apostila meteorologia

8/17/2019 apostila meteorologia

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1.2 A ATMOSFERA

A atmosfera é uma camada relativamente fina de gases e material particulado (aerossóis) queenvolve a Terra. De fato, 99% da massa da atmosfera está contida numa camada de !,"#% dodi$metro da Terra (" &m). 'sta camada é essencial para a vida e o funcionamento ordenado dos processos fsicos e iológicos sore a Terra. A atmosfera protege os organismos da e*posi+o anveis arriscados de radia+o ultravioleta, contém os gases necessários para os processos vitais derespira+o celular e fotossntese e fornece a água necessária para a vida.

Fig. 1.1 Composição do ar seco

a) -omposi+o da Atmosfera A composi+o do ar no é constante nem no tempo, nem noespa+o. -ontudo se removssemos as partculas suspensas, vapor d/água e certos gases variáveis, presentes em pequenas quantidades, encontraramos uma composi+o muito estável sore a Terra,até uma altitude de 0! &m (1ig. 2.2 e Ta. 2.2).

Gás Porcentagem Partes por Milhão

3itrognio 40,!0 40!.!!!,!

5*ignio "!,9# "!9.67!,!

Arg8nio !,9 9.6!,!

Dió*ido de carono !,!# #!,!

3e8nio !,!!20 20,!

élio !,!!!#" #,"

:etano !,!!!26 2,6

;ript8nio !,!!!2! 2,!

en8nio !,!!!!!9 !,!9

2


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Tabela 1.1 Principais gases do ar seco

5 nitrognio e o o*ignio ocupam até 99% do volume do ar seco e limpo. A maior parte dorestante 2% é ocupado pelo gás inerte arg8nio. 'mora estes elementos se?am aundantes eles tem pouca influncia sore os fen8menos do tempo. A import$ncia de um gás ou aerossol atmosféricono está relacionado a sua aund$ncia relativa. @or e*emplo, o dió*ido de carono, o vapor d/água, oo=8nio e os aerossóis ocorrem em pequenas concentra+es mas so importantes para os fen8menosmeteorológicos ou para a vida.

'mora constitua apenas !,!% da atmosfera, o dió*ido de carono é essencial para afotossntese.

@or ser um eficiente asorvedor de energia radiante (de onda longa) emitida pela Terra, eleinfluencia o flu*o de energia através da atmosfera, fa=endo com que a ai*a atmosfera retenBa ocalor, tornando a Terra própria C vida. 5 percentual de dió*ido de carono vem crescendo devido Cqueima de comustveis fósseis tais como o carvo, petróleo e gás natural. :uito do dió*ido decarono adicional é asorvido pelas águas dos oceanos ou usado pelas plantas mas em torno de #!%

permanece no ar. @ro?e+es indicam que na " metade do pró*imo século os nveis de sero odoro do que eram no incio do século "!. 'mora o impacto deste crescimento se?a difcil de prever,acreditaEse que ele trará um aquecimento na ai*a troposfera e portanto produ=irá mudan+asclimáticas gloais.

5 vapor d/água é um dos mais variáveis gases na atmosfera e tamém tem pequena participa+orelativa. 3os trópicos Fmidos e quentes constitui no mais que 6% do volume da ai*a atmosfera,enquanto sore os desertos e regies polares pode constituir uma pequena fra+o de 2%. -ontudo,sem vapor d/água no Bá nuvens, cBuva ou neve. Além disso, o vapor d/água tamém tem grandecapacidade de asor+o, tanto da energia radiante emitida pela Terra (em ondas longas), como

tamém de alguma energia solar. @ortanto, ?unto com o , o vapor d/água atua como uma manta para reter calor na ai*a atmosfera. -omo a água é a Fnica sust$ncia que pode e*istir nos estados(sólido, lquido e gasoso) nas temperaturas e presses e*istentes normalmente sore a Terra, suasmudan+as de estado asorvem ou lieram calor latente. Desta maneira, calor asorvido em uma

regio é transportado por ventos para outros locais e lierado. 5 calor latente lierado, por sua ve=,fornece a energia que alimenta tempestades ou modifica+es na circula+o atmosférica.

5 o=8nio, a forma triat8mica do o*ignio ( ), é diferente do o*ignio que respiramos, que é

diat8mico ( ). 'le tem presen+a relativamente pequena e distriui+o no uniforme, concentrandoEse entre 2! e #! &m (e em quantidades em menores, no ar poludo de cidades), com um pico emtorno de "# &m. Gua distriui+o varia tamém com a latitude, esta+o do ano, Borário e padres detempo, podendo estar ligada a erup+es vulc$nicas e atividade solar. A forma+o do o=8nio nacamada entre 2!E#! &m é resultado de uma série de processos que envolvem a asor+o de radia+o

solar. :oléculas de o*ignio ( ) so dissociadas em átomos de o*ignio após asorverem radia+osolar de ondas curtas (ultravioleta). 5 o=8nio é formado quando um átomo de o*ignio colide com

uma molécula de o*ignio em presen+a de uma molécula que permite a rea+o mas no é

consumida no processo . A concentra+o do o=8nio nesta camada deveEse provavelmente a dois fatoresH

(1) a disponiilidade de energia ultravioleta e

(2) a densidade da atmosfera é suficiente para permitir as colises necessárias entreo*ignio molecular e o*ignio at8mico.

A presen+a do o=8nio é vital devido a sua capacidade de asorver a radia+o ultravioleta do sol

na rea+o de fotodissocia+o . 5 átomo livre recominaEse novamente para formar outra molécula de o=8nio, lierando calor. 3a ausncia da camada de o=8nio a radia+o ultravioletaseria letal para a vida. Desde os anos 4! tem Bavido contnua preocupa+o de que uma redu+o nacamada de o=8nio na atmosfera possa estar ocorrendo por interferncia Bumana. AcreditaEse que o

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maior impacto é causado por um grupo de produtos qumicos conBecido por clorofluorcaronos(-1-s). -1-s so usados como propelentes em /spraIs/ aerosol, na produ+o de certos plásticos eem equipamentos de refrigera+o e condicionamento de ar. -omo os -1-s so praticamente inertes(no quimicamente ativos) na ai*a atmosfera, uma parte deles eventualmente atinge a camada deo=8nio, onde a radia+o solar os separa em seus átomos constituintes. 5s átomos de cloro assimlierados, através de uma série de rea+es acaam convertendo parte do o=8nio em o*ignio. Aredu+o do o=8nio aumentaria o nFmero de casos de certos tipos de c$ncer de pele e afetarianegativamente colBeitas e ecossistemas.

Além de gases, a atmosfera terrestre contém pequenas partculas, lquidas e sólidas, cBamadasaerossóis. Alguns aerossóis E gotculas de água e cristais de gelo E so visveis em forma de nuvens.A maior concentra+o é encontrada na ai*a atmosfera, pró*imo a sua fonte principal, a superfcie daTerra. 'les podem originarEse de incndios florestais, eroso do solo pelo vento, cristais de salmarinBo dispersos pelas ondas que se queram, emisses vulc$nicas e de atividades agrcolas eindustriais. Alguns aerossóis podem originarEse na parte superior da atmosfera, como a poeira dosmeteoros que se desintegram. 'mora a concentra+o dos aerossóis se?a relativamente pequena, eles participam de processos meteorológicos importantes. 'm 2J lugar, alguns aerossóis agem comonFcleos de condensa+o para o vapor d/água e so importantes para a forma+o de nevoeiros, nuvense precipita+o. 'm "J lugar, alguns podem asorver ou refletir a radia+o solar incidente,influenciando a temperatura. Assim, quando ocorrem erup+es vulc$nicas com e*pressiva liera+o

de poeira, a radia+o solar que atinge a superfcie da Terra pode ser sensivelmente alterada. 'm Jlugar, a poeira no ar contriui para um fen8meno ótico conBecidoH as várias tonalidades de vermelBoe laran?a no nascer e p8rEdoEsol.

) 'strutura Kertical da Atmosfera

.2) @erfis Kerticais de @resso e Densidade


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Fig. 1.2 Perfil er!ical m"dio da pressão do ar

Gaemos que o ar é compressvel, isto é, seu volume e sua densidade so variáveis. A for+a dagravidade comprime a atmosfera de modo que a má*ima densidade do ar (massa por unidade devolume) ocorre na superfcie da Terra. 5 decréscimo da densidade do ar com a altura é astanterápido (decréscimo e*ponencial) de modo que na altitude de #,7 &m a densidade ?á é a metade dadensidade ao nvel do mar e em 27 &m ?á é de apenas 2!% deste valor e em " &m apenas 2%.

5 rápido decréscimo da densidade do ar significa tamém um rápido declnio da presso do arcom a altitude. A presso da atmosfera numa determinada altitude é simplesmente o peso da colunade ar com área de se+o reta unitária, situada acima daquela altitude. 3o nvel do mar a presso

média é de ou , que corresponde a um peso de 2&g de ar em cada . 5 perfil vertical médio da presso do ar é mostrado na 1ig. 2.". 5 decréscimo da densidade do ar segueuma curva semelBante. 3o é possvel determinar onde termina a atmosfera, pois os gases sedifundem gradualmente no va=io do espa+o.

Luando estudarmos a presso atmosférica, discutiremos uma interpreta+o fsica da 1ig. 2.".

.") @erfil Kertical de Temperatura

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Fig. 1.# $ Perfil er!ical m"dio de !empera!%ra na a!mosfera

@or convenincia de estudo a atmosfera é usualmente sudividida em camadas concntricas, deacordo com o perfil vertical médio de temperatura (1ig. 2.).

A camada inferior, onde a temperatura decresce com a altitude, é a troposfera, que se estende auma altitude média de 2" &m ( "! &m no equador e 0 &m nos pólos). 3esta camada a ta*a devaria+o vertical da temperatura tem valor médio de 7,#J-M&m. 'sta ta*a na realidade, é astante

variável. De fato, algumas ve=es a temperatura cresce em finas camadas, caracteri=ando umainverso de temperatura. A troposfera é o principal domnio de estudo dos meteorologistas, pois énesta camada que ocorrem essencialmente todos os fen8menos que em con?unto caracteri=am otempo. 3a troposfera as propriedades atmosféricas so facilmente transferidas por turulncia degrande escala e mistura. 5 seu limite superior é conBecido como tropopausa.

A camada seguinte, a estratosfera ,se estende até #! &m. Nnicialmente, por uns "! &m, atemperatura permanece quase constante e depois cresce até o topo da estratosfera, a estratopausa.Temperaturas mais altas ocorrem na estratosfera porque é nesta camada que o o=8nio estáconcentrado. -onforme mencionamos, o o=8nio asorve radia+o ultravioleta do sol.-onsequentemente, a estratosfera é aquecida.

3a mesosfera a temperatura novamente decresce com a altura, até a mesopausa, que está emtorno de 0! &m, onde atinge E9!J-. Acima da mesopausa, e sem limite superior definido, está atermosfera, onde a temperatura é inicialmente isotérmica e depois cresce rapidamente com a altitude,como resultado da asor+o de ondas muito curtas da radia+o solar por átomos de o*ignio enitrognio. 'mora as temperaturas atin?am valores muito altos, estas temperaturas no soe*atamente comparáveis Cquelas e*perimentadas pró*imo a superfcie da Terra. Temperaturas sodefinidas em termos da velocidade média das moléculas. -omo as moléculas dos gases datermosfera se movem com velocidades muito altas, a temperatura é oviamente alta. -ontudo, adensidade é to pequena que muito poucas destas moléculas velo=es colidiriam com um corpoestranBoO portanto, só uma quantidade insignificante de energia seria transferida. @ortanto, atemperatura de um satélite em órita seria determinada principalmente pela quantidade de radia+o

solar que ele asorve e no pela temperatura do ar circundante.5s perfis verticais de presso e temperatura do ar (1igs. 2." e 2.) aqui apresentados so

aseados na atmosfera padro, um modelo da atmosfera real. Pepresenta o estado da atmosfera numamédia para todas as latitudes e esta+es. 'la apresenta valores fi*os da temperatura e presso do arao nvel do mar (2#J- e 2!2,"#m) e perfis verticais fi*os de temperatura e presso.

c) A Nonosfera

'ntre as altitudes de 0! a 9!! &m (na termosfera) Bá uma camada com concentra+orelativamente alta de ons, a ionosfera. 3esta camada a radia+o solar de alta energia de ondas curtas(raios > e radia+o ultravioleta) tira elétrons de moléculas e átomos de nitrognio e o*ignio,

dei*ando elétrons livres e ons positivos. A maior densidade de ons ocorre pró*imo a !! &m. Aconcentra+o de ons é pequena aai*o de 0! &m porque nestas regies muito da radia+o de ondascurtas necessária para ioni=a+o ?á foi esgotada. Acima de 6!! &m a concentra+o é pequena porcausa da e*tremamente pequena densidade do ar, possiilitando a produ+o de poucos ons.

A estrutura da ionosfera consiste de camadas de densidade variável de onsH as camadas D, ' e1, com altitude e densidade de ons crescente. -omo a produ+o de ons requer a radia+o solardireta, a concentra+o de ons diminui do dia para a noite, particularmente nas camadas D e ', ondeos elétrons se recominam com ons positivos durante a noite. A ta*a de recomina+o depende dadensidade do ar, isto é, quanto mais denso o ar maior a proailidade de coliso e recomina+o das partculas. Assim, a camada D desaparece C noite, a camada ' se enfraquece consideravelmente, masa camada 1 continua presente C noite, emora enfraquecida, pois a densidade nesta camada é muito pequena.

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A ionosfera tem pequeno impacto sore o tempo, mas tem grande influncia sore a transmissode ondas de rádio na anda A:. Durante o dia as ondas de rádio tendem a ser asorvidas nas doiscamadas mais ai*as, especialmente na camada D. A camada 1 reflete as ondas de rádio durante odia e a noite. -ontudo , mesmo que as ondas consigam atravessar as camadas D e ' e ser refletidasna camada 1, elas sero asorvidas no seu caminBo de volta para a Terra. Q noite, contudo, a camadaasorvedora D desaparece e as ondas podem atingir a camada 1 mais facilmente e ser refletidas paraa superfcie da Terra. Nsto e*plica porque C noite os sinais de rádio atingem grandes dist$ncias sorea Terra (1ig. 2.6).

Fig. 1.& $ 'nfl%(ncia da 'onosfera sobre a !ransmissão de ondas de r)dio.

3a ionosfera ocorre tamém o fen8meno da aurora oreal (no emisfério 3orte) ou austral (noemisfério Gul). As auroras esto relacionadas com o vento solar , um flu*o de partculas

carregadas, prótons e elétrons, emanadas do sol com alta energia. quando estas partculas seapro*imam da Terra, elas so capturadas pelo campo magnético da Terra. Go a a+o da for+a

e*ercida pelo campo magnético sore cargas em movimento ( ), elas descrevemtra?etórias espiraladas ao longo das linBas de indu+o do campo magnético terrestre, movendoEse para frente e para trás entre os pólos magnéticos sul e norte, onde so RrefletidasR devido ao aumentodo campo magnético. 'stes elétrons e prótons aprisionados constituem os cBamados Rcinturesradioativos de Kan AllenR. Algumas partculas acompanBam o campo magnético da Terra em dire+oaos pólos geomagnéticos, penetrando na ionosfera, onde colidem com átomos e moléculas deo*ignio e nitrognio, que so temporariamente energi=ados. Luando estes átomos e moléculasretornam do seu estado energético e*citado, eles emitem energia na forma de lu=, o que constitui asauroras. As =onas de maior ocorrncia das auroras situamEse em torno de "!E!J ao redor dos pólosgeomagnéticos (47J3, 2!"JSO 70JG, 26#J'). A atividade auroral varia com a atividade do sol.Luando o sol está calmo, a =ona auroral diminuiO quando o sol está ativo (com e*ploses solares),intensificando o vento solar, a =ona auroral se e*pande em dire+o ao equador.

2.1 MO*'ME+TOS ,A TERRA- ESTA/ES.

A Terra tem dois movimentos principaisH rota+o e transla+o. A rota+o em torno de seu ei*o éresponsável pelo ciclo diaEnoite. A transla+o se refere ao movimento da Terra em sua órita elptica

em torno do Gol. A posi+o mais pró*ima ao Gol, o periBélio ( ), é atingido

apro*imadamente em de ?aneiro e o ponto mais distante, o afélio ( ), em

apro*imadamente 6 de ?ulBo. As varia+es na radia+o solar receida devidas C varia+o da dist$nciaso pequenas.

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Fig. 2.1 $ Relaç0es en!re o Sol e a Terra

As esta+es so causadas pela inclina+o do ei*o de rota+o da Terra em rela+o C perpendicular ao plano definido pela órita da Terra (plano da eclptica) (1ig. ".2).

'sta inclina+o fa= com que a orienta+o da Terra em rela+o ao Gol mude continuamenteenquanto a Terra gira em torno do Gol. 5 emisfério Gul se inclina para longe do Gol durante onosso inverno e em dire+o ao Gol durante o nosso vero. Nsto significa que a altura do Gol, o $ngulode eleva+o do Gol acima do Bori=onte, (ver sistema de coordenadas Bori=ontais na 1ig. ".") parauma dada Bora do dia (por e*emplo, meio dia) varia no decorrer do ano. 3o Bemisfério de vero asalturas do Gol so maiores, os dias mais longos e Bá mais radia+o solar. 3o Bemisfério de inverno asalturas do Gol so menores, os dias mais curtos e Bá menos radia+o solar.

Fig. 2.2 $ Coordenadas orion!ais

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Fig. 2.# $ Coordenadas 3eogr)ficas

A quantidade total de radia+o solar receida depende no apenas da dura+o do dia comotamém da altura do Gol. -omo a Terra é curva, a altura do Gol varia com a latitude (ver sistema decoordenadas geográficas na 1ig. ".). Nsto pode ser visto na 1ig. ".6. A altura do Gol influencia aintensidade de radia+o solar, ou irradi$ncia, que é a quantidade de energia que atinge uma áreaunitária por unidade de tempo (tamém cBamada densidade de flu*o), de duas maneiras. @rimeiro,quando os raios solares atingem a Terra verticalmente, eles so mais concentrados. Luando menor aaltura solar, mais espalBada e menos intensa a radia+o (1ig. ".#). Gegundo, a altura do sol influenciaa intera+o da radia+o solar com atmosfera. Ge a altura do sol decresce, o percurso dos raios solaresatravés da atmosfera cresce (1ig. ".6) e a radia+o solar sofre maior asor+o, refle*o ouespalBamento, o que redu= sua intensidade na superfcie.

Fig. 2.& $ *ariação da al!%ra do Sol com a la!i!%de. Se a al!%ra do Sol " pe4%ena- os raios 4%ea!ingem a Terra percorrem dis!5ncia maior na a!mosfera.

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Fig. 2.6 $ *ariaç0es na al!%ra do Sol ca%sam ariaç0es na 4%an!idade de energia solar 4%ea!inge a Terra. 7%an!o maior a al!%ra- maior a energia recebida.

á 6 dias com especial significado na varia+o anual dos raios solares em rela+o C Terra. 3odia "2 ou ""M2" os raios solares incidem verticalmente (B9!J) em "J"4UG (Trópico de-apricórnio). 'ste é o solstcio de vero para o emisfério Gul (G). 'm "2 ou ""M7 eles incidemverticalmente em "J"4U3 (Trópico de -$ncer). 'ste é o solstcio de inverno para o G. A meiocaminBo entre os solstcios ocorrem os equinócios (dias e noites de igual dura+o). 3estas datas osraios verticais do Gol atingem o equador (latitude !J). 3o G o equinócio de primavera ocorre em"" ou " de setemro e o de outono em "2 ou "" de mar+o. As dire+es relativas dos raios solares e a posi+o do crculo de ilumina+o para essas datas esto representadas na 1ig. ".7.

Fig. 2.8 $ Carac!er9s!icas dos sols!9cios e e4%in:cios

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A incidncia de raios verticais do sol, portanto, ocorre entre "J"4U3 e "J"4UG. Todos os locaissituados na mesma latitude tem idnticas alturas do Gol e dura+o do dia. Ge os movimentos relativosTerraEGol fossem os Fnicos controladores da temperatura, estes locais teriam temperaturas idnticas.-ontudo, apesar da altura do Gol ser o principal controlador da temperatura, no é o Fnico.

2.# A;SOR


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radia+o. 3estas rea+es fotoqumicas a asor+o ou emisso de radia+oeletromagnética tem papel crucial em fornecer ou remover energia. Wm e*emploH

Ao contrário das transi+es discutidas anteriormente, as rea+es fotoqumicas podem envolver um trecBo contnuo de comprimentos de onda, desde que se?amsuficientemente curtas para que um fóton de energia eleve a energia qumica damolécula a um limiar onde a fotodissocia+o pode ocorrer. Lualquer e*cesso de

energia é transformado em energia cinética dos átomos, que serve para aumentar atemperatura do gás. A maior parte das rea+es fotoqumicas na atmosfera envolvemradia+o ultravioleta e visvel.

2@ Todos os átomos podem ser ioni=ados por radia+o com comprimento de ondasuficientemente curta. 'ste processo, cBamado fotoioni=a+o, requer fótons comsuficiente energia para arrancar um ou mais dos elétrons mais e*ternos de suasóritas. -omo as rea+es fotoqumicas a fotoioni=a+o pode envolver radia+o numintervalo contnuo de comprimentos de onda até o valor correspondente ao nvellimite de energia. A radia+o de ioni=a+o é usualmente associada com

comprimentos de onda menores que .

As linBas do espectro das moléculas de um gás apresentamEse alargadas pelos seguintesmotivosH

i) Alargamento natural. 5s nveis de energia nominais de um átomo e oscomprimentos de onda que ele pode asorver so apenas os mais prováveis, sendoque na realidade um pequeno intervalo de comprimentos de onda podem serasorvidos ou emitidosH este intervalo é cBamado Rlargura de ondaR.

ii) Alargamento devido ao efeito Doppler. 5s movimentos aleatórios das moléculasdentro de um gás podem causar desvios do comprimento de onda emitido (ouasorvido) pelas moléculas que se apro*imam ou afastam, resultando noalargamento de linBa. 'ste alargamento depende da velocidade média quadrática dasmoléculas do gás, que é diretamente proporcional C rai= quadrada da temperaturaasoluta.

iii) Alargamento devido a colises. As pertura+es causadas nos nveis de energiade uma molécula, pela intera+o com outras moléculas, átomos ou ons que passam pró*imo ou colidem, levam a molécula a asorver comprimentos de onda um poucodiferentes dos usuais. 'ste alargamento depende da freqVncia das colisesmoleculares, que é diretamente proporcional C presso do gás. 'm nveis aai*o dos! &m, na atmosfera da Terra, a largura das linBas de asor+o é astante

determinada pelo alargamento devido a colises.

iv) Alargamento devido a campos magnéticos. 3este caso as linBas espectrais sedesdoram devido ao alinBamento do momento magnético associado ao átomo ou paralelo ou antiparalelo C indu+o magnética e*terna. 'ste é o efeito Yeeman.

Dentro de lquidos e sólidos a intera+o entre campos de moléculas individuais é to forte que aasor+o e emisso ocorre num espectro contnuo de comprimentos de onda, ao contrário doespectro de linBas.

RA,'A


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espalBado em volta até atingir a superfcie da Terra ou retornar ao espa+o (1ig. ".2!). 5 quedetermina se a radia+o será asorvida, espalBada ou refletida de voltaZ -omo veremos, isto dependeem grande parte do comprimento de onda da energia que está sendo transportada, assim como dotamanBo e nature=a do material que intervém.

a) 'G@A[A:'3T5

'mora a radia+o solar incida em linBa reta, os gases e aerossóis podem causar seu

espalBamento, dispersandoEa em todas as dire+es E para cima, para ai*o e para os lados. A refle*o(ve?a mais adiante) é um caso particular de espalBamento. A insola+o difusa é constituda deradia+o solar que é espalBada ou refletida de volta para a Terra. 'sta insola+o difusa é responsável pela claridade do céu durante o dia e pela ilumina+o de áreas que no receem ilumina+o direta dosol.

As caractersticas do espalBamento dependem, em grande parte, do tamanBo das moléculas degás ou aerossóis. 5 espalBamento por partculas cu?o raio é em menor que o comprimento de ondada radia+o espalBada, como o caso do espalBamento da lu= visvel por moléculas de gás daatmosfera, é dependente do comprimento de onda (espalBamento PaIleigB), de forma que airradi$ncia monocromática espalBada é inversamente proporcional C 6 potncia do comprimento de

onda ( ). 'sta dependncia é a ase para e*plicar o a=ul do céu.

-onforme mencionado anteriormente, grande parte da energia da radia+o solar está contida no

intervalo visvel, entre o vermelBo e o violeta. A lu= a=ul ( ) tem comprimento de

onda menor que a lu= vermelBa ( ). -onseqVentemente, a lu= a=ul éapro*imadamente #,# ve=es mais espalBada que a lu= vermelBa. Além disso ela é mais espalBada queo verde, amarelo e laran?a. Assim, o céu, longe do disco do sol, parece a=ul. -omo a lu= violeta (

) tem um comprimento de onda menor que a a=ul, por que o céu no parece violetaZ@orque a energia da radia+o solar contida no violeta é muito menor que a contida no a=ul e porque o

olBo Bumano é mais sensvel C lu= a=ul que C lu= violeta. -omo a densidade molecular decrescedrasticamente com a altura, o céu, visto de alturas cada ve= maiores, iria gradualmente escurecer atétornarEse totalmente escuro, longe do disco solar. @or outro lado, o Gol apareceria cada ve= mais ranco e rilBante. Luando o Gol se apro*ima do Bori=onte (no nascer e por do Gol) a radia+o solar percorre um caminBo mais longo através das moléculas de ar, e portanto mais e mais lu= a=ul e commenor comprimento de onda é espalBada para fora do fei*e de lu=, e portanto a radia+o solarcontém mais lu= do e*tremo vermelBo do espectro visvel. Nsto e*plica a colora+o avermelBada docéu ao nascer e por do Gol. 'ste fen8meno é especialmente visvel em dias nos quais pequenas partculas de poeira ou fuma+a estiverem presentes.

Luando a radia+o é espalBada por partculas cu?os raios se apro*imam ou e*cedem emapro*imadamente até 0 ve=es o comprimento de onda da radia+o, o espalBamento no depende do

comprimento de onda (espalBamento :ie). A radia+o é espalBada igualmente em todos oscomprimentos de onda. @artculas que compem as nuvens (pequenos cristais de gelo ou gotculas deágua) e a maior parte dos aerossóis atmosféricos espalBam a lu= do Gol desta maneira. @or isso, asnuvens parecem rancas e quando a atmosfera contém grande concentra+o de aerossóis o céuinteiro aparece esranqui+ado.

Luando o raio das partculas é maior que apro*imadamente 0 ve=es o comprimento de onda daradia+o, a distriui+o angular da radia+o espalBada pode ser descrita pelos princpios da óticageométrica. 5 espalBamento de lu= visvel por gotas de nuvens, gotas de cBuva e partculas de gelo pertence a este regime e produ= uma variedade de fen8menos óticos como arco ris, auréolas, etc...

2"


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Fig. 2.1 $ ,is!rib%ição percen!%al da radiação solar inciden!e

) P'1['>\5

Apro*imadamente !% da energia solar é refletida de volta para o espa+o (1ig. ".2!). 3este

nFmero está includa a quantidade que é retroespalBada. A refle*o ocorre na interface entre doismeios diferentes, quando parte da radia+o que atinge esta interface é enviada de volta. 3estainterface o $ngulo de incidncia é igual ao $ngulo de refle*o (lei da refle*o). -onforme ?ámencionamos, a fra+o da radia+o incidente que é refletida por uma superfcie é o seu aledo.@ortanto, o aledo da Terra como um todo (aledo planetário) é !%. 5 aledo varia no espa+o e notempo, dependendo da nature=a da superfcie (ver Ta. ".2) e da altura do Gol. Dentro da atmosfera,os topos das nuvens so os mais importantes refletores. 5 aledo dos topos de nuvens depende desua espessura, variando de menos de 6!% para nuvens finas (menos de #!m) a 0!% para nuvensespessas (mais de #!!!m).

c) A]G5P^\5 3A AT:5G1'PA

5 espalBamento e a refle*o simplesmente mudam a dire+o da radia+o. -ontudo, através daasor+o, a radia+o é convertida em calor. Luando uma molécula de gás asorve radia+o estaenergia é transformada em movimento molecular interno, detectável como aumento de temperatura.@ortanto, so os gases que so ons asorvedores da radia+o disponvel que tem papel preponderante no aquecimento da atmosfera.

A 1ig. ".22 fornece a asortividade dos principais gases atmosféricos em vários comprimentosde onda. 5 3itrognio, o mais aundante constituinte da atmosfera (ver Ta. 2.2) é um fracoasorvedor da radia+o solar incidente, que se concentra principalmente nos comprimentos de onda

entre !," e " .

A fotodissocia+o do o*ignio (entre #! a 22! &m de altitude)

2


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(".2#)

asorve virtualmente toda radia+o solar ultravioleta para . 5 o*ignioat8mico assim otido é altamente reativo, sendo de particular import$ncia a rea+o

(".27)

que é o mecanismo dominante para a produ+o de o=8nio na atmosfera (: é uma moléculanecessária para retirar o e*cesso de energia lierada na rea+o). -omo a proailidade de ocorrnciadesta rea+o cresce com o quadrado da densidade do gás, o o*ignio at8mico é estável na altamesosfera e termosfera, enquanto na estratosfera ele se comina rapidamente para formar o o=8nio.

A radia+o ultravioleta para é asorvida na rea+o de fotodissocia+o doo=8nio (na estratosfera, entre "! a 7! &m)

(".24)

5 átomo de o*ignio comina rapidamente com para formar outra molécula de , pela(".27). Luando (".24) e (".27) ocorrem seqVencialmente no Bá mudan+a na estrutura qumica, massomente asor+o de radia+o e resultante entrada de calor e aumento de temperatura na estratosfera.

5 Fnico outro asorvedor significativo da radia+o solar incidente é o vapor d/água que, com oo*ignio e o o=8nio, respondem pela maior parte dos 29% da radia+o solar que so asorvidos naatmosfera.

Da 1ig. ".22 vemos que na atmosfera como um todo, nenBum gás asorve efetivamenteradia+o entre !, e !,4 O portanto, e*iste uma larga R?anelaR. 'sta regio do espectrocorresponde ao intervalo visvel ao qual pertence uma grande fra+o da radia+o solar. @odeEse di=erque a atmosfera é astante transparente C radia+o solar incidente pois asorve apenas 29% de suaenergia e que, portanto, esta no é um aquecedor eficiente da atmosfera.

A maior parte da asor+o da radia+o solar em comprimentos de onda do intervaloinfravermelBo deveEse ao vapor d/água e ocorre na troposfera, onde a maior parte do vapor d/águaestá locali=ado. 'sta parte da asor+o apresenta grande variailidade devido C distriui+o do vapord/água.

26


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Fig. 2.11 $ Absor!iidade de alg%ns gases da a!mosfera e da a!mosfera como %m !odo.

A 1ig. ".2" mostra o espectro da radia+o solar que atinge a superfcie da Terra para o caso doGol no =nite (altura 9!J ) (curva inferior), ?untamente com o espectro da radia+o solar incidenteno topo da atmosfera (curva superior). A área entre as duas curvas representa a diminui+o daradia+o devido aH 2) retroespalBamento e asor+o por nuvens e aerossóis e retroespalBamento pormoléculas do ar (área no somreada) e ") asor+o por moléculas do ar (área somreada).

Fig. 2.12 $ Espec!ro da radiação solar no !opo da a!mosfera Bc%ra s%perior@ e no n9el do marBc%ra inferior@- para a!mosfera m"dia e sol no (ni!e.

2#


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RA,'A


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-omo vimos, a radia+o consiste de ondas eletromagnéticas via?ando com a velocidade da lu=.-omo a radia+o é a Fnica que pode ocorrer no espa+o va=io, esta é a principal forma pela qual osistema TerraEAtmosfera recee energia do Gol e liera energia para o espa+o.

A condu+o ocorre dentro de uma sust$ncia ou entre sust$ncias que esto em contato fsicodireto. 3a condu+o a energia cinética dos átomos e moléculas (isto é, o calor) é transferida porcolises entre átomos e moléculas vi=inBas. 5 calor flui das temperaturas mais altas (moléculas commaior energia cinética) para as temperaturas mais ai*as (moléculas com menor energia cinética). A

capacidade das sust$ncias para condu=ir calor (condutividade) varia consideravelmente. Kia deregra, sólidos so melBores condutores que lquidos e lquidos so melBores condutores que gases. 3um e*tremo, metais so e*celentes condutores de calor e no outro e*tremo, o ar é um péssimocondutor de calor. -onseqVentemente, a condu+o só é importante entre a superfcie da Terra e o ardiretamente em contato com a superfcie. -omo meio de transferncia de calor para a atmosferacomo um todo a condu+o é o menos significativo e pode ser omitido na maioria dos fen8menosmeteorológicos.

A convec+o somente ocorre em lquidos e gases. -onsiste na transferncia de calor dentro deum fludo através de movimentos do próprio fludo. 5 calor ganBo na camada mais ai*a daatmosfera através de radia+o ou condu+o é mais freqVentemente transferido por convec+o. Aconvec+o ocorre como conseqVncia de diferen+as na densidade do ar. Luando o calor é condu=ido

da superfcie relativamente quente para o ar sore?acente, este ar tornaEse mais quente que o arvi=inBo. Ar quente é menos denso que o ar frio de modo que o ar frio e denso desce e for+a o ar maisquente e menos denso a suir. 5 ar mais frio é ento aquecido pela superfcie e o processo é repetido.

Desta forma, a circula+o convectiva do ar transporta calor verticalmente da superfcie da Terra para a troposfera, sendo responsável pela redistriui+o de calor das regies equatoriais para os pólos. 5 calor é tamém transportado Bori=ontalmente na atmosfera, por movimentos convectivosBori=ontais, conBecidos por advec+o. 5 termo convec+o é usualmente restrito C transfernciavertical de calor na atmosfera.

Fig. 2.1# $ Mecanismos de Transfer(ncia de Calor

3a atmosfera, o aquecimento envolve os trs processos, radia+o, condu+o e convec+o, queocorrem simultaneamente. 5 calor transportado pelos processos cominados de condu+o econvec+o é denominado calor sensvel.

;A=A+O 3=O;A= ,E CA=OR

'*iste um alan+o quase perfeito entre a quantidade de radia+o solar incidente e a quantidadede radia+o terrestre (sistema TerraEatmosfera) retornada para o espa+oO caso contrário, o sistema

TerraEatmosfera estaria progressivamente se aquecendo ou resfriando. Kamos e*aminar este alan+ona 1ig. ".26, usando 2!! unidades para representar a radia+o solar interceptada no topo daatmosfera.

24


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Fig. 2.1& $ ;alanço de Calor da Terra e a!mosfera

Da radia+o total interceptada pela Terra (sistema TerraEatmosfera), apro*imadamente !unidades so refletidas de volta para o espa+o. As restantes 4! unidades so asorvidas, 29 unidades pela atmosfera e #2 unidades pela superfcie da Terra (TerraEoceano). Ge toda a energia asorvida pela Terra fosse reirradiada diretamente para o espa+o, o alan+o de calor da Terra seria muitosimples. -ontudo, conforme vimos anteriormente, certos gases na atmosfera atuam no sentido deretardar a perda de radia+o terrestre, asorvendo uma oa parte dela e reirradiando grande partedesta energia de volta para a Terra. -omo resultado deste processo, a superfcie da Terra recee umagrande quantidade de radia+o de onda longa da atmosfera (9# unidades). (A atmosfera na realidadeemite mais energia que a quantidade de energia solar asorvida pela Terra, devido ao efeito estufa) Asuperfcie da Terra, por sua ve=, irradia 227 unidades de energia de onda longa para a atmosfera.@ortanto, nesta troca (em onda longa) a atmosfera tem um ganBo lquido de 2# unidades, enquanto aTerra tem uma perda lquida de "2 unidades. As restantes 7 unidades passam diretamente através da

atmosfera e so perdidas no espa+o. A radia+o entre 0 a 22 escapa mais facilmente porqueo vapor d/água e o dió*ido de carono no asorvem estes comprimentos de onda (ver 1ig. ".22).

Até agora contamos uma perda de "2 das #2 unidades de radia+o de onda curta asorvidas pelasuperfcie da Terra. ' as ! unidades restantesZ @arte desta energia é transferida da superfcie daTerra para a atmosfera através de calor latente, por moléculas de água durante o processo deevapora+o (" unidades). 5 calor latente refereEse C quantidade de calor envolvida em mudan+as defase da água. @or e*emplo, a mudan+a da água lquida para vapor e*ige fornecimento de calorlatente, enquanto a transforma+o de vapor para lquido liera calor latente. 5utra parte das !unidades é transferida da superfcie da Terra para a atmosfera por calor sensvel (condu+o econvec+o E4 unidades).

Wm alan+o geral é otido porque a atmosfera emite 76 unidades de energia para o espa+ocomo radia+o de onda longa, fecBando o alan+o entre radia+o incidente e radia+o emitida.

20


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;A=A+O ,E CA=OR =AT'T?,'+A=

5 alan+o de calor gloal, que vale para o sistema TerraEatmosfera, mantendo sua temperaturamédia apro*imadamente constante, no é oedecido para cada latitude. 'm latitudes mais altas, airradi$ncia da radia+o solar incidente é menor que em latitudes mais ai*as. @or outro lado, a sadade radia+o infravermelBa varia pouco com a latitude. -onseqVentemente, em altas latitudes (alémde ! ), a ta*a de resfriamento por radia+o infravermelBa e*cede a ta*a de aquecimento porasor+o de radia+o solar. 'm latitudes mais ai*as (entre ! ) a ta*a de aquecimento por

radia+o solar é maior que a ta*a de resfriamento por radia+o infravermelBa. -omo os trópicos noesto se tornando mais quentes, nem os pólos mais frios, calor deve estar sendo transportado dostrópicos para as médias e altas latitudes. 'ste desequilrio de calor é que produ= os ventos e ascorrentes oce$nicas.

5 transporte de calor para os pólos é reali=ado principalmente pela troca de massas de ar.:assas de ar quentes de ai*as latitudes deslocamEse para os pólos e so sustitudas por massas dear frio que se deslocam de altas latitudes para os trópicos. Desta forma, calor sensvel é transportado para os pólos.

Trocas de massas de ar respondem por quase metade do transporte de calor para os pólos. 5restante deveEse C liera+o de calor latente em tempestades ( !%) e Cs correntes oce$nicas (

"!%). A água evaporada na superfcie mais quente dos oceanos nos trópicos é levada pela circula+o para os pólos. @arte do vapor d/água se condensa em nuvens, lierando calor latente. Além disso,correntes oce$nicas frias se dirigem para os trópicos e as quentes se dirigem para os pólos.

7?EST/ES ,E RE*'S


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12@ 'm quais por+es do espectro eletromagnético concentraEse a maior parte da radia+osolarZ

1#@ A asor+o da radia+o solar por constituintes da atmosfera é um processo de conversode energia. '*plique isto.

1&@ Através de quais processos um átomo ou molécula pode asorver ou emitir radia+oeletromagnéticaZ Luais os intervalos do espectro mais envolvidos em cada processoZ

16@ @or que o espectro de asor+o e emisso de gases contém linBasZ

18@ Luais as causas do alargamento dessas linBasZ

1D@ Defina corpo negro.

1@ Descreva a rela+o entre a temperatura de um corpo negro radiante e os comprimentosde onda em que ele emite.

1@ 5 que se pode concluir da lei de Sien sore os intervalos do espectro em que o Gol e a

Terra mais emitem radia+oZ

2@ Lual é a essncia da lei de ;ircBBoff Z

21@ Lue tipos de processos pode sofrer a radia+o solar incidenteZ

22@ @or que o céu é a=ul e as nuvens so rancasZ

2#@ @or que o céu aparece alaran?ado ou avermelBado no nascer e p8rEdoEsolZ

2&@ A atmosfera é relativamente transparente C radia+o solar. Discuta esta afirma+o.

26@ @ara o sistema TerraEatmosfera porque a radia+o solar incidente é equilirada pelaradia+o infravermelBa emitidaZ Luais seriam as implica+es se este alan+o no fossesatisfeitoZ

28@ Luais so os mecanismos de asor+o da radia+o solar ultravioletaZ 5nde atuamZ

2D@ Lual o papel do vapor d/água na asor+o da radia+o solar incidenteZ

2@ 5 que significa uma R?anelaR atmosférica para a radia+o infravermelBaZ

2@ Lual é o significado do Refeito estufaR para temperaturas na superfcie da TerraZ

#@ '*plique por que a atmosfera é aquecida principalmente por radia+o da superfcie daTerra.

#1@ Luais gases so os principais asorvedores de calor na ai*a atmosferaZ Lual o maisimportanteZ

#2@ Lual o papel das nuvens em rela+o C radia+o solar e C radia+o terrestreZ

##@ Temperaturas do ar tendem a diminuir numa noite sem nuvens ou numa noite nuladaZ

#&@ '*plique porque a diferen+a diaEnoite da temperatura é tipicamente maior numalocalidade quente e seca que numa localidade quente e Fmida.

"!


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#6@ Descreva os trs mecanismos ásicos de transferncia de calor. Lue mecanismo é menosimportante meteorologicamenteZ

#8@ 1a+a um alan+o da radia+o solar incidente.

#D@ 1a+a um alan+o gloal de calor.

#@ 5 alan+o gloal de calor é otido apenas com processos radiativosZ

#@ @or que Bá desequilrio de calor entre a fai*a tropical e altas latitudes, considerandoEseapenas processos radiativosZ -omo ele é equiliradoZ

#.1 CA=OR E TEMPERAT?RA

-A[5P é definido como energia cinética total dos átomos e moléculas que compem umasust$ncia.

T':@'PATWPA é uma medida da energia cinética média das moléculas ou átomosindividuais.

A distin+o fica mais clara pelo seguinte e*emplo. A temperatura de um copo de água fervente éa mesma que a da água fervente de um alde. -ontudo, o alde de água fervente tem uma maiorquantidade de energia que o copo de água fervente. @ortanto, a quantidade de calor depende damassa do material, a temperatura no.

'mora os conceitos de calor e temperatura se?am distintos, eles so relacionados. Atemperatura de uma parcela de ar pode mudar quando o ar ganBa ou perde calor, mas isto no ésempre necessário, pois pode Baver tamém mudan+a de fase da água contida no ar ou mudan+a devolume da parcela de ar, associada com o ganBo ou perda de calor. @or outro lado, gradientes detemperatura determinam o flu*o de calor de um lugar para outro através de radia+o, condu+o econvec+o (processo ?á aordado no captulo ").

ESCA=AS ,E TEMPERAT?RAS

Kamos mencionar trs escalasH a -elsius, a 1aBrenBeit e a ;elvin (ou asoluta). A escala1aBrenBeit é muito usada em pases de lngua inglesa, principalmente 'stados Wnidos e Nnglaterra. Aescala ;elvin tamém é usada para fins cientficos.

5 ponto de fuso do gelo corresponde a ! - na escala -elsius, " 1 na escala 1aBrenBeit e "4; na escala ;elvin. 5 ponto de euli+o da água corresponde, respectivamente, a 2!! - "2" 1 e4 ;. A rela+o entre as trs escalas está representada na 1ig. .2. 5 ponto =ero da escala ;elvin(=ero asoluto) corresponde, ao menos teoricamente, C temperatura na qual cessa o movimentomolecular e o o?eto no emite radia+o eletromagnética. 3o Bá temperaturas aai*o dessa. Aseguir, rela+es entre as diversas escalasH

ou e

ou (.2)

"2


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Fig. #.1 $ Escalas de !empera!%ra

ME,',A ,A TEMPERAT?RA

5 instrumento usual para monitorar varia+es na temperatura do ar é o term8metro. Talve= omais comum se?a o term8metro composto de um tuo graduado com lquido (normalmente, mercFrioou álcool). Luando o ar se aquece, o lquido se e*pande e soe no tuoO quando o ar se esfria, olquido se contrai e desce.

Term8metros com lquido so tamém usados para medir a má*ima e a mnima temperatura queocorrem num certo perodo (geralmente 2 dia). 5 term8metro de má*ima, que contém usualmentemercFrio, tem um afinamento no tuo, logo acima do ulo. Luando a temperatura soe, o mercFriose e*pande e é for+ado através do afinamento (1ig ."). Luando a temperatura cai o filete de fludono retorna através do afinamento, sendo ali interrompido. 1ica, assim, registrada a temperaturamá*ima. @ara recompor o instrumento é necessário sacudiElo para que o fludo volte para o ulo.

3o term8metro de mnima Bá um pequeno ndice de metal ?unto ao topo da coluna de fludo(normalmente álcool). Luando a temperatura do ar cai, a coluna de fludo diminui e o ndice é pu*ado em dire+o ao uloO quando a temperatura soe novamente, o fludo soe mas o ndice permanece no nvel da mnima temperatura atingida (1ig ."). @ara recompor o instrumento énecessário inclinar o term8metro, com o ulo para cima. -omo o ndice é livre para moverEse, elecairá para ?unto do ulo se o term8metro no for montado Bori=ontalmente.

""


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Fig. #.2 $ TermGme!ros de m)Hima e m9nima

5utro tipo de term8metro comumente usado, aseado no princpio da e*panso térmicadiferencial, usa um sensor imetálico. 'ste consiste de duas tiras de metais diferentes que so unidasface a face e tem coeficientes de e*panso térmica em diferentes. Luando a temperatura varia, osdois metais se e*pandem ou se contraem desigualmente, o que causa uma curvatura do sensor.Luanto maior a varia+o, maior é a curvatura, o que permite transpor esta varia+o sore uma escalacalirada. 5 principal uso do sensor imetálico é na constru+o do termógrafo, um instrumento que

registra continuamente a temperatura.

á tamém term8metros aseados na medida de corrente elétrica, como os termistores.Termistores so condutores elétricos cu?a resistncia elétrica depende da temperatura. A temperaturaé, portanto, indicada como uma fun+o da corrente. 'ste instrumento é normalmente usado emradiossondas.

A preciso e o tempo de resposta so fatores importantes na escolBa do term8metro. @ara amaioria dos propósitos meteorológicos, é suficiente um term8metro com preciso de !.-. 5 tempode resposta é mais rápido em termistores e term8metros de tuo com lquido e mais lento emterm8metros imetálicos.

A e*atido das medidas depende no apenas do instrumento mas de sua correta e*posi+o. 'ledeve estar em ventilado, mas protegido da radia+o solar direta, assim como da radia+o de outrassuperfcies, como paredes ou o solo, e da precipita+o. @ara isso, é colocado num arigometeorológico pintado de ranco e com vene=ianas para ventila+o. 'ste arigo normalmente estáapro*imadamente a 2 metro acima do solo, em área aerta com grama, longe de árvores ou outrosostáculos.

I+,'CES ,E ,ESCO+FORTO ?MA+O

A sensa+o de temperatura que o corpo Bumano sente é freqVentemente afetada por váriosfatores. 5 corpo Bumano é uma máquina térmica que constantemente liera energia e qualquer fator

que interfira na ta*a de perda de calor do corpo afeta sua sensa+o de temperatura. Além datemperatura do ar, outros fatores significativos que controlam o conforto térmico do corpo BumanosoH umidade relativa, vento e radia+o solar.

5 ndice de temperaturaEumidade (NTW) é um avaliador do conforto Bumano para o vero, aseado em condi+es de temperatura e umidade.

NTW T E !.## (2 E WP )( T E 26 ), (.")

onde T é a temperatura dada em graus -elsius e WP é a umidade relativa dada em fra+o decimal.

-omo a evapora+o é um processo de resfriamento, a evapora+o do suor é uma maneira natural deregular a temperatura do corpo. Luando o ar está muito Fmido, contudo, a perda de calor porevapora+o é redu=ida. @or isso, um dia quente e Fmido parecerá mais quente e desconfortável queum dia quente e seco. Kalores de NTW acima de "# indicam que a maior parte das pessoas se sentirá

"


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desconfortável, enquanto valores entre 2# e "! so aceitos pela maioria como confortáveis. 3a taela.2 so mostrados os NTW calculados com temperaturas em graus 1aBrenBeit e -elsius.

Temperatura umidade Pelativa (%)o1 o- 1 2 # & 6 8 D 1

D 21-1 8& 8& 86 88 88 8D 8 8 8 D

D6 2#- 88 8D 8 8 D D1 D2 D# D& D6

28-D 8 D D1 D2 D# D6 D8 DD D

6 2-& D1 D# D& D8 DD D 2 # 6

#2-2 D& D6 DD D 1 2 & 8

6 #6- D8 D 2 & 8 2 6

1 #D- D 1 # 8 # 6 D 1

16 &-8 2 & D 2 6 D 1 12 16

=egenda Sensação de frio

Nenhum desconforto

Pequeno desconforto

Desconforto considerável

Grande desconforto

Máimo desconforto

Tab. #.1 $ Indice de Tempera!%ra$?midade

3o inverno, o desconforto Bumano com o frio é aumentado pelo vento, que afeta a sensa+o detemperatura. 5 vento no apenas aumenta o resfriamento por evapora+o, devido ao aumento da ta*ade evapora+o, mas tamém aumenta a ta*a de perda de calor sensvel (efeito cominado decondu+o e convec+o) devido C constante troca do ar aquecido ?unto ao corpo por ar frio. @ore*emplo, quando a temperatura é E0- e a velocidade do vento é !;mMB, a sensa+o de temperaturaseria apro*imadamente E"#-. A temperatura equivalente RbindcBillR ou ndice RbindcBillR ilustra osefeitos do vento. '*aminando a taela ." notaEse que o efeito de resfriamento do vento aumentaquando a velocidade do vento aumenta e a temperatura diminui. @ortanto, o ndice RbindcBillR émais importante no inverno. 3o e*emplo acima no se deve imaginar que a temperatura da pelerealmente des+a a E"#-. Através da transferncia de calor sensvel a temperatura da pele no poderiadescer aai*o de E0-, que é a temperatura do ar nesse e*emplo. 5 que se pode concluir é que as

partes e*postas do corpo perdem calor a uma ta*a equivalente a condi+es indu=idas por ventoscalmos com E"#-. DeveEse lemrar que, além do vento, outros fatores podem influir no confortoBumano no inverno, como umidade e aquecimento ou resfriamento radiativo.

*elocidade do *en!o B JmKL @

7 2! "! ! 6! #! 7! 4! 0! 9! 2!!

"! "! 20 27 26 2 2 2" 2" 2" 2" 2"

27 27 26 22 9 4 4 7 7 # # #

2" 2" 9 # 2 ! ! E2 E2 E2 E2

0 0 # ! E E# E7 E4 E4 E0 E0 E0

6 6 ! E# E0 E22 E2" E2 E26 E26 E26 E26

"6


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! ! E6 E2! E26 E24 E20 E29 E"! E"2 E"2 E"2

E6 E6 E0 E2# E"! E" E"# E"7 E"4 E"4 E"4 E"4

E0 E0 E2 E"2 E"# E"9 E2 E" E E6 E6 E6

E2" E2" E24 E"7 E2 E# E4 E9 E6! E6! E6! E6!

E27 E27 E"" E2 E4 E62 E6 E6# E67 E64 E64 E64

E"! E"! E"7 E7 E6 E64 E69 E#2 E#" E# E# E#

Tab. #.2 $ Tempera!%ra e4%ialen!e NindcLill

CO+TRO=ES ,A TEMPERAT?RA

A temperatura do ar é variável, no tempo e no espa+o. @ode ser regulada por vários fatores, queso os controles da temperaturaH

a) radia+o,

) advec+o de massas de ar,

c) aquecimento diferencial da terra e da água,

d) correntes oce$nicas,

e) altitude,

f) posi+o geográfica.

a) -53TP5['G PADNA-N53ANG

1atores que influem no alan+o local de radia+o e conseqVentemente na temperatura local doar incluemH (2) latitude, Bora do dia e dia do ano, que determinam a altura do sol e a intensidade e

dura+o da radia+o solar incidenteO (") coertura de nuvens, pois ela afeta o flu*o tanto da radia+osolar como da radia+o terrestre e () a nature=a da superfcie, pois esta determina o aledo e a percentagem da radia+o solar asorvida usada para aquecimento por calor sensvel e aquecimento por calor latente. 'm conseqVncia destes fatores, a temperatura do ar é usualmente maior nostrópicos e menor em latitudes médias, maior em ?aneiro que em ?ulBo (no emisfério Gul), durante odia que C noite, so céu claro do que nulado (durante o dia) e com solo descoerto ao invés decoerto de neve e quando o solo está seco ao invés de Fmido.

5 ciclo anual de temperatura reflete claramente a varia+o da radia+o solar incidente ao longodo ano. @or isso, na fai*a entre os trópicos de -$ncer e -apricórnio, as temperaturas médias variam pouco durante o ano, enquanto em latitudes médias e altas grandes contrastes de temperatura entreinverno e vero so oservados (1ig. .).

'm latitudes médias e altas a varia+o da temperatura média mensal está atrasada emapro*imadamente 2 ms em rela+o C varia+o da insola+o, o que refor+a o fato de que a radia+osolar no é o Fnico fator que determina a temperatura. Assim, por e*emplo, no @araná o ms mais

"#


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frio é ?ulBo e o ms mais quente é fevereiro. 'm cidades costeiras, com maior influncia martima,essa defasagem é um pouco maior e a amplitude da varia+o anual da temperatura é redu=ida.

Fig. #.# $ Ciclo an%al da !empera!%ra m"dia de alg%ns es!ados brasileiros.

5 ciclo diurno da temperatura reflete a varia+o da radia+o ao longo do dia. Tipicamente, amenor temperatura ocorre pró*imo ao nascer do sol, como resultado de uma noite de resfriamentoradiativo da superfcie da Terra. A temperatura mais alta ocorre usualmente no come+o ou meio datarde, enquanto o pico de radia+o ocorre ao meio dia.

A defasagem entre temperatura e radia+o resulta principalmente do processo de aquecimentoda atmosfera. 5 ar asorve pouca radia+o solar, sendo aquecido principalmente por energia provinda da superfcie da Terra. A ta*a com a qual a terra fornece energia C atmosfera, contudo, noestá em alan+o com a ta*a com a qual a atmosfera irradia calor. eralmente, durante umas poucasBoras após o perodo de má*ima radia+o solar, o calor fornecido pela Terra C atmosfera é maior queo emitido pela atmosfera para o espa+o. 'm conseqVncia, geralmente a temperatura do ar é má*imaa tarde.

A amplitude do ciclo diurno pode ser afetada por vários fatores. (2) Amplitude de varia+o daaltura do sol durante o dia, que é maior em latitudes ai*as que em altas. De fato, nos trópicos adiferen+a de temperatura entre dia e noite é freqVentemente maior que o contraste invernoEvero. (")A neulosidade diminui a amplitude da varia+o porque durante o dia as nuvens loqueiam aradia+o solar, redu=indo o aquecimento e C noite as nuvens retardam a perda de radia+o pelasuperfcie e o ar e reirradiam calor para a Terra. () [ocalidades costeiras podem ter menoresvaria+es de temperatura durante o dia. Durante "6 Boras o oceano se aquece tipicamente menos que2-. @ortanto, o ar acima dele tamém tem pequena varia+o e localidades a sotavento do oceanoapresentam menor amplitude do ciclo diurno.

) ADK'-^\5 D' :AGGAG D' AP

A advec+o de massas de ar se refere ao movimento de uma massa de ar de uma localidade paraoutra. A advec+o de ar frio ocorre quando o vento sopra através das isotermas de uma área mais fria para outra mais quente, enquanto na advec+o de ar quente o vento sopra através das isotermas de

"7


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uma regio mais quente para uma mais fria. Nsotermas so linBas tra+adas sore um mapa, que unem pontos com mesma temperatura do ar. A advec+o de massa de ar ocorre quando uma massa de arsustitui outra com diferentes caractersticas de temperatura.

A advec+o de massas de ar pode compensar ou mesmo soreporEse C influncia da radia+osore a temperatura podendo, por e*emplo, causar a queda da temperatura num incio de tarde,apesar do céu claro.

c) ALW'-N:'3T5 DN1'P'3-NA[ DA T'PPA ' DA XWA

5 aquecimento da superfcie da Terra controla o aquecimento do ar sore?acente. @ortanto, paraentender varia+es nas temperaturas do ar, deveEse e*aminar as propriedades das várias superfcies,que refletem e asorvem energia solar em quantidades diferentes. 5 maior contraste é oservadoentre terra e água. A terra aquece mais rapidamente e a temperaturas mais altas que a água e resfriamais rapidamente e a temperaturas mais ai*as que a água. Karia+es nas temperaturas do ar so, portanto, muito maiores sore a terra que sore a água.

á vários fatores que contriuem para o aquecimento diferencial da terra e da água.

2) Wma importante ra=o para que as temperaturas da superfcie da água aumentem e diminuammais vagarosamente que as da superfcie da terra é o fato que a água é altamente móvel. Luando éaquecida, a turulncia distriui o calor através de uma massa em maior. A varia+o diurna detemperatura na água alcan+a profundidade de 7 metros ou mais e a varia+o anual pode atingir de"!! a 7!! metros.

@or outro lado, o calor no penetra profundamente no solo ou rocBaO ele permanece numa finacamada superficial, pois deve ser transferido pelo lento processo de condu+o. -onseqVentemente,varia+es diurnas so muito pequenas além da profundidade de 2!cm e as varia+es anuais atingemapenas 2#m. @ortanto, uma camada mais grossa de água é aquecida a temperaturas moderadasdurante o vero, enquanto uma fina camada de terra é aquecida a temperaturas mais elevadas. 3oinverno, a fina camada de terra aquecida durante o vero resfriaEse rapidamente. 3a água o

resfriamento é mais lento, pois a camada superficial resfriada vai sendo sustituda pela água maisaquecida su?acente, até que uma grande massa se?a resfriada.

") -omo a superfcie da terra é opaca, o calor é asorvido somente na superfcie. A água, sendomais transparente, permite que a radia+o solar penetre C profundidade de vários metros.

) 5 calor especfico (a quantidade de calor necessária para aumentar de 2 - uma massa de2g da sust$ncia) é quase ve=es maior para a água que para a terra. Assim, a água necessita de emmais calor para aumentar sua temperatura na mesma quantidade que a terra, para uma mesmaquantidade de massa.

6) A evapora+o (que é um processo de resfriamento) é em maior sore a água que sore asuperfcie da terra.

Devido Cs propriedades acima descritas, localidades costeiras que sofrem a influncia da presen+a daágua, apresentam menores varia+es anuais de temperatura.

3uma escala diferente, a influncia moderadora da água pode tamém ser demonstrada quandose comparam varia+es de temperatura no emisfério 3orte (3) e no emisfério Gul (G). 5 3 écoerto por 72% de águaO a terra ocupa os outros 9%. 5 G tem apenas 29% de terra, com 02% deágua. 'ntre 6# 3 e 4! 3 Bá mais terra do que água, enquanto entre 6! G e 7# G quase no Bá terra. A taela . aai*o mostra que as varia+es anuais de temperatura so consideravelmentemenores no G que no 3.

Variação na amplitude média anual da temperatura com a

"4


28/86

latitude

[atitude emisfério 3orte emisfério Gul

!

2#

!

6#

7!

4#

9!

!

2

"

!

"

6!

!

6

4

7

22

"7

2

Tab. #.#

d) -5PP'3T'G 5-'3N-AG

5s efeitos de correntes oce$nicas sore as temperaturas de áreas ad?acentes so variáveis.-orrentes oce$nicas quentes que se dirigem para os pólos tem efeito moderador do frio. Wm e*emplofamoso é a corrente do Atl$ntico 3orte, uma e*tenso da corrente do olfo (quente) (1ig. .6), quemantém as temperaturas mais altas no oeste da 'uropa do que seria esperado para aquelas latitudes.'ste efeito é sentido mesmo no interior do continente devido aos ventos dominantes de oeste.

5 efeito de correntes frias é mais pronunciado nos trópicos ou durante o vero em latitudesmédias. A corrente de ]enguela (1ig. .6), por e*emplo, é responsável por ser a cidade de Salvis

]aI (" G), na costa oeste da Xfrica, # - mais fria no vero que Duran ("9 G), na costa leste

da Xfrica do Gul.

Fig. #.& $ Principais corren!es oce5nicas. Corren!es 4%e se moem para os p:los são 4%en!es ecorren!es 4%e se moem para o e4%ador são frias.

"0


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e) A[TNTWD'

A diferen+a de temperatura média anual entre -uritia, a uma altitude de 96#m e temperaturamédia de 27.# -, e @aranaguá, a uma altitude de #m e com temperatura média anual de "2.2 - pode ser entendida através de diferen+a de altitudes. A diminui+o vertical média da temperatura natroposfera é de 7.# - por ;m. -ontudo, a diferen+a no é totalmente e*plicada pela ta*a devaria+o vertical, pois neste caso poderamos esperar que -uritia fosse 7.2 - mais fria que@aranaguá, enquanto a diferen+a é apenas 6.7 -. 5 fato da temperatura em lugares com maior

altitude ser maior que a calculada através da ta*a de varia+o vertical resulta da asor+o ereirradia+o da energia solar pela superfcie do solo.

Além de influir sore a temperatura média a altitude tamém influi sore a amplitude do ciclodiurno. -omo a densidade do ar tamém diminui com a altitude, o ar asorve e reflete uma por+omenor de radia+o solar incidente. -onseqVentemente, com o aumento da altitude a intensidade dainsola+o tamém cresce, resultando num rápido e intenso aquecimento durante o dia. Q noite, oresfriamento é tamém mais rápido.

f) @5GN^\5 '5PX1N-A

A posi+o geográfica pode ter grande influncia sore a temperatura numa localidadeespecfica. Wma localidade costeira na qual os ventos dominantes so dirigidos do mar para a terra eoutra na qual os ventos so dirigidos da terra para o mar podem ter temperaturas consideravelmentediferentes. 3o 2 caso, o lugar sofrerá a influncia moderadora do oceano de forma mais completaenquanto o " terá um regime de temperatura mais continental, com maior contraste entre astemperaturas de inverno e vero.

5utro aspecto a ser considerado é a a+o das montanBas como arreiras. [ocalidades no todistantes do mar e a sotavento do mar podem ser privadas da influncia martima pela e*istncia deuma arreira de montanBas.

,'STR';?'


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Fig. #.6 $ Tempera!%ras m"dias ao n9el do mar em aneiro B C@

Fig. #.8 $ Tempera!%ras m"dias ao n9el do mar em %lLo B C@

7?EST/ES ,E RE*'S


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#@ Descreva como cada um dos seguintes term8metros funcionaH tuo com lquido, má*ima,mnima, sensor imetálico, termistor.

&@ que significa tempo de resposta de um term8metroZ @or que ele pode ser um itemimportante na sele+o de um term8metroZ

6@ Além de ter um term8metro preciso, que outros fatores devem ser considerados para oter uma medida representativa da temperatura do arZ

8@ A que valores corresponde o ponto de fuso do gelo e o ponto de euli+o da água emcada uma das escalas de temperatura apresentadasZ

D@ @or que no Bá temperaturas negativas na escala ;elvinZ

@ -onverta as temperaturas em graus 1aBrenBeit da ta. .2 para graus -elsius.

@ Ge a temperatura do ar é "9,# - e a umidade relativa é 0!%, qual é o ndice detemperaturaEumidade (NTW)Z Ge a umidade relativa fosse !%, qual seria o NTWZ Lual seriaa sensa+o da maioria das pessoas no primeiro e segundo casosZ

1@ Wsando a taela ." determine as temperaturas equivalentes nas seguintes circunst$nciasH

o temperatura 0 -O velocidade do vento "! &mMBOo temperatura 0 -O velocidade do vento #! &mMB.

11@ '*plique revemente porque um dia com vento calmo e ensolarado parece mais quenteque a leitura de um term8metro indica.

12@ '*plique porque o vento afeta a ta*a de transporte de calor do corpo Bumano. 3um diafrio e com vento, no qual a temperatura equivalente é de E6! -, isto significa que a pelee*posta realmente resfriará até esta temperaturaZ

1#@ @or que a temperatura do ar é variável, no tempo e no espa+oZ

1&@ Lue fatores influem no alan+o local de radia+o e conseqVentemente na temperaturalocalZ

16@ 3um dia de inverno é mais provável que a temperatura do ar se?a maior se o solo estácoerto de neve ou se está descoertoZ '*plique.

18@ @or que na fai*a tropical as temperaturas médias mensais variam menos ao longo do anodo que em latitudes médiasZ

1D@ @or que a temperatura mais alta durante o dia tende a ocorrer usualmente no come+o oumeio da tarde e no ao meioEdiaZ

1@ Lue fatores podem afetar a amplitude média do ciclo diurno da temperaturaZ

1@ que so isotermasZ

2@ Go quais condi+es poderia a temperatura mnima do dia ser registrada no incio datardeZ

21@ Defina calor especfico.

22@ Lual é a diferen+a entre o aquecimentoMresfriamento da terra e da águaZ

2


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2#@ @or que a terra e a água se aquecem e se resfriam de modo diferenciadoZ

2&@ D e*emplos de como a pro*imidade de grandes massas de água pode influir no regimede temperaturas do ar.

26@ Ge estamos interessados na temperatura da atmosfera, por que nos importamos com ascaractersticas de aquecimento da superfcie da TerraZ

28@ Duas cidades esto situadas na mesma latitude. Wma está locali=ada no litoral, com ovento dominante vindo do mar para o continente e a outra está no centro do continente. -om ase apenas nestas informa+es, o que voc esperaria a respeito das amplitudes do cicloanual de temperatura dessas cidadesZ

2D@ -omo as correntes oce$nicas influem sore as temperaturas das áreas costeirasZ

2@ 1ale sore a influncia da altitude sore a temperatura.

2@ Pesponda as seguintes questes sore a distriui+o gloal de temperaturasH

o

As isotermas tem geralmente dire+o lesteEoeste. @or queZo As isotermas se desviam para os pólos ou para o equador sore os continentes no

veroZ '*plique.o As isotermas se deslocam para o norte e para o sul de esta+o para esta+o. @or queZo 5nde as isotermas se deslocam mais, sore a terra ou sore a águaZ '*plique.o -omo as isotermas indicam correntes oce$nicasZ -omo voc pode indicar se a

corrente é fria ou quenteZo @or que as isotermas so mais irregulares no emisfério 3orte que no emisfério

GulZ

#@ Lual seria a diferen+a entre a varia+o diurna da temperatura num dia completamentenulado e num dia sem nuvens e ensolaradoZ. '*plique.

PRESSR'CA

'ntre os vários elementos do tempo (presso, temperatura, umidade, precipita+o, ventos,...) a presso é a menos perceptvel fisicamente. -ontudo, diferen+as de presso de um lugar para outroso responsáveis pelos ventos e varia+es na presso tem importante influncia na varia+o dotempo. -omo veremos, a presso do ar está intimamente relacionada com os outros elementos dotempo.

,EF'+'


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=E' ,OS 3ASES ',EA'S

As variáveis temperatura, presso e densidade, conBecidas como variáveis de estado, sorelacionadas nos gases pela cBamada lei dos gases ideais. @or defini+o, um gás ideal segue a teoriacinética dos gases e*atamente, isto é, um gás ideal é formado de um nFmero muito grande de pequenas partculas, as moléculas, que tem um movimento rápido e aleatório, sofrendo colises perfeitamente elásticas, de modo a no perder quantidade de movimento. Além disso, as moléculasso to pequenas que as for+as de atra+o entre elas so omissveis. 'mora a lei dos gases tenBa

sido dedu=ida para gases ideais, ela dá uma descri+o ra=oavelmente precisa do comportamento daatmosfera, que é uma mistura de muitos gases.

lei dos gases afirma que a presso e*ercida por um gás é proporcional a sua densidade e temperaturaasoluta. Assim, um acréscimo na temperatura ou na densidade causa um aumento na presso, se aoutra variável (densidade ou temperatura) permanece constante. @or outro lado, se a presso permanece constante, um decréscimo na temperatura resulta em aumento na densidade e vice versa.

@ode parecer, a partir do parágrafo anterior, que em dias quentes a presso será alta e em diasfrios será ai*a. -ontudo, isto no ocorre necessariamente. A dependncia da presso em rela+o aduas variáveis interdependentes (densidade e temperatura) complica o assunto. -omo na atmosfera ovolume de ar pode variar, varia+es na temperatura afetam a densidade do ar, isto é, a densidade

varia inversamente com a temperatura. 'm termos da lei dos gases isto significa que o aumento datemperatura no é normalmente acompanBado por um aumento na presso ou que decréscimo detemperatura no está usualmente associado com presso mais ai*a. 3a realidade, por e*emplo,sore os continentes em latitudes médias as presses mais altas so registradas no inverno, quando astemperaturas so menores. A lei dos gases ainda é satisfeita porque a densidade do ar neste casocresce (nFmero maior de moléculas) quando a temperatura diminui (menor movimento dasmoléculas) e mais do que compensa esta diminui+o. Assim, temperaturas mais ai*as significammaiores densidades e freqVentemente maiores presses na superfcie. @or outro lado, quando o ar éaquecido na atmosfera, ele se e*pande (aumenta seu volume), devido a um movimento maior dasmoléculas e sua densidade diminui, resultando geralmente num decréscimo da presso.

*AR'A


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A for+a gravitacional atuando sore a camada de ar é g d=, onde g é a acelera+o da gravidadena altura =. Gupondo que entre a altura =d= e a altura = a presso varia dp, a presso para cima naface inferior é maior que a presso para ai*o na face superior de uma quantidade dp. @ortanto, afor+a vertical resultante sore a camada, devida ao gradiente de presso, é para cima e dada por Edp.5 equilrio e*ige queH

A figura 6." mostra a varia+o da presso da atmosfera padro com a altitude.

Fig. &.2

A temperatura da atmosfera geralmente varia com a altura, como vimos no -aptulo 2.

'm regies montanBosas as diferen+as na presso da superfcie de um local para outro sodevidas principalmente a diferen+as de altitudes. @ara isolar a parcela do campo de presso que édevida C passagem de sistemas de tempo, é necessário redu=ir as presses a um nvel de refernciacomum, geralmente o nvel do mar

*AR'A/ES OR'O+TA'S

A presso atmosférica difere de um local para outro e nem sempre devido a diferen+as dealtitude. Luando a redu+o ao nvel do mar é efetuada, a presso do ar ainda varia de um lugar paraoutro e flutua de um dia para outro e mesmo de Bora em Bora.

'm latitudes médias o tempo é dominado por uma contnua procisso de diferentes massas de ar que tra=em ?unto mudan+as na presso atmosférica e mudan+as no tempo. 'm geral, o tempo tornaEse tempestuoso quando a presso cai e om quando presso soe. Wma massa de ar é um volumeenorme de ar que é relativamente uniforme (Bori=ontalmente) quanto C temperatura e C concentra+ode vapor dUágua. @or que algumas massas de ar e*ercem maior presso que outrasZ Wma ra=o so asdiferen+as na densidade do ar, decorrentes de diferen+as na temperatura ou no conteFdo de vapordUágua, ou amos. Kia de regra, a temperatura tem uma influncia muito maior sore a presso que ovapor dU água.

'+F=?+C'A ,A TEMPERAT?RA E ,O *APOR ,Q3?A

6


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A temperatura é uma medida da energia cinética média das moléculas. Ge a temperatura do arsoe, suas moléculas apresentam maior movimento. Ge o ar for aquecido num recipiente fecBado,sua presso sore as paredes internas aumentará, C medida que moléculas com mais energia omardearem as paredes com mais for+a. A densidade do ar no se alterará. A atmosfera, contudo,no é confinada, de modo que o ar é livre para e*pandirEse ou contrairEse. A sua densidade, portanto,é variável. Luando o ar é aquecido, o espa+amento entre moléculas aumenta e a densidade diminui,acarretando queda de presso, pois para volumes iguais o ar quente é mais leve que o ar frio.

A maior presen+a de vapor dUágua no ar diminui a densidade do ar porque o peso molecular daágua (20,!27 &gMmol) é menor que o peso molecular médio do ar ("0,94 &gMmol). @ortanto, em iguaistemperaturas e volumes, uma massa de ar mais Fmida e*erce menos presso que uma massa de armais seca.

:udan+as na presso podem deverEse C advec+o de massa de ar ou C modifica+o de massa dear. A modifica+o de uma massa de ar (mudan+as na temperatura eMou concentra+o de vapor dUágua) pode ocorrer quando a massa de ar se desloca sore diferentes superfcies (neve, solo aquecido,oceano, etc...) ou por modifica+o local, se a massa é estacionária.

,'*ER3+C'A E CO+*ER3+C'A

Além das varia+es de presso causadas por varia+es de temperatura e (com menor influncia) por varia+es no conteFdo de vapor dUágua, a presso do ar pode tamém ser influenciada por padres de circula+o que causam divergncia ou convergncia do ar. GuponBa, por e*emplo, que nasuperfcie da Terra, ventos Bori=ontais soprem rapidamente a partir de um ponto, como mostrado nafigura (6.a). 'sta situa+o configura divergncia de ar (Bori=ontal) poisH

(u, v so componentes =onal e meridional do vento). 3o centro, o ar descendente toma o lugar do ardivergente. Ge a divergncia de ar na superfcie for menor que a descida de ar, ento a densidade dear e a presso atmosférica aumentam.

Fig. &.#

#


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@or outro lado, suponBa que na superfcie ventos Bori=ontais soprem radialmente em dire+o aum ponto central, como na figura (6.). 'ste é um e*emplo de convergncia de ar,

pois . Ge a convergncia de ar na superfcie for menor que a suida de ar, ento adensidade de ar e a presso atmosférica diminuem.

A=TAS E ;A'AS

Após a redu+o das presses superficiais ao nvel do mar, podeEse tra+ar mapas de superfcienos quais pontos com mesma presso atmosférica so ligados por linBas cBamadas isóaras (1ig.6.6). As letras A e ] designam regies com má*imos e mnimos de presso. @or ra=es apresentadasmais adiante uma alta é geralmente um sistema de om tempo, enquanto uma ai*a é geralmentesistema de tempo com cBuvas ou tempestades.

Fig. &.&

ME,',AS ,E PRESSR'CA

A presso atmosférica é medida por ar8metros. á " tipos ásicos de ar8metrosH mercFrio eaneróide. 5 mais preciso é o ar8metro de mercFrio, inventado por Torricelli em 276. -onsiste deum tuo de vidro com quase 2 m de comprimento, fecBado numa e*tremidade e aerto noutra, e preencBido com mercFrio (g). A e*tremidade aerta do tuo é invertida num pequeno recipienteaerto com mercFrio (1ig. 6.#). A coluna de mercFrio desce para dentro do recipiente até que o pesoda coluna de mercFrio iguale o peso de uma coluna de ar de igual di$metro, que se estende dasuperfcie até o topo da atmosfera. 5 comprimento da coluna de mercFrio, portanto, tornaEse umamedida da presso atmosférica. A presso atmosférica média no nvel do mar mede 47! mm g.

7


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Fig. &.6 $ ;arGme!ro de mercrio

5 ar8metro aneróide E sem lquido E é menos preciso, porém mais portátil que o ar8metro demercFrio. -onsiste em uma c$mara de metal parcialmente evacuada (1ig. 6.7), com uma mola no seuinterior para evitar o seu esmagamento. A c$mara se comprime quando a presso cresce e se e*pandequando a presso diminui. 'stes movimentos so transmitidos a um ponteiro sore um mostrador

que está calirado em unidades de presso. Aneróides so freqVentemente usados em arógrafos,instrumentos que gravam continuamente mudan+as de presso. -omo a presso do ar diminui com aaltitude, um ar8metro aneróide pode ser calirado para fornecer altitudes. Tal instrumento é umaltmetro.

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Fig. &.8 $ ;arGme!ro aner:ide B com cor!e !ransersal @

A unidade padro de presso no Gistema Nnternacional (GN) é o @ascal (@a) (2 3ebtonM2m").:eteorologistas tem usado tradicionalmente a unidade miliar (2 m 2!! @a), mas a unidade @a écada ve= mais adotada. WsaEse ainda a uniEdade milmetros de mercFrio (mmg) (ou polegadas demercFrio).

A presso média do ar ao nvel do mar é 2!2,"# ;@a ou 2!2,"# m ou 47! mmg e ointervalo usual de varia+o está entre 94! m até 2!#! m. -ontudo, ?á se mediu até 04! m (noolBo do furaco Tip, em 2"M2!M49) e 2!0,0 m (em Xgata, na Giéria, em 2M2"M70, associada a umamassa de ar muito fria).

Defina a presso do ar.

2@ @or que a maior densidade da atmosfera ocorre ad?acente C superfcie da TerraZ

#@ Luando a densidade permanece constante e a temperatura soe, como variará a presso deum gásZ

&@ Luando gases na atmosfera so aquecidos a presso do ar normalmente cai. -omparandocom a sua resposta C questo anterior, e*plique este aparente parado*o.

6@ Lual é a presso padro ao nvel do mar em miliarsZ 'm milmetros de mercFrioZ

8@ -omo uma regra de almanaque, como o tempo varia quando a presso soe e desceZ

D@ @or que as esta+es meteorológicas rotineiramente redu=em a presso da superfcie aonvel do marZ

@ '*plique porque aumentando a concentra+o do vapor dUágua diminui a densidade do ar.

@ Lual massa e*erce uma maior presso na superfcieH uma massa Fmida e quente ou umamassa fria e secaZ '*plique.

1@ '*plique o princpio de funcionamento do ar8metro de mercFrio e do ar8metroaneróide.

11@ Luais so as vantagens do ar8metro aneróideZ ' do ar8metro de mercFrioZ

12@ @or que um ar8metro é tamém um altmetroZ

1#@ Lual a dificuldade em se calcular a redu+o da presso ao nvel do mar quando a altitudeda esta+o é da ordem de 2&m ou maisZ

1&@ D o enunciado da lei dos gases ideais em suas palavras.

16@ :assas de ar frio produ=em maior presso na superfcie que massas de ar quente.'*plique como a lei dos gases ainda é satisfeita.

O C'C=O ',RO=U3'CO

A circula+o incessante da água entre seus reservatórios oce$nico, terrestre e atmosférico é

cBamada ciclo Bidrológico. _ um sistema gigantesco, alimentado com a energia do Gol, no qual aatmosfera funciona como um elo vital que une os reservatórios oce$nico e terrestre. 3este ciclo, como calor otido da energia solar asorvida, a água evapora dos oceanos e, em menor quantidade, doscontinentes para a atmosfera, onde as nuvens se formam. 1reqVentemente ventos transportam o ar

0


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carregado de umidade através de grandes dist$ncias antes que Ba?a forma+o de nuvens e precipita+o. A precipita+o que cai no oceano terminou seu ciclo e está pronta para recome+áElo. Aágua que cai sore os continentes, contudo, ainda pode seguir várias etapas. Wma por+o se infiltrano solo como água suterr$nea, parte da qual deságua em lagos e rios ou diretamente no oceano.Luando a ta*a de precipita+o é maior que a capacidade de asor+o da terra, outra por+o escorresore a superfcie, para rios e lagos. rande parte da água que se infiltra ou que escorre acaaevaporando. 'm adi+o a essa evapora+o do solo, rios e lagos, uma parte da água que se infiltra éasorvida por plantas que ento a lieram na atmosfera através da transpira+o. :edidas da

evapora+o direta e da transpira+o so usualmente cominadas como evapotranspira+o.

Fig. 6.1 $ O balanço de )g%a na Terra

5 diagrama da 1ig. #.2 mostra um alan+o de água, isto é, um alan+o das entradas e sadas deágua dos vários reservatórios gloais. 'm cada ano, sore os continentes a precipita+o total e*cedea evapotranspira+o. 3os oceanos, a evapora+o anual e*cede a precipita+o. 5s oceanos, contudo,no esto secando, porque o e*cesso de precipita+o flui dos continentes de volta para os oceanos.'m suma, o ciclo Bidrológico representa o contnuo movimento da água dos oceanos para aatmosfera, da atmosfera para a terra e da terra de volta para os oceanos.

M?,A+AS ,E ESTA,O

Ao contrário do o*ignio e nitrognio E os dois componentes mais aundantes da atmosfera E ovapor dUágua pode mudar de um estado para outro (sólido, lquido, gasoso) nas temperaturas e presses usuais na superfcie da Terra. 5s processos de mudan+a de estado e*igem que calor se?aasorvido ou lierado (1ig. #."). A quantidade de calor é freqVentemente medida em calorias. Wma

caloria é a quantidade de calor que deve ser adicionada a 2 grama de água para aumentar suatemperatura em 2 - (2 caloria 6,207 `oules).

A quantidade de calor asorvida ou lierada numa mudan+a de estado no implica em mudan+ade temperatura da sust$ncia. @or isso, é geralmente referida como calor latente. Luando se fornececalor a um copo de gelo (! -), por e*emplo, a temperatura permanece constante até que o gelo sederreta. A energia é usada para romper a estrutura cristalina interna do gelo e derretElo. 'sta energiano está disponvel como calor até que o lquido retorne ao estado sólido. A import$ncia do calorlatente nos processos atmosféricos é crucial.

9


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Fig. 6.2 $ M%danças de es!ado

5 processo de converso de um lquido para gás é cBamado evapora+o. Go necessárias 7!!cal para converter 2 g de água para vapor dUágua em ! - ou #6! cal em 2!! -. A energia asorvida pelas moléculas de água durante a evapora+o é usada somente para darElBes o movimentonecessário para escapar da superfcie do lquido e tornarEse um gás. 'sta energia, que é posteriormente lierada como calor quando o vapor volta a ser lquido, é denominada calor latentede vapori=a+o.

-ondensa+o é o processo pelo qual o vapor dUágua muda para o estado lquido. 3este processoas moléculas de água precisam lierar energia (calor latente de condensa+o) equivalente Cquelaasorvida durante a evapora+o. 'sta energia tem papel importante na produ+o de fen8menosviolentos de tempo e pode ser responsável pela transferncia de grandes quantidades de calor dosoceanos tropicais para posi+es mais pró*imas aos pólos.

1uso é o processo pelo qual um sólido se transforma em lquido. Pequer a asor+o deapro*imadamente 0! calMg para a água (calor latente de fuso). A solidifica+o (congelamento), o processo inverso, liera estas 0! calMg.

Gulima+o é a converso de um sólido diretamente para um gás sem passar pelo estado lquidoe a deposi+o é o processo inverso, a converso de vapor para sólido. A sulima+o e a deposi+o

envolvem uma quantidade de energia igual C soma das energias envolvidas nos outros dois processos. (7!! calMg 0! calMg) (1ig. #.").

A sulima+o pode ser facilmente oservada para o Rgelo secoR (dió*ido de caronocongelado). A condensa+o e a deposi+o ?unto ao solo so visveis como orvalBo e geada. 5smesmos processos na atmosfera produ=em nuvens.

?M',A,E

Wmidade é o termo geral usado para descrever a presen+a de vapor dUágua no ar. 'sta presen+ade vapor dUágua pode ser descrita quantitativamente de várias maneiras. 'ntre elas esto a presso de

vapor, a umidade asoluta, a ra=o de mistura e a umidade relativa.

PRESS


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A lei de Dalton afirma que a presso total de uma mistura de gases é igual C soma das pressese*ercidas por cada gás constituinte. Luando o vapor dUágua entra na atmosfera as moléculas de águase dispersam rapidamente, misturandoEse com os outros gases e contriuindo para a presso totale*ercida pela atmosfera. A presso de vapor é simplesmente a parte da presso atmosférica totaldevida ao seu conteFdo de vapor dUágua e é diretamente proporcional C concentra+o de vapor no ar.A umidade asoluta é definida como a massa de vapor de água (usualmente em gramas) por unidadede volume (usualmente em m). Geria a densidade de vapor dUáguaH

(#.2)

-omo varia+es na presso e temperatura podem alterar o volume, tais varia+es podem alterara WA sem que vapor dUágua se?a adicionado ou removido. -onsequentemente, é difcil descrever oconteFdo de vapor dUágua de uma massa de ar móvel se usarmos o ndice WA . @ortanto, um ndicemais usado é a ra=o de mistura.

A ra=o de mistura é a massa de vapor dUágua (usualmente em gramas) por unidade de

massa de ar seco (usualmente ;g)H

(#.")

Tamém se pode usar a umidade especfica, que é a massa de vapor dUágua por unidade demassa de arH

(#.)

-omo a quantidade de vapor dUágua raramente e*cede uns 6% da massa total do ar, a umidadeespecfica usualmente no difere da ra=o de mistura por mais de "%. @ara propósitos práticosgeralmente se usa a ra=o de mistura. -omo ela é e*pressa em unidades de massa, no é afetada pormudan+as na presso ou temperatura.

3em a umidade asoluta, nem a ra=o de mistura, contudo, podem ser medidas diretamente.1eli=mente, elas podem ser calculadas de uma quantidade mais facilmente determinávelH a umidade

relativa. Antes de apresentáEla, contudo, é importante entender o conceito de satura+o.

SAT?RA


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moléculas de vapor retornando C superfcie equilirará o nFmero das que a dei*am. 3este ponto o arestá saturado (1ig. #.c).

Ge a temperatura da água for aumentada, contudo (1ig. #.d), a energia cinética das moléculasaumenta e elas podero escapar da superfcie de água como vapor mais facilmente. Nnicialmente aevapora+o prevalece, mas eventualmente um novo estado de equilrio é atingido. :as agora, numatemperatura mais alta que antes, a concentra+o de vapor dUágua é maior de forma que a presso devapor de satura+o é maior. 'm outras palavras, em temperaturas maiores é necessário mais vapor

dUágua para atingir a satura+o (ver taela #.2). (A taela #.2 refereEse a situa+es onde o ar estásore uma superfcie plana de água pura).

Fig. 6.# 'l%s!ração es4%em)!ica de pressão de apor e sa!%ração

TEMPERAT?RA B C@ gKJg

$& -1

$# -#

$2 -D6

$1 2

6"


43/86

#-6

6 6

1 D

16 1

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# 28-6

#6 #6

& &D

Tabela 6.1 Ra0es de mis!%ra de sa!%ração Bao n9el do mar@

5 ndice mais conBecido para descrever o conteFdo de vapor dUágua é a umidade relativa. @ordefini+o, umidade relativa é a ra=o entre a ra=o de mistura real b e a ra=o de mistura desatura+o bsH

(#.6)

A WP indica quo pró*imo o ar está da satura+o, ao invés de indicar a real quantidade de vapor

dUágua no ar. @ara ilustrar, na Ta. #.2 vemos que em "# -, b s "! gM&g. Ge o ar contém 2! gM&num dia com "# -, WP #!%. Luando o ar está saturado, WP 2!!%.

-omo a WP é aseada na ra=o de mistura e na ra=o de mistura de satura+o e a quantidade deumidade necessária para a satura+o é dependente da temperatura, a WP pode variar com amos os par$metros.

@rimeiro, se vapor dUágua é adicionado ou sutrado do ar, sua WP mudará, se a temperatura permanecer constante (1ig. #.6).

Fig. 6.& *ariação da ?R com o con!edo de apor dQ)g%a

5 que ocorrerá se mais umidade é adicionada após a satura+oZ A WP e*cederá 2!!%Z Ge aatmosfera fosse completamente limpa, sem superfcies (?unto C superfcie da terra) ou nFcleos de

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condensa+o, a WP teria que e*ceder em muito os 2!!% para que Bouvesse forma+o de gotculas deágua (veremos este assunto mais tarde). 3a atmosfera real, contudo, esta situa+o no ocorre, pois Básuperfcies ou nFcleos de condensa+o, de modo que o e*cesso de vapor dUágua se condensa emágua lquida em condi+es apenas levemente supersaturadas (WP 2!2%).

Gegundo, se o conteFdo de vapor dUágua permanecer constante, um decréscimo na temperaturaaumentará a WP e um aumento na temperatura causa uma diminui+o na WP (1ig. #.#).

Fig. 6.6 *ariação da ?R com a !empera!%ra

Karia+es da umidade relativa causadas por varia+es da temperatura ocorrem na nature=atipicamente porH

2) varia+o diurna da temperaturaO

") movimento Bori=ontal de massa de arO

) movimento vertical de ar.

A import$ncia dos dois Fltimos processos será discutida mais tarde. 5 efeito do ciclo diurno datemperatura é visvel na 1ig. #.7. 3este e*emplo, o conteFdo de vapor dUágua real (ra=o de mistura)do ar permaneceu inalteradoO só a umidade relativa variou.

Fig. 6.8 EHemplo de ariação di%rna da !empera!%ra e %midade rela!ia.

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'm suma, a umidade relativa indica quo pró*imo o ar está da satura+o, enquanto a ra=o demistura mostra a real quantidade de vapor dUágua contida no ar.

5utra grande=a importante relacionada C umidade é a temperatura de ponto de orvalBo. _ atemperatura a que o ar deveria ser resfriado C presso constante para ficar saturado. 3ote que na 1ig.#.# o ar no saturado em "! - deveria ser resfriado até ! - para ocorrer satura+o. @ortanto, ! - seria a temperatura de ponto de orvalBo para este ar. 5 termo ponto de orvalBo provém do fato deque durante a noite o?etos pró*imos C superfcie da Terra freqVentemente se resfriam aai*o da

temperatura de ponto de orvalBo. 5 ar em contato com estas superfcies tamém se resfria porcondu+o até tornarEse saturado e o orvalBo come+ar a formarEse. Luando a temperatura de ponto deorvalBo está aai*o da temperatura de congelamento, o vapor dUágua é depositado como geada.Luanto mais alto o ponto de orvalBo, maior a concentra+o de vapor dUágua.

ME,',AS ,E ?M',A,E

-omo mencionado, umidade asoluta e ra=o de mis

apostila meteorologia

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