fundamentais da atmosfera, ao lado da pressão e da umidade. Pode ser obtida 
à superfície ou em altitude. 
 
1.2.7.1 - Temperatura do ar à superfície 
 
Elemento de grande importância para as operações de pouso e decolagem, o qual pode ser 
obtido através de psicrômetros e de teletermômetros nos aeródromos. 
 
1.2.7.2 - Temperatura do ar em altitude 
 
Elemento de grande importância para a análise dos campos termais nos diferentes níveis 
atmosféricos e para a navegação aérea, pode ser obtida por meio de equipamentos eletrônicos de 
sondagem (a radiossonda). Ela se eleva na atmosfera por meio de um grande balão de neoprene, 
inflado com gás hélio ou gás hidrogênio. O sistema contém, dentre vários elementos, um elemento 
sensível à temperatura- o termistor. Também pode ser obtida em voo, por meio de termômetros 
(elétricos ou metálicos), instalados a bordo de aeronaves ou por meio de equipamentos de radios-
sondagem usados a bordo de aeronaves de reconhecimento meteorológico - as dropsondas - que 
permitem, dentre outras atividades, a verificação da temperatura desde o nível de voo até a superfí-
cie. 
 
1.2.8 - O Calor 
 
Como bem vimos anteriormente, a absorção de energia radiante por uma substância é que 
provoca seu aquecimento. Em outras palavras, a energia absorvida pela substância converte-se em 
calor sensível. Entretanto, o aquecimento subsequente depende em muito da natureza da substância. 
Assim, chamamos de calor específico, a quantidade de calor necessária, para aumentar em 1ºC a 
temperatura de 1 g de uma substância qualquer. No caso particular da água, este recebe o nome de 
caloria e corresponde à quantidade de calor necessária, para elevar a temperatura de 1 g de água 
pura, sob pressão padrão ao nível do mar, de 14,5 ºC para 15,5 ºC. Desse modo, a caloria expressa 
o calor específico da água e atribui ao mesmo o valor máximo e igual a 1. Aliás, o calor específico 
de uma substância é, de um modo geral, maior no estado líquido do que no estado sólido. Outrossim, 
o conceito de calor específico não satisfaz em muito o caso dos gases em geral, devida sua grande 
compressibilidade. E o calor latente, ao contrário do calor específico, é definido como a energia que 
o corpo absorve para mudar de estado, fazendo com que a temperatura permaneça constante. 
 Um outro fato que já denotamos anteriormente é que o calor utilizado por uma substância 
para seu aquecimento é seletivo, ou seja, ela usa apenas uma parte e o restante vai servir para o uso 
de outra. E isso mais uma vez, vai depender da natureza da substância. Algumas substâncias, sobre-
tudo os metais, permitem uma transferência mais rápida de calor do que outras e são por isso deno-
minadas de bons condutores. Outras, no entanto, tais como o papel, o barro, o amianto, a lã, já não 
permitem uma transferência do calor com muita facilidade e são por isso, denominadas de maus 
condutores. Como vemos, cada substância conduz o calor com um certo grau de facilidade ou difi-
culdade, que se traduz como seu coeficiente de condutibilidade. Dadas duas substâncias, é conside-
rada melhor condutora, a de maior coeficiente de condutibilidade. São considerados péssimos con-
dutores entre outros o ar, a cortiça, o cimento, a água e o vidro. 
 
1.2.8.1 - Propagação do calor 
 
Na natureza ocorrem quatro processos fundamentais de propagação do calor: a condução, a 
radiação, a convecção e a advecção. 
 
 
 26 
1.2.8.1.1 - Condução 
 
Transferência do calor, molécula a molécula, sem a mudança da posição relativa das mesmas 
e sim por agitação. É o processo comum aos sólidos, sendoque destes os metais são os melhores 
condutores, como já vimos. Já os líquidos e os gases são péssimos condutores. Não há condução em 
ar rarefeito e na Atmosfera, só ocorre condução próximo à superfície terrestre. 
 
Figura 2 - Condução 
 
1.2.8.1.2 - Radiação 
 
Transferência do calor através da conversão da energia térmica em radiação eletromagnética 
e a reconversão dessa radiação em calor pelo corpo sobre o qual tenha incidido a referida radiação. 
O exemplo mais notório disso é o aquecimento da Terra pelo calor solar, onde o processo se passa 
da seguinte maneira: a radiação infravermelha ao atingir a superfície terrestre, faz vibrar as molé-
culas desta, originando o calor. Isto porque a Atmosfera é um corpo diatérmico, ou seja, pratica-
mente não se aquece pela radiação. 
 
Figura 3 - Radiação 
 
 
 
 
 27 
1.2.8.1.3 - Convecção 
 
Transferência do calor através do movimento de massa dos fluídos. É o mesmo processo 
segundo o qual a água de uma vasilha exposta ao fogo aquece-se em todos os níveis, como resultante 
da distribuição de calor de um ponto para outro do fluído e pelo deslocamento da matéria, formando 
as “correntes convectivas”. Trata-se do processo mais comum da atmosfera e se traduz pela movi-
mentação vertical do ar por meio de correntes ascendentes (que conduzem o ar quente para níveis 
mais elevados, a partir da superfície) e de correntes descendentes (que trazem volumes correspon-
dentes de ar frio, dos níveis mais elevados para a superfície). 
 
Figura 4 - Convecção 
 
 
1.2.8.1.4 - Advecção 
 
Transferência do calor através do movimento de massa dos fluídos, só que executado no 
sentido horizontal ou paralelo à superfície. Há dois tipos fundamentais de advecção: de ar frio sobre 
superfície quente e de ar quente sobre superfície fria. 
 
 
Figura 5 – Advecção 
 
 
 28 
Subunidade 1.3 – Umidade Atmosférica 
 
1.3.1 - Generalidades 
 
 O estudo dos hidrometeoros não poderia deixar de se iniciar pela forma gasosa. O vapor 
d’água vive em constante transição por diferentes regiões do globo terrestre. 
 Assim, um volume de ar é considerado seco quando possui uma quantidade insignificante 
de vapor d’água. Quando essa quantidade se torna apreciável, o ar é considerado úmido, que é uma 
mistura de ar seco com vapor d’água. À medida que o vapor d’água aumenta, atingindo a quantidade 
máxima que o volume de ar pode conter, o ar é denominado saturado. 
 A quantidade de vapor d’água que o ar pode conter varia constantemente. Essa variação se 
faz em detrimento de outros elementos do ar, principalmente do oxigênio e do nitrogênio. Se con-
siderarmos um volume de ar úmido, vamos verificar que há nele uma grande quantidade de molé-
culas de vapor d’água, cujo peso molecular é 18 (H2O). Por outro lado, em um volume de ar seco 
(N2 + O2) predominam o nitrogênio (peso molecular = 14) e o oxigênio (peso molecular = 16). 
Comprova-se, dessa forma, ser o ar úmido mais leve do que o ar seco. 
 O vapor d’água provém principalmente da contínua evaporação que se processa sobre as 
superfícies líquidas (oceanos, mares, rios, lagos) e, em menor proporção, do solo úmido e da trans-
piração dos seres em geral (evapotranspiração). A quantidade de vapor d’água na Atmosfera diminui 
com a altitude e com a latitude, e o seu estudo é denominado higrometria. 
 Denominamos “evaporação” ao fenômeno segundo o qual uma substância líquida passa na-
turalmente para o estado gasoso. Esse fenômeno ocorre com a água em condições normais. A pre-
sença de uma superfície líquida, que ocupa três quartas partes do globo terrestre, assegura uma 
contínua fonte de provisão de vapor d’água para a atmosfera. 
 
1.3.2 - Pressão atmosférica e vapor d’água 
 
1.3.2.1 - Pressão do vapor d’água 
 
 Quando o vapor d’água escapa para o ar e se mistura com outros gases da atmosfera, ele da 
mesma forma que estes, exerce pressão em todas as direções. Esta pressão se denomina pressão do 
vapor e contribui para a pressão atmosférica total do ar. 
 
1.3.2.2 - Pressão de saturação do vapor d’água 
 
 Considerando uma superfície livre de água, vamos encontrar aí não apenas uma fuga de 
moléculas do líquido para o ar, mas também um retorno de moléculas do ar para o líquido. Em 
princípio, a fuga é maior do que o retorno e dizemos que está havendo evaporação. Quando o nú-
mero de moléculas que escapa é equilibrado pelo número das que retornam, não haverá mais eva-
poração e se diz que o ar está saturado, isto é, sob as condições reinantes, o ar não poderá mais 
conter vapor d’água. A pressão do vapor passa a denominar-se, nesse caso, “pressão de saturação 
do vapor”. 
 Por outro lado, se houver aquecimento do ar, este se dilatará proporcionalmente, permitindo 
mais evaporação de água da superfície, uma vez que, para manter o ar saturado, devemos adicionar-
lhe mais vapor d’água, o que permite concluir que a pressão de saturação do vapor d’água é direta-
mente proporcional à temperatura do ar. 
 
 
 
 
 
 
 29 
1.3.2.3 - Tensão do vapor d’água 
 
Como já foi citado anteriormente, dizemos que está havendo evaporação enquanto o número 
de moléculas que escapam da superfície líquida for maior do que o número de moléculas que retor-
nam à mesma superfície. O excesso de moléculas que passa para o ar é medido como pressão da 
superfície. Esta pressão da superfície que evapora é chamada “tensão do vapor”. Da mesma forma 
que a pressão de saturação do vapor, a tensão do vapor também é diretamente proporcional à tem-
peratura da superfície. 
 À medida que o vapor d’água vai se concentrando no ar, a pressão do vapor vai aumentando, 
até atingir um ponto em que será igual à tensão do vapor. Nesse ponto, cessa o fenômeno da evapo-
ração, pois o ar atingiu a saturação. 
 O índice de evaporação da água da superfície para o ar pode ser medido por meio de instru-
mentos denominados “Evaporímetros” e “Evaporígrafos”. 
 
1.3.2.4 - Temperatura virtual 
 
 Em função de presença do vapor d’água, é possível verificar a variação da densidade ou 
massa específica do ar. Para tanto, dá-se ao ar um valor fictício de temperatura, capaz de fazer variar 
a sua densidade ou massa específica. Essa temperatura é denominada “temperatura virtual” e pode 
ser definida como sendo aquela a que deve ser submetido um volume de ar seco para ficar com a 
mesma densidade de um volume equivalente de ar úmido, submetido à mesma pressão. 
 
1.3.2.5 - Água precipitável 
 
 Chama-se água precipitável à massa total de vapor d’água existente em uma coluna atmos-
férica, que se estenda da superfície até o nível onde não exista mais umidade. Deve-se salientar, 
porém, que essa expressão não significa que todo vapor d’água existente na camada irá se condensar 
e precipitar. Trata-se de um parâmetro útil em determinados estudos, como o da absorção da energia 
solar pela atmosfera terrestre. 
 
1.3.3 - Elementos representativos da umidade do ar 
 
 O teor de vapor d’água presente no ar constitui o que se chama de umidade atmosférica. A 
presença do vapor d’água pode ser verificada através de diversos elementos, tais como umidade 
absoluta, umidade relativa, umidade específica, razão de mistura, temperatura do bulbo úmido e 
temperatura do ponto de orvalho. 
 
1.3.3.1 - Umidade Absoluta 
 
A umidade absoluta é definida como a densidade ou massa específica do vapor d’água con-
tido num dado volume de ar. Ela é, geralmente, expressa em gramas de vapor d'água por metro 
cúbico de ar (m³). 
 
1.3.3.2 - Umidade Relativa 
 
 A umidade relativa é uma relação entre a quantidade de vapor d’água presente num dado 
volume de ar e a quantidade máxima que este volume de ar pode conter, expressa em porcentagem. 
Desta definição, podemos concluir que, se o ar estiver saturado, ele contém todo o vapor d’água 
possível e a umidade relativa será 100%. Quando ele possuir a metade da quantidade máxima de 
vapor d’água, a umidade relativa é de 50%. Quando não há vapor d’água presente (apenas em teo-
ria), a umidade relativa é de 0%. 
 
 
 30 
 Quando, num volume de ar,a quantidade de vapor d’água for constante, um aumento na 
temperatura desse volume de ar fará diminuir o valor da umidade relativa e vice-versa. 
 Para a obtenção do valor da umidade relativa usam-se instrumentos especiais denominados 
“higrômetros” e “higrógrafos” ou ainda o higrotermógrafo, que consiste numa associação de um 
higrógrafo com um termógrafo. 
 
1.3.3.3 - Umidade Específica 
 
 É a relação entre a massa de vapor d’água e a massa de ar úmido. É expressa em gramas de 
vapor d’água por quilograma de ar úmido. Ela varia, portanto, com a variação do vapor d’água. 
 
1.3.3.4 - Razão de Mistura 
 
 É a relação entre a massa de vapor d’água e a massa de ar seco. É expressa em gramas de 
vapor d’água por quilograma de ar seco. 
 
1.3.3.5 - Temperatura do Bulbo Úmido 
 
 É a menor temperatura que se pode obter, através da evaporação da água, provocada em um 
termômetro de bulbo úmido, componente como já vimos, do psicrômetro. A água evaporada para o 
ar circundante faz com que ele vá tendendo à saturação e a temperatura correspondente que ele 
adquire é a “temperatura do bulbo úmido”, que vai servir como referência da umidade. 
 
1.3.3.6 - Temperatura do Ponto de Orvalho 
 
 É a temperatura que um volume de ar atinge para se tornar saturado, com o vapor d’água 
nele existente e a uma dada pressão constante. Ela é obtida a partir do psicrômetro, valendo-se para 
tanto das temperaturas ali reinantes e de uma tabela adequada para tal. É sempre comparada com a 
temperatura do ar, a fim de permitir a determinação do teor de umidade atmosférica. O ar estará 
saturado quando essas duas temperaturas se igualarem. O campo de distribuição da temperatura do 
ponto de orvalho é representado, nos mapas de análise meteorológica, por uma linha que une pontos 
que apresentem o mesmo valor de ponto de orvalho e que se chama isodrosoterma. 
 
1.3.4 - Comportamento Termodinâmico da água na atmosfera 
 
 Na Atmosfera, a água está continuamente mudando de estado e, para que isso ocorra, há 
sempre uma quantidade de energia calorífica sendo liberada ou absorvida e que recebe o nome de 
calor latente. 
 
1.3.4.1 - Calor latente de vaporização 
 
 Quando a água passa do estado líquido para o de vapor d’água, absorve uma quantidade de 
calor denominada calor latente de vaporização, que se define como a quantidade de calor necessária 
para evaporar um grama de água. Para a água em ebulição, ele é de aproximadamente 540 calorias 
e para a água entre 15 ºC e 30 ºC, de 580 calorias. Em virtude desse tipo de calor acompanhar o 
vapor d’água na evaporação, esta sempre produz efeito de resfriamento sobre a superfície que eva-
pora e no ar em torno dela. 
 
1.3.4.2 - Calor latente de condensação 
 
 Quando o vapor d’água retorna ao estado líquido através da condensação, a mesma quanti-
dade de calor absorvida na evaporação, é agora liberada e recebe o nome de calor latente de con-
densação. 
 
 
 31 
1.3.4.3 - Calor latente de solidificação 
 
Quando a água passa do estado líquido para o sólido, através da congelação, libera uma 
quantidade de calor, denominada de calor latente de solidificação. A uma temperatura de 0 ºC, cada 
grama de água que se congela libera cerca de 80 calorias. 
 
1.3.4.4 - Calor latente de fusão 
 
Quando a água retorna do estado sólido para o líquido, através da fusão, a mesma quantidade 
de calor liberada na solidificação, é agora absorvida e recebe o nome de calor latente de fusão. 
 
1.3.4.5 - Calor latente de sublimação 
 
 Quando o vapor d’água passa diretamente para o estado sólido, libera uma quantidade de 
calor, denominada de calor latente de sublimação e que corresponde à soma do calor latente de 
condensação com o calor latente de solidificação. No processo inverso, quando cristais de gelo re-
tornam diretamente para o estado de vapor d’água, a mesma quantidade de calor liberada na subli-
mação é agora absorvida e também recebe o nome de calor latente de sublimação e que corresponde 
à soma do calor latente de fusão com o calor latente de vaporização. 
 
 
 
Figura 6 - Estados Físicos da Matéria 
 
1.3.5 - Processos físicos de saturação 
 
 Para que ocorram a condensação e a sublimação do vapor d’água na atmosfera, é preciso 
que haja antes a saturação do ar. Outrossim, este mesmo ar deve conter uma quantidade apreciável 
de partículas sólidas, em torno das quais o vapor d’água se fixará pela condensação ou sublimação. 
Tais partículas são denominadas núcleos higroscópicos. A sublimação nem sempre depende desses 
núcleos, uma vez que experiências demonstraram que sob temperaturas de -39 ºC a -40 ºC ela ocorre, 
mesmo sem a presença de partículas higroscópicas. A temperatura que isto ocorre é denominada de 
temperatura espontânea ou Ponto de Schäefer. 
O ar pode atingir a saturação por dois meios: por acréscimo de vapor d’água ou por resfria-
mento. 
 
 
 32 
1.3.5.1 - Por acréscimo de vapor d’água 
 
Ocorre como resultado da evaporação, que permite um aumento na temperatura do ponto de 
orvalho. Para tanto, a temperatura do ar e a pressão devem permanecer constantes. Quando a satu-
ração resultante ocorre com umidade relativa superior a 100%, temos a chamada supersaturação, e, 
neste caso, o excesso de umidade é condensado ou sublimado de forma instantânea, constituindo-
se no princípio de formação da nebulosidade (nuvens e nevoeiros). 
 
1.3.5.2 - Por resfriamento 
 
Ocorre como resultado de um resfriamento provocado por meios naturais, que permitem uma 
diminuição na temperatura do ar. Os principais processos são os seguintes: 
 
1.3.5.2.1 - Radiação 
 
Quando o ar úmido entra em contato com superfície resfriada por radiação terrestre, poderá 
também se resfriar e saturar. Normalmente, esta situação resulta numa inversão de temperatura que 
pode redundar numa formação de nevoeiro de superfície. Ocasionalmente, pode também haver a 
formação do orvalho (sob temperaturas acima de 0 ºC) ou da geada (sob temperaturas de 0 ºC ou 
menos). 
 
1.3.5.2.2 - Advecção 
 
Trata-se do processo que ocorre como resultado do transporte horizontal do calor, por meio 
da respectiva movimentação do ar. A advecção pode contribuir para a saturação do ar, de duas for-
mas: 
 
1.3.5.2.2.1 - Advecção de ar frio sobre superfície quente 
 
Neste caso, a parte inferior do ar frio torna-se aquecida e menos densa e se eleva, para em 
seguida resfriar-se e saturar. O resultado poderá ser camadas descontínuas de nuvens, denominadas 
de cumuliformes. 
 
 
Figura 7 - Advecção de ar frio 
 
 
 33 
1.3.5.2.2.2 - Advecção de ar quente sobre superfície fria 
 
Neste caso, a parte inferior do ar quente resfria-se e satura. O resultado poderá ser camadas 
contínuas de nuvens, denominadas de estratiformes. 
 
 
 
 
Figura 8 - Advecção de ar quente 
 
 
1.3.5.3 - Efeito orográfico 
 
Quando uma camada de ar quente e úmido incide sobre uma elevação qualquer, ela é forçada 
a elevar-se mecanicamente ao longo da respectiva encosta. À medida que sobe, vai se resfriando, 
podendo saturar-se e condensar, originando as chamadas nuvens orográficas a barlavento (lado de 
onde flui o vento). A sotavento (lado para onde flui o vento), o ar desce a elevação também sob a 
forma quente, porém seco. 
 
 
Figura 9 - Efeito Orográfico 
 
 34 
1.3.5.4 - Efeito dinâmico 
 
Quando ventos de características diferentes (em pressão, temperatura e umidade), conver-
gem sobre uma determinada área provocam a elevação do ar e um consequente resfriamento e satu-
ração do mesmo. O resultado é a formação de nuvens cumuliformes ou lenticulares. 
 
 
Figura 10 – Efeito Dinâmico 
 
1.3.6 - Ciclo Hidrológico 
 
 É o processo segundo o qual a água circula da superfície para a atmosfera (via evaporação) 
e da atmosfera para a superfície (via precipitação). Trata-se de um sistema cíclico alimentador, que 
permite a circulação da água entre a hidrosfera e a atmosfera e vice-versa, sem o qual a vida não 
seria possível na face da Terra. O processo passa pela seguinte sequência: 
- a radiação solar chega à superfíciee é convertida em calor; 
- o calor solar provoca a evaporação dos diversos tipos de superfície, principalmente das fontes 
de água; 
- o vapor d’água é levado para a Atmosfera, onde poderá condensar-se ou sublimar-se, for-
mando as nuvens; 
- algumas nuvens, não suportando a umidade condensada ou sublimada, fazem com que a mesma 
caia por gravidade até a superfície, caracterizando a chamada precipitação; 
- a precipitação, uma vez atingindo o solo, chega aos mares, rios, lagos, etc., onde novamente irá 
evaporar-se. 
 
 
 
 35 
 
 
Figura 11 - Ciclo Hidrológico 
 
1.3.7 - Formação de gotas d’água na atmosfera 
 
 Se o ar fosse completamente isento de impurezas, a formação de um simples aglomerado de 
moléculas de água (gota) deveria acontecer por colisão seguida de aglutinação, processo este cha-
mado de nucleação homogênea. Porém, esse processo é pouco provável devido a baixa concentração 
de vapor d’água na atmosfera (máximo de 4% em volume). 
 Quando a condensação ou sublimação de vapor d’água se processa na superfície de partícu-
las sólidas suspensas na atmosfera (núcleos higroscópicos), dizemos que ocorre nucleação hetero-
gênea. Esse meio de formação de gotas é o mais comum no interior de nuvens na atmosfera. 
 
Subunidade 1.4 – Pressão Atmosférica 
 
1.4.1 - Generalidades 
 
Denomina-se pressão atmosférica ao peso exercido por uma coluna de ar sobre uma super-
fície em um dado instante e local. O estudo da pressão atmosférica é muito importante bastando 
lembrar que, sendo o ar um fluido, sua tendência é movimentar-se para áreas de menor pressão. O 
outro aspecto importante é o fato de o movimento da atmosfera estar relacionado com a distribuição 
da pressão atmosférica. 
Conforme já vimos anteriormente, a nossa atmosfera acha-se sob o efeito da ação gravitaci-
onal terrestre. Isto faz com que ela permaneça sempre solidária à Terra e que exerça sobre a sua 
superfície uma força à qual denominamos de pressão atmosférica. 
 Por outro lado, também vimos que por ser compressível e obedecer à lei dos gases, o ar 
atmosférico apresenta uma densidade variável com a altitude (maior nos níveis inferiores e menor 
nos níveis superiores), o que provoca consequentes variações de pressão na vertical. Diferenças de 
temperatura verificadas à superfície terrestre, associadas com outras causas de natureza dinâmica, 
são também responsáveis por contrastes na densidade do ar, originando assim, variações de pressão 
na horizontal. 
 É importante aqui lembrar que, ao mesmo nível, a densidade do ar é função não ape-
nas da temperatura, mas também da sua composição e da gravidade. 
 
 36 
1.4.2 - Histórico 
 
Coube a Evangelista Torricelli, em 1.643, demonstrar pela primeira vez, a existência da pres-
são atmosférica. Para tanto, pegou um tubo de vidro medindo 1 m de comprimento e 1 cm2 de seção, 
encheu-o com mercúrio (Hg) e mergulhou a extremidade aberta do mesmo numa vasilha (cuba) que 
também continha mercúrio. Isto foi feito ao nível do mar e o resultado era que o mercúrio descia 
pelo interior do tubo e parava quando atingia 76 cm de altura. Repetidas várias vezes essa experi-
ência, o resultado era sempre o mesmo, e Torricelli pode concluir que, se o mercúrio não descia 
todo, era porque a pressão atmosférica exercida sobre a cuba equilibrava a coluna de mercúrio con-
tido no tubo. 
 
Figura 12 - Experiência de Torricelli 
 
 
 Mais tarde, Pascal repetiu a mesma experiência, só que usando água no lugar do mercúrio. 
O resultado foi que a coluna equilibrante da pressão atmosférica teve que ser 13,60 vezes maior, 
posto que a densidade da água é 1 g/cm3 e a do mercúrio, de 13,6 g/cm3. 
 Por sugestão de Pascal, Descartes e outros cientistas da época, J. Periers em 1.648, levou o 
instrumento de Torricelli, então chamado de barômetro, até o cume de uma montanha francesa (Puys 
de Dome) e pode verificar que a pressão atmosférica variava com a altitude (diminuía quando ele 
subia a montanha, e aumentava, quando ele de lá descia). 
 
1.4.3 - Instrumentos Avaliadores 
 
 A pressão atmosférica é um elemento meteorológico muito importante. Por isso não pode 
ser estimada, mas sim somente medida por meio de instrumentos especiais, denominados de barô-
metros, que se apresentam em duas categorias. 
 
1.4.3.1 - Barômetro de mercúrio 
 
Também conhecido como hidrostático, é aquele que se fundamenta na experiência de Torri-
celli. Baseia-se na expansão ou contração de uma coluna de mercúrio, como resultantes das varia-
ções de pressão atmosférica. Quando a pressão aumenta, a coluna se expande e, quando a pressão 
diminui, a coluna se contrai. Para permitir a leitura da altura da coluna de mercúrio, o barômetro 
dispõe de escalas graduadas em unidades de pressão e de um “vernier” ajustável ao topo da respec-
tiva coluna. 
 
 
 
 
 37 
 
Figura 13 - Barômetro de Mercúrio 
 
1.4.3.2 - Barômetro Aneroide 
 
Também conhecido como elástico, é aquele cujo princípio de funcionamento baseia-se na 
expansão ou contração de cápsulas metálicas contendo vácuo, como resultado das variações de pres-
são atmosférica. Quando a pressão aumenta, o conjunto de cápsulas se comprime e, quando a pres-
são diminui, o conjunto de cápsulas se expande. Esses movimentos são transmitidos ou a um pon-
teiro que desliza sobre um mostrador graduado em unidades de pressão/altitude em função de pres-
são ou a um braço de penas que desliza sobre um gráfico graduado em unidades de pressão. No 
primeiro caso, temos um barômetro aneroide propriamente dito ou um altímetro e, no segundo caso, 
um barógrafo, o equivalente registrador do barômetro. Ainda, como modelo de barômetro aneroide, 
temos que destacar o chamado indicador do ajuste do altímetro, muito usado nos órgãos de tráfego 
aéreo. Cumpre acrescentar que o altímetro é usado a bordo de aeronaves. 
 
 38 
 
Figura 14 - Barômetro Aneroide 
 
1.4.4 - Unidades de Pressão Atmosférica 
 
 Com base na experiência de Torricelli, por muito tempo, utilizaram-se unidades de compri-
mento (mm de Hg ou pol de Hg), para expressar medidas de pressão atmosférica, uma vez que para 
tal basta medir a altura da coluna de mercúrio. 
 
 No sistema CGS, a unidade básica de pressão é a Bária, que corresponde a 1 dyn/cm2. Mas 
como esta unidade é muito pequena para fins meteorológicos, adotou-se de início o bar, equivalente 
a 1.000.000 de bárias ou de dyn/cm2, chamado respectivamente, de Megabária e Megadina. Mais 
tarde, por ser o bar uma unidade muito extravagante, foi adotada a unidade chamada Milibar (mb) 
e que equivale a 1/1.000 do bar, isto é, o equivalente a 1.000 bárias ou dyn/cm2. Atualmente, com 
base no sistema internacional (SI), esta unidade passou a chamar-se hectopascal (hPa), uma vez que 
a unidade de pressão deste sistema é o pascal (equivalente a 10 bárias ou dyn/cm2, ou ainda a 1 
N/m2. Há ainda a unidade atmosfera (atm) que equivale a 1013,25 hPa. 
 
 Os dados da experiência de Torricelli nos levam a concluir que a coluna de mercúrio de seu 
barômetro exerce sobre 1 m2, a pressão equivalente ao demonstrado, consoante a seguinte fórmula 
fundamental da Hidrostática: 
 
 onde: 
 
 H = 76. 10-2 m 
 d = 13,6. 103 Kg/m3 
 g = 9,8 m/s2 
 
 P = H. d. g 
 P = 101300 N/m2 ou 
 P 1013 hPa 
 
 
como: 
 
P = 
F
A onde: 
F = força 
A = área (1m2) 
então resulta uma força de aproximadamente 
100.000 N. 
 
 39 
 
 
Portanto, podemos afirmar que cada ser humano adulto (possuidor de cerca de 1 m2 de área 
projetada sobre a superfície) suporta, ao nível do mar, uma pressão aproximada de 100.000 Pa pro-
veniente de uma massa de ar de 10 toneladas. 
 
1.4.5 - Variações da Pressão 
 
 A pressão atmosférica, da mesma forma que a temperatura do ar, nunca se estabiliza por um 
longo período de tempo. Como resultado dos movimentos complexos e constantes do ar, das varia-
ções de sua temperatura e do teor de vapor d’água, o peso do ar sobre um dado ponto varia constan-
temente. Ao contrário, entretanto, das mudanças de temperatura, as variações de pressão, não são, 
de imediatoe de ordinário, perceptíveis ao homem. No entanto, constituem por si mesmas um im-
portante aspecto do tempo, tendo em vista as relações que apresentam com as mudanças das condi-
ções meteorológicas. Dentre essas variações, destacamos as seguintes: 
 
1.4.5.1 - Variação da pressão com a altitude 
 
 À medida que nos elevamos na atmosfera, a partir do nível do mar, diminui o peso do ar 
acima de nós e a pressão cai, em princípio, rapidamente nos níveis inferiores e, a seguir, lentamente 
nos níveis superiores. Considera-se que cerca de 50% do peso da Atmosfera, acha-se concentrada 
abaixo dos primeiros 5.500 metros, isto é, como veremos mais adiante, até o nível de 500 hPa e o 
restante, espalha-se até os limites superiores da mesma de uma forma não linear. 
 
 De uma forma geral, são considerados como valores médios de variação vertical da pressão, 
os seguintes: 
 
∆1 hPa = 30 pés = 9 metros 
∆1 pol Hg = 1.000 pés = 300 metros 
∆1 mm Hg = 40 pés = 12 metros 
 
 Esses valores devem ser usados para cálculos sem muita precisão e para altitudes, desde o 
nível do mar até 4.000 pés, uma vez que, a partir daí, qualquer variação exigirá uma coluna de ar 
cada vez maior. 
 Como a densidade e o peso do ar dependem da temperatura, do teor de vapor d’água e da 
força de gravidade, nenhuma correção perfeita de pressão com a altitude poderá ser feita, se não 
forem levados em conta todos esses fatores, principalmente a temperatura. 
 
1.4.5.2 - Variação diuturna 
 
 Faz com que a atmosfera oscile para cima e para baixo, como se fosse uma mola. Oscila para 
cima por efeito direto do Sol, em ressonância com a própria pressão atmosférica e para baixo, pelo 
seu próprio peso. Esse movimento oscilatório apresenta dois máximos e dois mínimos durante o dia. 
Normalmente as pressões máximas ocorrem às 10 h e 22 h (hora local) e as pressões mínimas às 04 
h e 16 h (hora local). A variação diuturna da pressão, chamada “maré barométrica”, é mais acentuada 
nas regiões extratropicais. 
 
 
 
 40 
1.4.5.3 - Variação dinâmica 
 
 Causada pelos deslocamentos horizontais dos grandes sistemas de pressão e de massas de 
ar. É muito mais definida nas latitudes temperadas, onde ocorrem os maiores contrastes entre as 
massas de ar. 
 
1.4.6 - Ajustes da pressão atmosférica 
 
1.4.6.1 - Pressão da Estação 
 
 O valor de pressão obtido a partir da leitura do barômetro num dado ponto da superfície 
terrestre representa a pressão que a atmosfera está exercendo sobre o referido ponto. A este valor, 
dá-se o nome de Pressão da Estação ou “QFE”, que se calcula aplicando três correções à leitura 
barométrica: 
1) de temperatura; 
2) de gravidade; 
3) instrumental. 
 
1.4.6.2 - Pressão ao Nível Médio do Mar 
 
 Sabendo-se que a pressão decresce na vertical, estações situadas em altitudes diferentes, te-
rão logicamente, pressões diferentes, não sendo possível, dessa forma, uma comparação entre elas 
num trabalho de análise meteorológica. 
 Para que se possa fazer uma análise das pressões incidentes em diversos locais à mesma 
hora, torna-se necessário ajustá-las a um nível comum de referência, que é o nível do mar. O valor 
de pressão assim reduzido é denominado de pressão ao nível do mar ou simplesmente QFF e ele é 
obtido a partir do QFE e da média de treze temperaturas (a do momento e as de doze horas passadas). 
 Ajustar a pressão de uma estação ao nível médio do mar consiste em adicionar ou subtrair 
àquele valor, o peso de uma coluna hipotética de ar que se estenda do ponto de observação ao nível 
do mar. Para estação localizada acima do nível do mar, deve-se adicionar e para estação localizada 
abaixo do nível do mar, deve-se subtrair. Esta coluna hipotética de ar representa a distância vertical 
que separa a estação do nível do mar, ou seja, a sua altitude ou elevação. Desse modo, a diferença 
entre o QFF e o QFE de uma estação num dado instante corresponde a sua altitude, desde que se 
aplique àquela o respectivo fator de conversão. Vejamos o seguinte exemplo: se num determinado 
aeródromo, a um dado instante, o QFF é 1.012,8 hPa e o QFE 958,4 hPa, qual a sua altitude em 
metros? Uma vez que a diferença entre os dois valores é 54,4 hPa e como cada hPa corresponde em 
termos de conversão, praticamente a 9 metros, temos como altitude aproximada desse aeródromo o 
equivalente a 54,4 x 9 = 489,6 m. 
 
1.4.6.3 - Pressão atmosférica padrão ao nível do mar 
 
 A pressão atmosférica ao nível do mar é definida como aquela exercida pela atmosfera num 
ponto qualquer situado naquele nível. Uma vez que a aceleração da gravidade varia latitudinalmente, 
os diversos valores de pressão atmosférica ao nível do mar vão também apresentar-se variáveis de 
local para local. Assim, a fim de se evitar um valor de pressão atmosférica ao nível do mar diferente 
para cada latitude, convencionou-se estabelecer um valor médio, oriundo de diversas observações, 
as quais se denominaram de pressão atmosférica padrão ou simplesmente, pressão-padrão. O valor 
em apreço se corresponde, em termos das diversas unidades de pressão, da seguinte forma: 
 
Pressão-padrão = 1.013,2 hPa = 29,92 pol Hg = 760 mm Hg 
 
 Daí, a possibilidade de se passar de uma unidade para outra, mediante o uso de uma simples 
regra de três, como por exemplo, converter 1000 hPa em mm Hg. 
 
 41 
1.4.7 - Sistemas de pressão 
 
1.4.7.1 - Sistema de alta pressão 
 
Também conhecido como Centro de Alta ou simplesmente Alta, é aquele que apresenta va-
lores de pressão mais elevados no interior e valores mais baixos no exterior, posto que nele a pressão 
aumenta da periferia para o centro e diminui do centro para a periferia. É identificado numa carta 
de superfície pelas letras “A” ou “H”, esta última do inglês High, ambas em azul; 
 
1.4.7.2 - Sistema de baixa pressão 
 
Também conhecido como Centro de Baixa ou simplesmente Baixa, é aquele que apresenta 
valores de pressão mais baixo no interior e valores mais elevados no exterior, posto que nele a 
pressão diminui da periferia para o centro e aumenta do centro para a periferia. É identificado numa 
carta de superfície pelas letras “B” ou “L”, esta última do inglês Low, ambas em vermelho. 
 Esses sistemas de pressão podem surgir numa análise dos campos báricos, ora estacionários 
sobre uma região, quando então são chamados de semipermanentes, ora em deslocamento latitudi-
nal, quando então são chamados de dinâmicos. Por outro lado, um sistema de Alta pode ser deno-
minado de Anticiclone e um sistema de Baixa, de Ciclone. 
 
 
Figura 15 - Sistemas de pressão 
 
 
1.4.8 - Superfícies Isobáricas 
 
 A exemplo do que acontece ao nível médio do mar, que apresenta um valor convencionado 
de pressão (1.013,2 hPa), foram atribuídos valores também convencionados de pressão às superfí-
cies encontradas acima daquele nível, as quais constituem as chamadas superfícies isobáricas, tam-
bém conhecidas por superfícies de pressão constante, por apresentarem o mesmo valor de pressão 
em todos os seus pontos. A superfície de 1.013,2 hPa é que serve de ponto de partida para a distri-
buição dessas superfícies, as quais se apresentam paralelas entre si e àquela superfície, também 
conhecida como nível-padrão. As superfícies isobáricas afastam-se gradativamente do nível do mar, 
mantendo cada uma delas uma distância vertical sempre constante da superfície de pressão padrão 
de 1.013 hPa, à qual se dá o nome de altitude de pressão (AP). Dentre as superfícies de pressão 
constante, algumas foram selecionadas para fins de análise e pesquisa atmosférica, recebendo, então 
a designação de superfícies isobáricas padrões – 1.000, 850, 700, 500, 400, 300 hpa são alguns 
exemplos. 
 
 
 42 
 
 
Figura 16 - Superfícies Isobáricas 
 
1.4.8.1 - Isóbaras 
 
 Para se ter uma ideia global da distribuição da pressão numa região, deve se lançar ou plotar 
sobre um mapa meteorológico, denominado de “carta sinótica de superfície”, os diversos valores de 
pressões reduzidas ao nível do mar (QFF), calculados para cada uma das estações meteorológicas.