CAP01- Interação e variação dos elementos meteorológicos

Prévia do material em texto

PRIMEIRA PARTE - METEOROLOGIA 
CAPÍTULO 1 
INTERAÇÃO E VARIAÇÃO DOS PRINCIPAIS 
ELEMENTOS METEOROLÓGICOS 
4 RADIAÇÃO SOLAR - TSM 
C GRADIENTE HORIZONTAL DE PRESSÃO 
4 UMIDADE RELATIVA- TPO 
4 NEBULOSIDADE - Cb 
4 VISIBILIDADE - NÉVOA ÚMIDA - NEVOEIRO 
• ELEMENTOS METEOROLÓGICOS 
C COMPORTAMENTO E INTERAÇÃO 
Este capítulo pretende examinar as características da radiação solar, das 
temperaturas do ar e da superfície do mar, da pressão atmosférica, da 
umidade relativa do ar e as influências e consequências da variabilidade 
desses parâmetros. Discute a interação desses parâmetros. 
As etapas sequenciais dos processos de evaporação, condensação e de 
formação de nuvens. 
Assim como as condições propícias para a formação de nevoeiros que 
afetam a visibilidade do navegante. 
ir-\ 1 - RADIAÇ~O SOLAR, TEMPERATURA ~O AR, TEM~ERATURA DA y SUPERFICIE DO MAR (TSM) E PRESSAO ATMOSFERICA 
A razão de se iniciar este estudo de Meteorologia pela radiação solar é 
19 
evidenciar a extraordinária importância da fonte de energia responsável 
pela ocorrência dos fenômenos meteorológicos e oceanográficos. 
Na natureza a ocorrência de fenômenos físicos envolve a presença de 
energia, que permite o desenvolvimento do processo físico, suas 
múltiplas transformações que podem atingir, em algumas ocasiões, 
estágios de enorme intensidade, como tormentas, tempestades com 
fortes ventos e estado do mar bastante severo, com grandes ondas. 
Esta situação só poderá ocorrer se houver uma extraordinária energia 
envolvida, que está em constante transformação, em forma de energia 
interna, energia cinética e energia potencial. 
Também se observa nos fenômenos meteorológicos além da 
transformação, o transporte de enormes quantidades de energia sob a 
forma de calor sensível e calor latente. 
Esse transporte de energia atinge grandes distâncias e contribui 
significativamente para o equilíbrio e balanço térmico do planeta, 
melhorando a qualidade de vida em determinadas regiões e mesmo 
tornando possível a existência de vida animal e vegetal em inúmeras 
regiões. 
Os navegantes que frequentemente enfrentam, em suas embarcações, os 
mais variados estados do mar, com consequências para o desconforto da 
tripulação, danos à carga e avaria no navio, bem percebem a enorme 
energia envolvida nessas situações. 
O navegante poderia questionar os seguintes aspectos: 
Por que em determinadas ocasiões o estado do mar está calmo e 
em outras, agitado e mesmo severo? 
O que ocasiona ou desencadeia a mudança do tempo bom, sem 
vento e com céu limpo, para uma situação agitada ou severa? 
O que sustenta a intensificação dos fenômenos meteorológicos? 
Estas questões são esclarecidas ao longo deste trabalho, pelo 
entendimento da variação e da interação dos elementos meteorológicos. 
Desta forma inicia-se este trabalho pelo estudo da radiação solar, seguida 
da variação das temperaturas do ar e da superfície do mar e da variação 
da pressão atmosférica. 
20 
Highlight
Marcelo Konzen
Texto digitado
Transformação de energia na forma de:
Energia interna 
Energia cinética
Energia potencial 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Transporte de energia na forma de:
Calar Sensível 
Calor Latente 
1.1 - RADIAÇÃO SOLAR 
A radiação solar recebida pelo planeta Terra é a fonte de energia que 
propicia a existência de vida animal e vegetal no planeta. 
Ao longo do ano, uma mesma região da superfície do planeta recebe 
quantidades diferentes de radiação solar, devido à posição relativa do sol, 
principalmente nas altas latitudes. 
Essa variação anual ocasiona a sazonalidade (verão, outono, inverno e 
primavera). O principal fator que influência essa variação de energia solar 
recebida é o ângulo de incidência dos raios solares. 
Tem-se o verão num hemisfério quando a posição relativa do sol é 
favorável a esse hemisfério, e logicamente o outro hemisfério terá o sol 
em posição desfavorável, resultando a estação de inverno. 
-X- 
FIGURA 1-1 
ÂNGULO DE INCIDÊNCIA DOS RAIOS SOLARES 
A intensidade da radiação solar que chega a superfície terrestre é função do ângulo de incidência dos 
raios solares. A radiação recebida e absorvida por unidade de área varia com a posição (sazonal) e a 
altura (diária) do sol. Essa intensidade é máxima quando os raios incidem verticalmente (90°} e 
decresce conforme o ângulo de incidência dos raios solares for diminuindo, porque a radiação se 
espalha por uma área maior (y é maior do que x}. (Fonte: MORAN, 1994, modificada}. 
É importante o navegante perceber duas situações distintas ao longo do 
ano no sistema SOL-TERRA devido à sazonalidade: 
1- Uma nas condições de LUMINOSIDADE (tempo de claridade) durante 
a sazonalidade com datas bem definidas nos SOLSTICIOS e 
EQUINÓCIOS (21/mar - 21/jun - 21/set - 21/dez). 
2 - Outra nas condições graduais de AQUECIMENTO e RESFRIAMENTO do 
planeta Terra ao longo da sazonalidade anual. 
21 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Radiação Solar que propicia toda a vida no planeta
Marcelo Konzen
Texto digitado
Principal fator que forma a sazonalidade é o ângulo de incidência dos raios solares , que varia em unidade de área conforme a posição sazonal e a hora do dia 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Importante o navegante observar 2 fatores no sistema Terra-Sol 
1- Variação de luminosidade (ciclo de claridade) 
2- Condições de aquecimento e resfriamento do planeta terra ao longo da sazonalidade 
AQUECIMENTO DO PLANETA TERRA E A INFLUÊNCIA DIÁRIA DO SOL 
O planeta é afetado diariamente pela radiação solar, de três formas bem 
distintas, na atmosfera, no oceano e no continente: 
1- A atmosfera é transparente a emissão de ondas curtas do SOL. 
2- O oceano absorve a energia solar como calor latente de 
evaporação. 
3- A superfície continental absorve uma parte da energia solar como 
calor sensível e reflete o restante recebido. 
A relação entre as partes refletida e absorvida (ALBEDO), 
depende do tipo de superfície, da área analisada. 
Grande aquecimento em superfícies escuras (asfalto) e reduzido 
aquecimento em superfícies brancas (neve e gelo). 
ÂNGULO DE INCIDÊNCIA dos raios solares, em cada região, depende da sua: 
1- LATITUDE. 
2- Hora (ROTAÇÃO da Terra) 
3- Data (TRANSLAÇÃO da Terra/ Sazonalidade). 
O ângulo de incidência dos raios solares varia ao longo do dia, devido ao 
movimento de rotação da Terra e varia ao longo do ano, devido ao 
movimento de translação da Terra. 
À medida que o ângulo de incidência aproxima-se da vertical à superfície, 
maior será a quantidade de energia solar recebida por unidade de área, 
resultando maior aquecimento da superfície. 
Quanto mais afastado da perpendicular à superfície, menor será a 
quantidade de energia solar recebida por unidade de área, porque haverá 
uma distribuição ou espalhamento da energia solar recebida por uma 
grande região, então caberá à unidade de área uma pequena quantidade 
de energia solar, resultando menor aquecimento da superfície. 
Este aspecto é mais acentuado nas altas latitudes, razão pela qual estas 
regiões apresentam invernos rigorosos. 
1- O pequeno aquecimento da superfície e do ar em altas latitudes é 
devido à curvatura da superfície do planeta Terra influenciando o 
ângulo de incidência da radiação solar. 
2 - O albedo em altas latitudes (regiões com neve ou gelo) com grande 
parte da energia refletida é responsável também pelo pequeno 
aquecimento da superfície e do ar. 
22 
Marcelo Konzen
Atmosfera - Transparente
Oceano- Calor latente (evaporação)
Continente- Calor Sensível (só aquece)
Escuro-absorve pouco 
Branco-absorve bastante 
Marcelo Konzen
mais perto ou mais longe do equador 
Marcelo Konzen
proximidade do meio dia 
Marcelo Konzen
distância do sol 
Marcelo Konzen
Texto digitado
ALBEDO = energia do sol absorvida / energia do sol refletida 
Marcelo Konzen
Texto digitado
O ângulo do incidência dos raios solares depende:
Latitude 
Hora do dia (rotação) 
Data do ano (translação)
Marcelo Konzen
Texto digitado
Pequeno ângulo de incidência dos raios solares nas altasIntermitente (-de 1 hora) nuvens estratiformes 
Pancadas (curta duração) nuvens cumuliformes 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Redução de visibilidade:
garoa 
chuvisco : fraco 
	moderado 
	forte (visibilidadetemperaturas tenham a relação T>TPO>TSM; 
Q Nunca ocorrerá nevoeiro quando T>TSM>TPO, porque o 
resfriamento do ar, até atingir o equilíbrio com a superfície do 
mar, não será suficiente para alcançar a TPO, tão necessária à 
saturação e ao desencadeamento do início da condensação e da 
formação de névoa úmida. 
e:> Névoa úmida e nevoeiro são obstruções da visibilidade nas 
camadas superficiais da atmosfera, causada por gotículas de 
água em suspensão. 
Quando a visibilidade é restrita a menos que 1 (um) km, se 
denomina de nevoeiro. 
Q Ocorrência de orvalho é observada quando a umidade se 
condensa sobre a superfície e geada quando a umidade de 
congela sobre a superfície. 
3.2 - NÉVOA ÚMIDA E NÉVOA SECA 
O processo de formação da névoa requer resfriamento do ar até atingir a 
temperatura do ponto de orvalho (TPO) e iniciar a condensação do vapor 
d'água. Apresentam gotículas d'água associada à vento fraco. 
Em situação de calmaria ocorre apenas orvalho. 
A névoa pode ser úmida ou seca. 
62 
Navegante estar atento: 
Só ocorre nevoeiro se TPO 80%
Nevoa Seca ; URvalores 5 >10 
(Fonte: DHN) 
4-ASPECTOS RELEVANTES, CONCEITOS E EXERCÍCIOS 
QUESTÕES E SOLUÇÕES - BASEADAS NO LIVRO TEXTO 
e; INTERAÇÃO E COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS 
METEOROLÓGICOS (capítulo 1) 
Na natureza os parâmetros ambientais estão em permanentes 
interações, possibilitando a evolução do estado do tempo, que pode ser 
analisada e indicada na previsão do tempo. 
Pode-se, então, discutir uma série de conceitos a respeito da afirmativa 
acima. Tais como: 
1 - CALOR ESPECÍFICO é a quantidade de energia que uma substância 
requer para elevar a sua temperatura de um grau Celsius. 
2 - Observam-se valores distintos de calor específico para a água e para 
o ar. 
3 - O planeta Terra absorve de formas distintas a energia solar, devido 
ao ângulo de incidência resultante da rotação, da translação e da 
latitude e também do albedo da superfície, de cada região. 
Portanto, devido ao albedo, observa-se reflexão, de volta para o 
espaço, de parcela da energia solar. 
4 - A energia solar é recebida pela superfície do planeta, porque o ar 
atmosférico é transparente à emissão de ondas curtas do Sol. 
5 - A superfície se aquece, e então, por contato, aquece o ar inferior. 
6 - O ar aquecido abaixa a sua pressão atmosférica. 
65 
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Realce
Marcelo Konzen
Texto digitado
Calor Especifico : energia para aumentar 1ºC 
Calor Especifico da água e diferente do Calor específico do Ar 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Ar atmosférico é transparente para ondas custas do sol 
Ar + aquecidoduração que a noite (12h) começa a diminuir no hemisfério que entrou no outono e aumentar no hemisfério que entrou na primavera. 
15 - Comente sobre o processo adiabático. Interprete o comportamento 
do ar ascendente na adiabática seca e adiabática úmida. 
16 - Comente sobre o comportamento do ar na absorção de calor latente 
de evaporação e na liberação de calor latente de condensação. 
17 - Descreva as condições propícias à formação de nebulosidade. 
18 - Descreva as principais características físicas do ar, que propiciam a 
formação de diferentes tipos de nuvens. 
19 - Cite os principais aspectos de uma nuvem Cumulonimbus (Cb). 
20 - Comente as principais características do ar que permitem o 
observador associar a ocorrência de nuvens Cirrus (Ci), paradas com 
bom tempo. 
. _( 
Fonte: IBGE, 2011. 
68latitudes é devido a curvatura da terra 
Nas altas latitudes grande parte da energia e refletida por isso seu pequeno aquecimento e saldo negativo de energia.
3 - A nebulosidade indica transporte vertical de calor latente de 
evaporação que nas nuvens é transformada em calor latente de 
condensação. 
Equador 
Solstício 
Equador 
Equador 
............ -. 
23•27.'.é- 
" ~$ F.quinócio Vcrnal 
11 de março 
FIGURA 1-2 
VARIAÇÃO ANUAL DA INSOLAÇÃO 
No solstício de 22 de junho a insolação é máxima no círculo de latitude de 23° 27' N, os dias têm 
duração maior do que as noites no HN, enquanto no HS os dias têm duração menor do que as noites. 
No solstício de 22 de dezembro a insolação é máxima no círculo de 23º 27'5, os dias têm duração 
maior do que as noites no HS, enquanto no HN os dias têm duração menor do que as noites. (Fonte: 
MORAN, 1994, modificada). 
Equinócio dei Outono · (HN) 
23/Setembro Primavera (HS) 
Solstício dernvemo (HN) 'k (; ~~ 
221Dnembrn ~-ão (HS) ~ l ' .,.,.,,..Afélio 
"J/k' j.' Julho r ---- ...,_ 
Periélio ~ Sol -:::r,,,?'\ 
.Janeim ~~~ 
ze n: \ Solstício de,verão (HN) 
221.Junho Inverno (HS) 
Equinócio ven1al1P1·imavera (H ) 
21/i\larço Outono (HS} 
FIGURA 1-3 
VARIAÇÃO SAZONAL DA INSOLAÇÃO ENTRE O HN E HS 
A razão da alternância das estações dos Hemisférios Norte e Sul deve-se à variação de inclinação 
entre o plano do Equador terrestre e o plano da órbita da Terra em torno do Sol (movimento de 
translação). Por essa razão observa-se a sazonalidade diferenciada entre o HN e o HS. (Fonte: MORAN, 
1994, modificada). 
23 
Marcelo Konzen
Calor Latente (mudança de estado)
nebulosidade é transporte vertical e nas nuvens vira calor latente de condensação 
22 Dezembro - Solstício de Verão 
22 Junho -Solstício de Inverno
sol mais afastado 
sol mais perto 
Highlight
Hemisfério Sul
PN H:itli:içiio Solar .. 
Equador 90" !-oi 
PS PS 
FIGURA 1-4 
EFEITO DA CURVATURA DA TERRA 
SOBRE A INSOLAÇÃO 
Nos equinócios de 21 de março e 23 de 
setembro a insolação é máxima no Equador, 
porém devido à curvatura da Terra a 
intensidade e a quantidade total de radiação 
recebida e absorvida pela superfície 
decresce a medida que a latitude aumenta 
em ambos os hemisférios. Os dias e as noites 
têm a mesma duração (12h), em todas as 
latitudes. (Fonte: MORAN, 1994) . 
FIGURA 1-5 
VARIAÇÃO DO PERÍODO DE INSOLAÇÃO 
Após atingir o equilíbrio da duração do dia e 
da noite nos equinócios a duração do 
período de insolação aumenta diariamente 
para o hemisfério que entrou na primavera e 
decresce diariamente para o hemisfério que 
entrou no outono. (Fonte: MORAN, 1994). 
• .. .. ,..._ .. .. 
FIGURA 1-6 
VARIAÇÃO DO PERÍODO 
DE INSOLAÇÃO NO HN 
Após atingir a máxima insolação no solstício de 
verão no HN a duração do período de insolação 
decresce no HN e aumenta no HS. (Fonte: 
MORAN, 1994). 
Sol 
FIGURA 1-7 
VARIAÇÃO DO PERÍODO 
DE INSOLAÇÃO NO HS 
Após atingir a máxima insolação no solstício 
de verão no HS a duração do período de 
insolação decresce no HS e aumenta no HN. 
(Fonte: MORAN, 1994). 
24 
Após Equinócio o período de insolação aumenta em um Hemisfério (primavera) e diminui no outro (outono) 
Highlight
Da mesma forma observa-se ao longo do dia pequeno aquecimento da 
superfície no nascer e pôr-do-sol, devido ao pequeno ângulo de 
incidência dos raios solares. 
'!:1a.,.llf'A 
A.i!SQ- 
FIGURA 1-8 
RADIAÇÃO SOLAR 
A radiação solar apresenta variabilidade diária 
do ângulo de incidência dos raios solares. No 
nascer e no pôr-do-sol essa inclinação dos 
raios solares é acentuada, resultando um 
espalhamento da energia solar por uma 
imensa região. Observa-se, nessas horas, 
período de pequeno aquecimento da 
superfície terrestre (Fonte: DIGEST, 1980). 
Na observação e avaliação do tempo e suas mudanças, nota-se como é 
extraordinária a variação da temperatura do ar. É necessário, portanto, 
que se examine mais detalhadamente a maneira pela qual a superfície 
terrestre é aquecida e resfriada e consequentemente como essas 
variações de temperatura da superfície vão influenciar o ar à superfície, 
desencadeando e intensificando os processos físicos de transformação e 
transporte de energia. 
Da quantidade total de energia solar radiante (ondas curtas), que alcança 
a atmosfera terrestre, uma grande parcela é refletida, ainda sob a forma 
de ondas curtas, de volta para o espaço e outra a parcela de ondas curtas, 
atinge a superfície do planeta. 
Essa parcela de energia absorvida pela superfície é a única fonte de 
aquecimento do planeta, e ocorre somente durante o período de luz 
solar. 
Ao passo que o planeta está sujeito a resfriamento durante as 24 horas 
do dia, emitindo ondas longas. Esse processo vem a ser o fator principal 
na análise do balanço térmico do planeta. 
25 
Highlight
Highlight
Ondas curtas - AQUECIMENTO só durante o dia (são as emitidas pelo sol)
Ondas longas RESFRIAMENTO - 24horas por dia
1- Saldo positivo ou negativo entre as energias emitidas (ondas longas) 
pelo planeta Terra e recebidas (ondas curtas) da radiação solar. 
2- Quando o saldo é negativo na superfície no planeta Terra ocorre 
resfriamento do ar em baixos níveis. 
3- Quando o saldo é positivo ocorre aquecimento do ar em contato com 
a superfície e o nível do mar. 
Z4 unidades 
/ 
A 
JS unidades 
(32.6o/.) 
B 
7 unidades 
C (15.Z'l'.J 
FIGURA 1-9 
PROCESSO DE RESFRIAMENTO DA TERRA 
A superfície da Terra é resfriada via evaporação de água (figura a), emissão de radiação infravermelho 
(ondas longas) (figura b) e condução mais convecção por meio de circulação direta (figura e). 
Unidades representam médias globais. O desenvolvimento de nebulosidade indica transporte de 
excesso de calor da superfície da Terra para a troposfera, via condução, convecção e transferência de 
calor latente (Fonte: MORAN, 1994, modificada). 
FIGURA 1-10 
BALANÇO TÉRMICO 
Nos distintos aspectos do balanço térmico do 
planeta a radiação de aquecimento e de 
resfriamento desencadeia o processo de 
redistribuição de calor dentro do sistema 
Terra-Atmosfera. A evaporação de água da 
superfície da Terra e sua subsequente 
condensação como nebulosidade forma um 
importante processo de transferência de 
calor, via calor latente (Fonte: WMO - n. 769). 
26 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Processo de resfriamento da terra ocorre de 3 maneiras:
1- Evaporação (da água)
2- Condução + Convecção (na circulação direta)
Marcelo Konzen
Texto digitado
Nebulosidade indica trasporte de excesso de calor para troposfera na forma de:
Calor latente de Condensação
Condução e Convecção 
E..11«2J.tr.tdí,nlt" 
dfJ'ol 
t 
"' t FIGURA 1-11 
TRANSFORMAÇÃO DA 
RADIAÇÃO SOLAR 
Diversas transformações de energia 
ocorrem dentro do sistema Terra­ 
Atmosfera. Parte da energia solar é 
convertida em energia cinética (energia 
dos movimentos). Energia essa utilizada 
na circulação da atmosfera. A energia 
cinética é manifestada nos ventos, nas 
correntes convectivas e no 
deslocamento norte-sul das massas de 
ar (Fonte: MORAN, 1994, modificada). 
Na figura 1-12 observa-se: 
unidades 
Radiação solar interceptada pela Terra 100 
Saldo de radiação solar 
Dispersada e refletida para o espaço (8+17+6) 31 
Absorvida pela atmosfera (19+4}.............................................................. 23 
Absorvida pela superfície da Terra............................................................ 46 
Total......................................................................................................... 100 
Saldo de radiação na superfície terrestre 
Resfriamento de ondas longas (IR) (100-115)........................................... -15 
Aquecimento solar.................................................................................... + 46 
Saldo (aquecimento)................................................................................. + 31 
Saldo de radiação de atmosfera 
Resfriamento de ondas longas {IR} (-40-20+6}.......................................... - 54 
Aquecimento solar....................................................................................+ 23 
Saldo (resfriamento)................................................................................. - 31 
Transferência de calor da superfície da Terra para a Atmosfera 
Calor sensível (Condução + convecção)..................................................... 7 
Calor latente (mudança de fase da água)................................................. 24 
Saldo (transferido}.................................................................................... 31 
27 
Balanço térmico:
47% absorvido pela atmosfera 
30% refletido de volta para o espaço 
25% devido ao ciclo da água (ondas marés)
 
ut11l11 l'Url,1 u111l,1 lunu,1 (IR) 
1 
1 7 ,,, ,, 'º 111 
t i Emis1ll11 
p111· \ 11p11r 1l',i;:,u11. 
COJ,OJ 
FIGURA 1-12 
BALANÇO GLOBAL DE RADIAÇÃO 
A distribuição de 100 unidades de radiação solar (ondas curtas) que entra e a radiação de ondas 
longas (IR) que sai, indica numa escala global um excesso de aquecimento da superfície da Terra e 
um resfriamento da atmosfera. Este excesso de calor é transferido para a atmosfera, via calor sensível 
e calor latente, obtendo-se assim o equilíbrio térmico do planeta, conforme descrito a seguir (Fonte: 
MORAN, 1994, modificada). 
De imediato observa-se que todas as regiões do planeta emitem, durante 
o dia inteiro, ondas longas se resfriando. 
Enquanto que o aquecimento é distinto de região para região em função 
da latitude e época do ano (período de luz solar). 
Conclui-se que as regiões tropicais tem saldo positivo de energia e as altas 
latitudes tem saldo negativo de energia. 
Então na busca do equilíbrio térmico do planeta é desencadeado o 
processo de transporte de energia, das regiões tropicais para as regiões 
de médias e altas latitudes por meio da circulação geral da atmosfera e 
da mesma forma, pelas correntes oceânicas. 
O aquecimento da superfície do planeta resulta de duas fontes de energia 
(calor sensível e calor latente). 
O calor sensível pelo aquecimento diário da superfície terrestre e 
posteriormente da massa de ar à superfície. 
E o calor latente pela evaporação da água do mar. 
Este vapor d'água constitui a umidade do ar que é de extraordinária 
importância na ocorrência de fenômenos meteorológicos, conforme se 
observará nos itens 2 e 3. 
28 
Marcelo Konzen
Texto digitado
 
Marcelo Konzen
Texto digitado
O resfriamento devido ondas longas e contante em todas as regiões, já o aquecimento ondas curtas muda de região para região, por isso existem regiões com saldo positivo de energia(baixas latitudes) e regiões com saldo negativo de energia(altas latitudes), para chegar ao equilíbrio a energia e transportada (energia cinética) das regiões mais quentes para as mais frias.
Marcelo Konzen
Texto digitado
Aquecimento da superfície ocorre de duas maneiras:
Calor sensível (terra e massa de ar)
Calor Latente de evaporação (no mar) 
No processo de redistribuição de energia sob a forma de calor sensível 
observa-se que a superfície terrestre aquecida, por meio de condução, 
aquece o ar em contato com a superfície. 
Por meio de movimento vertical do ar, ou seja, convecção, essa energia é 
transportada verticalmente para os níveis mais elevados e/ou por meio 
de movimento horizontal do ar, ou seja, advecção, essa energia é 
transportada horizontalmente para outras regiões. 
Da mesma forma a circulação do ar úmido, ou seja, ar com elevada 
umidade relativa, transporta considerável energia, sob a forma de calor 
latente do vapor d'água, que será liberada em outra região. 
Outra questão a ser considerada é a quantidade extraordinária de energia 
envolvida no processo de redistribuição, que está sempre, em constante 
transformação, sob a forma de energia cinética, utilizada no movimento 
horizontal do ar, no trabalho realizado na compressão ou expansão do ar, 
resultando em absorção ou liberação de energia e na energia potencial 
utilizada no movimento vertical do ar. 
Outro aspecto interessante que afeta consideravelmente a quantidade de 
energia absorvida pela terra é a característica do tipo solo e do tipo de 
vegetação, ou seja, o tipo de superfície que está recebendo a radiação 
solar. Dependendo do tipo de superfície, observamos grande variação na 
relação entre a quantidade de radiação solar refletida de volta para o 
espaço e a recebida pela superfície (ALBEDO). 
Relação essa denominada ALBEDO (Albedo= refletida/recebida). 
Além do processo de distribuição de energia radiante que alcança a 
superfície terrestre, há àqueles que dizem respeito à filtragem seletiva 
exercida sobre a radiação solar, que, atravessando a atmosfera em seus 
diversos níveis de altitudes, sofre os efeitos da absorção e reflexão pelas 
nuvens e partículas em suspensão. E da dispersão pelo ar, em função de 
seus comprimentos de onda. 
Como o processo da dispersão é mais efetivo para ondas de comprimento 
na faixa do azul, a luz em que mais ocorre dispersão na atmosfera é de 
cor azul, motivo porque o céu apresenta coloração azul. A filtragem 
seletiva da energia radiante resulta num espectro eletromagnético, 
identificado basicamente pelo comprimento de onda, frequência e nível 
de energia. 
29 
Highlight
Energia é transportada na forma de Calor sensível por:

Condução - Na superfície aquecida

Convecção - Movimento Vertical do AR 

Advecção - Movimento Horizontal do AR 
Ar úmido transporta calor latente, e libera em outra região 
Energia envolvida para redistribuição:
Trabalho realizado na compressão ou expansão do ar 
Energia Cinética - Movimento Horizontal 
Energia Potencial - Movimento Vertical 
Albedo depende do tipo de solo também 
Partículas do Sol sofrem:
Absorção e Reflexão nas nuvens e partículas de ar em suspensão.

Dispersão pelo ar pelo seu Comprimento de Onda.

Dispersão ocorre mais no comprimento de onda da faixa AZUL.
 
Highlight
freqU.::nci:b :1pn:n.im:.1d:s"t-, ~ .. f 
10-18 ,ow ,o~ 
X mitro 
,,lida, 
ur12 io-10 
1 
• •tn-6 . 
Comprimento a1Jro"imado da onda. m 
1 ---·----- ______ ... visível ····-·-··- 
Í~= .390 A50 .500 .550 
1 
.600 .650 . 00 . 60 micrômern» 
FIGURA 1-13 
ESPECTRO ELETROMAGNÉTICO 
O espectro eletromagnético consiste de vários tipos de radiação, que são distinguidas basicamente 
pelo comprimento de onda, frequência e nível de energia. (Fonte: MORAN, 1994). 
C0'1PRl~IE:-;TO D.\ OXDA (micrômetros) 
FIGURA 1-14 
PORÇÃO VISÍVEL DO ESPECTRO ELETROMAGNÉTICO 
A porção visível do espectro eletromagnético é limitada pela porção ultravioleta de ondas mais curtas 
que o violeta e pela porção infravermelho de ondas mais longas que o vermelho. (Fonte: MORAN, 
1994). 
1.2 -TEMPERATURA DO AR EM ALTITUDE E TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO 
MAR{TSM) 
1.2.1-TEMPERATURA DO AR EM ALTITUDE 
Temperatura é o indicador da quantidade de calor presente no meio 
analisado. 
30 
Ultravioleta (mais curtas) - Visível - (mais longas)Infra Vermelho
Comprimento de onda 
Frequência e 
Nível de energia 
A temperatura do ar varia verticalmente na atmosfera, diminuindo com 
a altitude, ao longo de toda a troposfera. 
A razão física para tal fato é que a pressão do ar varia, diminuindo à 
medida que a altitude aumenta, ou seja, o ar vai se expandindo com a 
altitude e, consequentemente, sua temperatura vai diminuindo 
proporcionalmente. O comportamento do ar na atmosfera segue 
perfeitamente as leis da física para os gases, ou seja, todo gás que se 
expande, tem a sua temperatura diminuída proporcionalmente. 
Neste comportamento da atmosfera se baseia a formação das nuvens. 
Conforme será observado ao longo deste trabalho, a atmosfera é um 
imenso laboratório que obedece às leis da físicano desenvolvimento dos 
processos desencadeados nos fenômenos meteorológicos, razão pela 
qual é possível existir sofisticados e confiáveis sistemas de previsão do 
tempo. 
A TEMPERATURA DO AR À SUPERFÍCIE 
A temperatura do ar varia também horizontalmente com a latitude, 
conforme se desloca das baixas latitudes, próximo ao equador, para as 
latitudes médias e para as altas latitudes, próximas aos polos, a 
temperatura à superfície irá diminuindo. 
A razão encontra-se na variabilidade da distribuição de energia 
proveniente da radiação solar, fato esse acentuado pela variabilidade 
sazonal do ângulo de incidência dos raios solares e também pelo albedo 
das superfícies cobertas de neve. 
Esta variação horizontal de temperatura com a latitude mantém um 
gradiente horizontal de temperatura, que favorece a circulação geral das 
massas de ar frias e quentes e consequentemente os sistemas de frentes 
frias e quentes. 
1 - A taxa de resfriamento do ar em altitude considera a adiabática seca 
e a adiabática úmida. 
2 - A taxa na adiabática úmida, níveis com nebulosidade é afetada pela 
liberação de calor latente de condensação nas nuvens. 
3 - Quanto maior a umidade absoluta máxima maior será a possibilidade 
de liberação de calor latente de condensação nas nuvens. 
31 
Mudança de Temperatura do AR:

Verticalmente como um gás, se expande e resfria 

Horizontalmente pelo ângulo de incidência equador-polos (latitude)

Este efeito é acentuado por:
Sazonalidade (muda ângulo de incidência)
Albedo nas superfícies com Neve que (aquecem menos)
Gradiente HORIZONTAL de temperatura que move as Frentes
Resfriamento em Altitude 
Adiabática Seca 
Adiabática Húmida 
Só Adiabática úmida Libera Calor Latente
Por que isso depende da umidade absoluta, que forma as nuvens. Condensação
.. ------0------ 
3000 ------e------- 
------0------- 2000 
1 
! ... 1000 ~ 
E 
ti ~ 
-------e-------· 
FIGURA 1-15 
VARIAÇÃO DA TEMPERATURA DO AR 
COM A ALTITUDE 
De acordo com a lei dos gases, o 
resfriamento do ar, na medida em que o 
ar se eleva se deve basicamente à sua 
contínua expansão em altitude. Este 
processo físico é de fundamental 
importância no comportamento da 
umidade relativa e da formação de 
nebulosidade, como veremos mais 
adiante. 
(Fonte: MORAN, 1994, modificada). 
Conforme mencionamos no início, a temperatura é o indicador da 
quantidade de calor presente no ar, denominado calor sensível. 
Uma das importantes características da circulação das massas de ar é que 
essa quantidade de calor sensível é transportada de uma região para 
outra bem distante, contribuindo de forma fundamental para o equilíbrio 
térmico do planeta TERRA. 
As circulações das correntes marítimas da mesma forma são também 
muito importantes para esse equilíbrio térmico. 
1.2.2 - TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR {TSM) 
A temperatura da superfície do mar (TSM) durante o dia e à noite, não 
apresenta variação de valor, uma vez que a energia recebida da radiação 
solar é em grande parte utilizada na evaporação da água da superfície do 
mar. Esta transformação da água superficial do oceano, em vapor d'água, 
contribui significativamente para aumentar a umidade do ar atmosférico. 
Ao mesmo tempo, esse comportamento físico da superfície do oceano 
resulta numa variação muito lenta e gradual da TSM ao longo do ano. 
Sendo imperceptível alguma variação da TSM em períodos curtos como 
de poucos dias. 
Exceção feita a regiões sujeitas ao fenômeno da ressurgência. Assunto 
esse que será tratado mais adiante. 
32 
Resfriamento é por causa da expansão das moléculas (que agem como gás) conforme se elevam na atmosfera.

Taxa -10ºc a cada 1000 m
Equilíbrio Térmico ocorre por:
Transporte de Calor Sensível 
Pelas Massas de ar e 
Pelas Correntes Marítimas
TSM não muda Durante o dia e a noite. Só alguns graus no ano todo. Porque o calor é liberado por evaporação e só da água superficial do oceano a do fundo permanece na mesma temperatura e não por Condução (como no continente)
Exceção da Ressurgência quando corrente sub aquática dos polos vem a superfície na costa resfriando a superfície do mar.
O navegante pode deparar com acentuadas variações na TSM, devido a 
oscilações nos limites de grandes correntes marítimas de temperaturas 
distintas. O navegante pode também observar significativa alteração da 
TSM ao longo de sua derrota, em virtude da embarcação passar por uma 
zona influenciada por uma corrente marítima de temperatura diferente 
ou em zona de corrente oceânica ascendente. 
A TSM tem muita importância na interação oceano-atmosfera, porque 
a TSM influencia de forma bastante significativa o resfriamento do ar, no 
caso de TSM mais fria, podendo resultar na formação de nevoeiros ou 
névoa. 
E quando a TSM é mais quente, pode intensificar os processos convectivos 
e temporais e até mesmo o desenvolvimento de tormentas e furacões, 
quando a TSM é superior a 27°C. 
A comparação entre a temperatura do ar e a TSM é de grande importância 
na avaliação do diagnóstico do tempo e também no prognóstico do 
tempo. 
Efetua-se a medida da temperatura do ar por meio do termômetro ou 
termógrafo, que utiliza a escala de medida graduada em graus CELSIUS 
(ºC). 
1.2.3 - PONTO DE ORVALHO, TEMPERATURA DO BULBO ÚMIDO E 
PSICRÔMETRO 
Normalmente em meteorologia trabalha-se com temperatura do ar seco, 
temperatura do ar úmido, temperatura do ponto de orvalho, temperatura 
da água da superfície do mar (TSM), isotermas, gradiente horizontal de 
temperatura, variação da temperatura em latitude, variação da 
temperatura em altitude, calor sensível e calor latente. 
A temperatura do ar seco ou simplesmente temperatura do ar (T) é a que 
os termômetros comuns nos indicam. 
Ao passo que a temperatura do ar úmido ou temperatura do termômetro 
de bulbo úmido (TU) é obtida pelo psicrômetro que nos indica a 
temperatura do ar resultante do acréscimo artificial de umidade até a 
saturação do ar ambiente. Este acréscimo de umidade por meio de 
evaporação da água do tecido do bulbo úmido provocará um 
resfriamento do ar junto ao bulbo úmido. 
33 
TSM pode mudar quando na derrota:
1-Cruzar limites de corrente quente e fria 
2-Influencia de corrente marítima de temperatura diferente
3-Zona de corrente ascendente
TSM influencia o RESFRIAMENTO/AQUECIMENTO do ar

TSM + FRIA = Nevoeiro ou névoa

TSM+QUENTE = Processos convectivos (Temporais)

TSM + 27ºc = Tormentas, Furacões 
 
Variáveis Meteorológicas
- Temperatura do Ar Seco (T)
- Temperatura do Ar Úmido (TU)
- TPO
- TSM
- Isotermas
- Gradiente Horizontal de Temperatura
- Variação de Temperatura Latitude
- Variação de Temperatura Altitude
-Calor Sensível/Latente
Psicrômetro - Acrescenta umidade artificialmente até chegar na TPO (Ou seja Resfria o ar ambiente)
TPO é sempre menor que T
Portanto, a indicação da temperatura do termômetro de bulbo úmido 
será sempre menor que a indicação da temperatura do termômetro seco 
(TUágua do mar, com proteção contra 
avaria. É usual se coletar uma amostra da água do mar à superfície, com 
um balde apropriado e se efetuar a medição da temperatura da água 
contida nessa amostra. A TSM tem grande influência na ocorrência de 
fenômenos meteorológicos, como nevoeiros, tormentas e furacões. 
Uma vez plotadas nas cartas meteorológicas as observações de 
temperatura, podem-se traçar as isotermas ligando os pontos de igual 
temperatura. 
Os navegantes ao consultar as Cartas Piloto, que são interpretadas no 
capítulo 13, encontram para todos os oceanos as isotermas da TSM, para 
cada mês, ao longo de todo o ano. 
Gradiente horizontal de temperatura é a variação horizontal da 
temperatura em determinada distância. 
34 
TPO - É o temperatura onde as moléculas ficam saturadas:
Saturação pode ser também só por resfriamento sem acréscimo de umidade.
Ou seja ar mais frio consegue absorver menos umidade (moléculas de ar úmido) e satura mais cedo. 
 
Temperatura sobre o mar é medida por termômetro próprio, coletando agua do mar num balde 

TSM age na formação de Furações , Tormentas , Nevoeiros 
Nas cartas Piloto tem as Isotermas da TSM 
Isotermas TSM
Isotermas T (ar) a superfície 
Highlight
Marcelo Konzen
Linha
Marcelo Konzen
Linha
Ao examinar a carta meteorológica de superfície, podemos observar os 
gradientes horizontais de temperatura e ter uma boa indicação, 
consequentemente, dos gradientes horizontais de pressão do ar à 
superfície conforme será visto no item 1.3. 
Quanto mais forte o gradiente horizontal de temperatura, ou seja, quanto 
mais estreita a distância entre as isotermas, maior também deverá ser o 
gradiente de pressão e consequentemente maior será a intensidade do 
vento nessa região. 
Na região costeira, a diferença entre a TSM mais fria e a temperatura do 
ar sobre o continente, pode provocar um forte gradiente horizontal de 
temperatura e consequentemente, existe possibilidade do navegante 
encontrar a visibilidade afetada pela ocorrência de nevoeiro, se as 
condições de temperatura do ar e umidade do ar forem altas, ocorrência 
de TPO e a circulação do vento adequada, como será visto no item 3. 
G 
t = 4° 
8º 
FIGURA 1-16 
GRADIENTE HORIZONTAL DE TEMPERATURA 
A análise da configuração das isotermas é 
essencial para identificar os gradientes 
horizontais de temperatura G = l'lt / An, que têm 
direção perpendicular à isoterma. 
Estreito espaçamento entre isotermas (fortes 
gradientes) tem significativa influência no 
comportamento da pressão, na circulação do ar 
e no estado do tempo, como veremos mais 
adiante (Fonte: SANNINO, 1989, modificada). 
A acentuada variação diurna e anual da temperatura do ar sobre os 
continentes em contraste com a pequena variação da temperatura do ar 
sobre os oceanos, devido a pouca variação da TSM, provoca fenômenos 
como brisas, nevoeiros ou ventanias, dependendo da sazonalidade, 
principalmente nas estações de verão e inverno, nas altas latitudes. 
35 
Brisas , nevoeiros e ventanias , são mais acentuadas no verão e inverno das ALTAS latitudes 
Análise das isotermas, leva em conta os gradientes horizontais de temperatura que tem direção Perpendicular a isoterma
Na região costeira, a TSM MAIS FRIA , pode causar nevoeiros se as condições de temperatura e umidade forem altas juntamente com TPO e circulação de vento adequada 
> gradiente horizontal de temperatura 
 gradiente de pressão 
> intensidade do vento 
emperatura da saperfície do mar· TSM 
FIGURA 1-17 
ESTAÇÃO DE VERÃO NO HS-JANEIRO- FEVEREIRO - MARÇO (Fonte: IBGE, 2011). 
FIGURA 1-18 
ESTAÇÃO DE INVERNO NO HS-JULHO-AGOSTO - SETEMBRO (Fonte: IBGE, 2011). 
1 - Observa-se no inverno, no HS, TSM mais elevada somente na região NORDESTE e NORTE do 
Brasil. 
2 - Também no inverno no HS, além da região equatorial o Caribe é contemplado com ALTA TSM 
devido o Caribe estar no verão do HN. 
3 - A importância desta TSM alta no Caribe reflete na época de furacões nessa região. 
4 - Já no verão HS, nota-se elevada nas regiões LESTE, SUDESTE do Brasil e costeira da região SUL. 
5 - No verão HS na região equatorial a TSM é elevada contemplando as regiões OESTE da ÁFRICA. 
6 - A regiões da Argentina tem constância da TSM ao longo de todo ano. 
36 
Temperatura do mar no verão e mais quente na parte central do Brasil 
Temperatura do mar no inverno é mais quente somente na parte Norte e Nordeste do Brasil 
Caribe também tem alta TSM, que é o que causa os furações 
Na argentina a TSM é constante durante todo o ano
--·-... · 
h 
\._,. ......... 
.... - _,.__ 
FIGURA 1-19 
ESTAÇÃO DE PRIMAVERA NO HS - OUTUBRO- NOVEMBRO - DEZEMBRO (Fonte: IBGE, 2011). 
FIGURA 1-20 
ESTAÇÃO DE INVERNO NO HS-JULHO-AGOSTO-SETEMBRO (Fonte: IBGE, 2011). 
1- É interessante observar o comportamento da TSM, nas estações antes 
e depois do verão. 
2- Da mesma forma é interessante observar o comportamento da TSM 
nas estações antes e depois do inverno. 
37 
{ 
..,......,.. -- - - -;. __ . __ ; 
FIGURA 1-21 
ESTAÇÃO DE VERÃO NO HS-JANEIRO- FEVEREIRO - MARÇO (Fonte: IBGE, 2011). 
FIGURA 1-22 
ESTAÇÃO DE OUTONO NO HS -ABRIL - MAIO -JUNHO (Fonte: IBGE, 2011). 
1-0bserva-se que as regiões oceânicas do Brasil são intensamente 
afetadas no verão, pouco no outono e primavera e muito menos no 
inverno. 
2 - Observa-se que a TSM é mais significativa nas regiões Norte a Sudeste 
do Brasil, reduzindo-se na região Sul. 
38 
Região Oceânica é:
Muito afetada no verão pela TSM
Pouco no Outono e Primavera 
e Muito pouco no Inverno 

TSM é mais intensa nas regiões Norte até Sudeste e menos na região Sul
1.3 - PRESSÃO ATMOSFÉRICA 
A unidade de pressão "hectopascal (hPa)" é equivalente à unidade de 
pressão "milibar". 
Por definição, pressão atmosférica é a força exercida pelo peso da 
atmosfera sobre uma área unitária. Assim a pressão à superfície é o peso 
de toda a coluna de ar acima. Já a pressão a uma determinada altitude é 
o peso da coluna de ar acima dessa altitude. Logo, a pressão atmosférica 
decresce, à medida que aumenta a altitude. 
34 
30 
26 
22 
i 18 Estratosfera 
1-1 
E Tropopausa 
:::, 10 
1-l 
~ 6 
~ 
5 2 Troposfera 
-"!'. 
o 200 400 600 800 1 ()()() 
PRESSÃO (hPa) ... 
FIGURA 1-23 
VARIAÇÃO VERTICAL DA PRESSÃO 
ATMOSFÉRICA 
A pressão atmosférica diminui com a altitude, 
então uma corrente de ar ascendente terá 
contínua expansão com a altitude e de forma 
mais acentuada na troposfera, visto que, a 
pressão varia de valor normal de 1013 hPa, ao 
nível do mar para cerca de 200 hPa no nível da 
tropopausa. Esta contínua expansão do ar 
ascendente é a causa essencial de seu 
resfriamento até a temperatura do ponto de 
orvalho e a subsequente formação de 
nebulosidade, como veremos mais adiante. 
(Fonte: MORAN, 1994, modificada). 
Um aspecto importante que deve ser entendido é que o peso da coluna 
de ar depende da densidade do ar no momento considerado. Se o ar 
estiver mais denso, no caso de ar frio, estará mais pesado e a pressão será 
maior. Se o ar estiver menos denso, no caso de ar quente estará menos 
pesado e a pressão será menor. Isto explica a variação diurna da pressão. 
Isto significa dizer que se o ar da coluna se expandir, ele fica menos denso, 
e a pressão diminui. É o caso de aquecimento do ar. 
Entretanto se o ar da coluna se comprime, o ar fica mais denso e a pressão 
aumenta. É o caso de resfriamento do ar. 
39 
hPa = mb
Ar sobe se expande e perde calor (mais rápido no troposfera ) e forma as nuvens 
Valor médio da Pressão
Nível do Mar:1013 hpa
Tropopausa: 200 hpa
O peso da coluna (hPa) depende da densidade do ar 
Ar - Comprime - Mais denso - Mais pesado - pressão maior (resfriamento do ar) 
Ar - Expande - Menos denso - Mais leve - Pressão menor (aquecimento do ar)
Se temperatura aumenta durante o dia a pressão diminui proporcionalmente 
Highlight
Highlight
Highlight
pressão atmosférica é a força exercida pelo peso da atmosfera sobre uma unidade de área
ttt 
Lipb) 
INFLUÊNCIA DO MOVIMENTO 
VERTICAL DO AR 
a) Movimento \.'crtkal asccndcntc­ 
Ra.Kfaçio do ar oos niveis mais 
baixos com variação negauva de 
pressão. Rtdução de pressão à 
supcrJicic 
b) Mo,·imcntu \.'ertical descendente 
Coltltlresdo do ar nos níveis ruais 
baixos com vartaeãe positi\'a da: 
pressão. Aumento da pressão á 
superfície 
Os movimentos ascendente e 
descendente do ar influenciam 
de forma distinta a pressão 
atmosférica à superfície. (Fonte: 
SANNINO, 1989, modificada) 
É interessante observar que, se devido ao movimento horizontal do ar, 
houver a substituição gradual do ar de determinada região por outro ar 
mais frio, a pressão dessa região indicará uma variação positiva. 
Pode-se dizer que nessa região passa-se a observar uma alta pressão. No 
caso de haver a substituição gradual do ar de uma área específica por 
outro mais quente, a pressão dessa região apresentará uma variação 
negativa, ou seja, a pressão diminuirá. 
Neste caso pode-se dizer que nessa região passa-se a observar uma baixa 
pressão. 
Estes casos ocorrem com frequência devido ao constante deslocamento 
horizontal de massas de ar. 
Cabe, então, caracterizar as regiões de alta pressão e de baixa pressão e 
os fatores determinantes da pressão. 
O aquecimento ou o resfriamento da superfície e, 
consequentemente o aquecimento ou o resfriamento do ar são os 
fatores de fundamental importância. 
Sendo então as temperaturas da superfície do continente e da superfície 
do mar muito importantes e consequentemente a temperatura do ar à 
superfície. 
É da maior importância para os centros de previsão do tempo a coleta de 
dados de pressão à superfície. 
Observações efetuadas por estações meteorológicas e navegantes são 
plotadas em um mapa especial denominado Cartas Sinóticas de pressão 
à superfície. As informações de pressão à superfície depois de plotadas 
nas cartas permitem que sejam traçadas as linhas de igual pressão 
40 
Movimento Ascendente
Refração 
Diminuição de pressão 
Movimento Descendente
Compressão 
Aumento de pressão 
movimento horizontal , para ar + frio (compressão) , alta pressão a superfície 
movimento horizontal , para ar + quente (dispersão) , baixa pressão a superfície 
Mais importante para previsão do tempo é a coleta de dados de pressão a superfície
denominadas isóbaras e que sejam identificadas as regiões de alta 
pressão e de baixa pressão. 
Outro parâmetro importante é o gradiente horizontal de pressão que 
vem a ser a variação horizontal de pressão em determinada distância. 
Ao examinar a carta de pressão de superfície com as isóbaras traçadas, 
podemos observar os gradientes horizontais de pressão e ter uma boa 
indicação da intensidade dos ventos. 
Quanto mais forte o gradiente horizontal de pressão, ou seja, quanto 
mais estreita a distância entre as isóbaras, maior será a intensidade do 
vento nessa região. 
O navegante deve saber que para o vento afetar o estado do mar, outros 
fatores precisam também ser atendidos. 
A unidade de medida da pressão atmosférica é hectopascal (hPa), que é 
equivalente à antiga unidade de pressão milibar (mb). 
C= óp 
ón 
FIGURA l-2S 
GRADIENTE HORIZONTAL DE PRESSÃO 
A análise da configuração das isóbaras é 
fundamental para identificar os gradientes 
horizontais de pressão, G = ~, que têm direção 
iln 
perpendicular à isóbara (Fonte: SANNINO, 
1980). 
P,.= 1008 
Gradiente = diferença de pressão J\p 
Espaçamento ou distância -rn- 
FIGURA 1-26 
GRADIENTE HORIZONTAL DE PRESSÃO 
Estreitos espaçamentos entre isóbaras (fortes gradientes) proporcionam ventos de maior 
intensidade, influenciando o comportamento do estado do tempo e do estado do mar, como veremos 
mais adiante. (Fonte: SAN NINO, 1980). 
41 
Não são somente as isóbaras e gradientes que afetam o estado do mar. Outros fatores também afetam 
gradiente horizontal de pressão é a variação de pressão em determinada distância (horizontal)
> gradiente horizontal de pressão 
 intensidade do vento
COMPORTAMENTO DA PRESSÃO 
Utilizam-se os termos aprofundar e encher referindo-se ao 
comportamento da pressão atmosférica em centro de baixa 
pressão ou ciclone e os termos enfraquecimento e intensificação 
em centros de alta pressão. 
UMIDADE RELATIVA DO AR, PONTO DE ORVALHO, 
EVAPORAÇÃO, CONDENSAÇÃO, NEBULOSIDADE, NUVENS E 
PRECIPITAÇÃO 
2.1- UMIDADE RELATIVA DO AR E PONTO DE ORVALHO 
Q Umidade máxima 
Q Umidade real 
Q Umidade relativa {UR} 
Q Resfriamento/ Aquecimento 
(comportamento da UR} 
Este estudo é um dos mais importantes para o bom entendimento dos 
fenômenos meteorológicos, visto que o comportamento do vapor d'água 
na atmosfera {umidade do ar) mantém rigorosa relação com a 
temperatura do ar e as leis da física. 
Na atmosfera observa-se água, no seu estado gasoso, como vapor d'água, 
no seu estado líquido, como gotículas de nuvens e gotas de chuva e no 
seu estado sólido, como cristais de gelo. 
Entre as principais propriedades ressalta-se a conservação e 
transformação de energia. Uma das principais características da umidade 
do ar é armazenar e transportar para outras regiões, elevadas 
quantidades de energia e ser o elemento principal de suporte de energia 
dos fenômenos meteorológicos de extraordinária intensidade como as 
tormentas tropicais, furacões e tempestades. 
A principal razão dos furacões e tempestades violentas ocorrerem sobre 
os oceanos e se dissiparem ao penetrar no continente é que nos oceanos 
alimentam-se de umidade e consequentemente de energia, armazenada 
e liberada convenientemente, na forma de calor latente. 
A umidade do ar associada às transformações do estado físico da água por 
ocasião da evaporação e da condensação e a energia envolvida nesses 
42 
Centro de baixa - aprofunda ou enche 
Centro de alta - enfraquece ou intensifica
Highlight
Na atmosfera tem água nos 3 estados 
Gasoso 
Liquido 
Sólido
Furações, tempestades ocorrem nos oceanos e se dissipam no continente 
Porque no mar se alimentam de umidade( energia) que é liberada na forma de CALOR LATENTE 
processos sob a forma de calor latente são fatores responsáveis pelo 
estado do tempo, sua nebulosidade e precipitação. 
Uma das principais propriedades do ar atmosférico é a capacidade de 
conter umidade proporcionalmente à sua temperatura. 
A capacidade máxima, ou seja, a umidade absoluta máxima é 
diretamente proporcional à temperatura. 
Quanto maior a temperatura, maior a quantidade de vapor d'água que 
o ar poderá conter. 
Para cada temperatura existe um limite máximo de umidade que o ar 
pode conter. Diz-se que o ar atmosférico está saturado quando contém a 
quantidade máxima de vapor d'água para a sua temperatura. 
Então no caso de ar saturado, se a temperatura do ar diminuir, 
consequentemente, a capacidade do ar em conter umidade será menor e 
o excesso de vapor d'água presente no ar irá se condensar 
imediatamente, apresentando gotículas de nuvem. 
No caso do ar não estar saturado, com a diminuição gradual e contínua 
da temperatura do ar, se chegará o momento em que será atingida uma 
temperatura do ar na qual a capacidade máxima de conter umidade é 
igual a quantidade de vapor d'água existente no ar. 
Então para essa temperatura o ar atingiu sua condição de saturado. 
A essa temperatura do ar, na qual o ar atingiu por resfriamento a condição 
de saturado, denomina-se Temperatura do Ponto de Orvalho (TPO) ou 
(Td - Temperature dewpoint). 
Nessa situação a umidade relativa é 100%. 
Neste momento, apresenta-se um novo conceito, que será muito 
utilizado em meteorologia, ou seja, umidade relativa (UR), a qual tem a 
seguinte definição: é a relação entre a quantidade de vapor d'água 
realmente existente no ar e a quantidade máxima de vapor d'água que 
o ar pode conter na mesma temperatura. Valor esse expresso em 
percentagem. 
Numa situação em que a umidade do ar permaneça constante, ou seja, 
sem acréscimo ou retirada de umidade, se a temperatura do ar aumenta, 
a sua capacidade de conter umidade até se saturaraumenta logo a sua 
umidade relativa diminui. 
43 
Calor latente que é responsável pelo:
estado do tempo 
nebulosidade 
precipitação
E se a temperatura do ar diminuir, o seu limite de conter umidade até se 
saturar diminui, logo a sua umidade relativa aumenta. 
A vista disto constata-se que a umidade relativa varia inversamente 
proporcional à variação da temperatura. 
,\lt>in-11oi1r 6 horas meio-dia 18 horns i\lt'Í!HtOi(t' 
FIGURA 1-27 
UMIDADE RELATIVA 
Variação de umidade relativa em um dia de calmaria, sem advecção de massa de ar. A umidade 
relativa varia inversamente com a temperatura do ar (Fonte: MORAN, 1994). 
Além da umidade relativa, que é o parâmetro mais usado para expressar 
a umidade do ar, temos também o parâmetro umidade absoluta real, que 
é definida como a quantidade de gramas de vapor d'água contida em 
um metro cúbico de ar. A umidade absoluta real aumenta por acréscimo 
de vapor d'água por meio da evaporação e diminui por retirada de vapor 
d'água do ar por meio da condensação. 
A variação da umidade absoluta real é independente da temperatura do 
ar. Ela é função apenas de acréscimo ou retirada de vapor d'água do ar. 
Daí a importância dos oceanos em contribuir significativamente por meio 
da evaporação para o aumento da umidade do ar. 
Entretanto a umidade absoluta máxima é diretamente proporcional à 
temperatura do ar. 
O parâmetro meteorológico umidade relativa (UR), UR = Uabs./ 
Uabs.máx., é válido para determinada temperatura do ar. 
Em caso de aquecimento ou resfriamento do ar o valor da UR será 
alterado. 
44 
Highlight
Ressalta-se que essa expressão matemática varia inversamente 
proporcional ao seu denominador, o qual é função da temperatura do ar 
(ver item 2.1). 
Então, a UR é inversamente proporcional à variação da temperatura do 
ar. 
Cálculo para obtenção da Temperatura do Ponto de Orvalho (TPO) e 
Umidade Relativa (UR) 
Do psicrômetro de funda obtém-se a indicação das duas temperaturas, 
seca (T) e úmida (TU) e calcula-se a diferença entre as mesmas (T-TU). 
Essa diferença denomina-se Depressão do Termômetro Úmido (T-TU). Da 
Tabela Temperatura do Ponto de Orvalho (TPO) em função da 
temperatura do termômetro de bulbo úmido e temperatura do ar, 
constante do Anexo C, obtém-se a TPO e calcula-se a diferença entre a 
temperatura do ar (T) e a temperatura do ponto de orvalho (TPO). 
Essa diferença denomina-se depressão do ponto de orvalho (T-TPO). 
Da Tabela Umidade Relativa (UR), em função da temperatura do ar (T) e 
temperatura do ponto de orvalho (TPO) Anexo C, obtém-se a UR. 
A temperatura do ponto de orvalho (TPO) pode também ser obtida, com 
bastante rapidez, no ábaco, temperatura do ponto de orvalho, utilizando 
a Depressão do Termômetro Úmido (T-Tu) e a temperatura do 
Termômetro Seco. 
Exemplos: 
A) Ponto de Orvalho e UR 
Temperatura do termômetro seco (T) 26,0ºC 
Temperatura do termômetro úmido (TU) 20,0ºC 
Depressão do termômetro úmido (T - TU)..................................... 6,0ºC 
Temperatura do ponto de orvalho TPO (Td) 17,1 ºC 
Depressão da temperatura do ponto de orvalho (T-Td)................ 8,9ºC 
Umidade Relativa (UR) 57,6% ou 58% 
B) Ponto de Orvalho e UR 
Temperatura do termômetro seco (T) 23,4ºC 
Temperatura do termômetro úmido (TU) 20,9ºC 
Depressão do termômetro úmido (T-TU)..................................... 2,5ºC 
Temperatura do ponto de orvalho (Td) 19,l°C 
Depressão da temperatura do ponto de orvalho (T-Td)............... 3,7ºC 
Umidade Relativa (UR) 79,8% ou 80% 
45 
1- Psicrômetro de Funda : obtém-se a Depressão do termômetro úmido (T - TU) 
2 - Tabela ou ábaco : obtém-se a Depressão do Ponto de Orvalho (T-TPO)
3 - Tabela UR: obtém-se a UR 
OBSERVAÇÃO: Quando os valores indicados nos termômetros e as 
diferenças não constarem nas tabelas, deve-se fazer interpolação a 
fim de se obter valores os mais precisos possíveis. 
2.2 - EVAPORAÇÃO 
A mudança de estado da água, de forma líquida para vapor d'água, na 
evaporação, envolve considerável quantidade de energia, na forma de 
calor latente de evaporação. 
Energia essa retirada do ambiente, então resfria o ar. 
Essa energia é incorporada ao vapor d'água, que pode transportá-la para 
outra região até liberá-la, por ocasião da condensação, como calor 
latente de condensação. 
Energia essa liberada no ambiente, então aquece o ar. 
sublimação+ - 680 ............. 
sublimação - 680 
FIGURA 1-28 
MUDANÇAS DO ESTADO DA ÁGUA- CALOR LATENTE 
Calor pode ser adicionado à água de duas formas distintas: calor sensível e calor latente. Calor é 
adicionado ao gelo (0,5 caloria por grama por grau Celsius) e à água (1 caloria por grama por grau 
Celsius) para elevação das suas temperaturas (calor sensível). 
Calor é adicionado por mudanças de estado da água (calor latente): para derreter o gelo (80 calorias 
por grama), e para evaporar a água (600 calorias por grama). Nota-se, entretanto, que a temperatura 
da água durante a mudança de estado é constante, significando que todo esse calor adicionado é 
absorvido como calor latente e não como calor sensível. (Fonte: SAN NINO, 1989, modificada). 
Na ocasião da liberação do calor latente, o ar ambiente recebe essa 
quantidade de energia e se aquece. Este aquecimento do ar ambiente, 
normalmente em altitude, cria condições de instabilidade, favorecendo a 
convecção e a circulação direta. 
É apresentado mais adiante no Capítulo 111, como se processa o 
desenvolvimento de atividades convectivas e a formação de nuvens 
Cumulus com intensa liberação de calor latente. 
46 
FIGURA 1-29 
FASES DO CICLO DA ÁGUA 
( ' .. 
• t ., ... 
i •• t1; 
Precipitação 
i lt 1 
As fases do ciclo da água no sistema 
Terra-Atmosfera, 
condensação e 
evaporação, 
precipitação, 
envolvem considerável transporte 
de energia, por meio de absorção, 
armazenamento e liberação de 
calor latente, na circulação do ar de 
uma região para outra (Fonte: 
SANNINO, 1989). 
A TSM tem importante papel na evaporação da água do mar e 
consequentemente, no índice de umidade do ar. Quanto mais alta é a 
TSM, mais favorece a evaporação. 
Quando a TSM é superior a 27ºC a evaporação é intensificada. 
A taxa de evaporação é diretamente proporcional a TSM. 
Na região tropical, onde se observa TSM de 26ºC a 30ºC, a evaporação da 
água do mar é intensa e espontânea, resultando uma extraordinária 
transferência de energia do oceano para a atmosfera, que chegará aos 
altos níveis da atmosfera, conduzida pelo vapor d'água, o qual liberará 
calor latente no processo de condensação, resultando na formação de 
nuvens e precipitação. 
A TSM é um dos fatores porque a precipitação na região tropical é tão 
intensa, chegando a afetar seriamente a visibilidade do navegante. 
2.3 - CONDENSAÇÃO 
Para que ocorra a condensação do vapor d' água contido no ar 
atmosférico e desencadeie o processo de formação de nuvens em 
determinado nível de altitude, é necessário que haja resfriamento do ar 
até que a umidade relativa (UR) tenha atingido o índice de 100%. 
A atmosfera a cada nível de altitude tem uma temperatura do ar distinta, 
porque conforme o ar sobe, ele se expande e consequentemente, se resfria. 
Então podemos observar que uma massa de ar que tenha um movimento 
ascendente, terá a cada nível de altitude uma temperatura, que será cada 
vez mais fria à medida que o ar for subindo. 
47 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Fases do Ciclo da água / Calor Latente
Evaporação (absorção, armazenamento) 
Condensação (liberação)
Precipitação 
Marcelo Konzen
Texto digitado
TSM > 27º C evaporação se intensifica
Marcelo Konzen
Texto digitado
Na região tropical TSM (26º a 30ºC)
Evaporação é instantânea 
Marcelo Konzen
Texto digitado
TSM é um dos fatores porque na região tropical a chuva e tão forte, chegando a afetar o visibilidade do navegante 
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Realce
Marcelo Konzen
Realce
Marcelo Konzen
Realce
Marcelo Konzen
Realce
Marcelo Konzen
Realce
Marcelo Konzen
Realce
Esse resfriamento afetará continuamente a umidade relativada massa de 
ar que está subindo. A umidade relativa irá aumentando gradativamente 
até a massa de ar atingir o nível em que ela chegará a 100%. 
Esse nível é denominado nível de condensação e a temperatura do ar 
nesse nível será a própria temperatura do ponto de orvalho (TPO). Nesse 
nível se iniciará a condensação, à qual continuará a se processar com a 
subida da massa de ar. 
Observamos que esse nível de condensação coincide com o nível da base 
das nuvens baixas. 
Adiabática é o processo de transformação em que não ocorrem trocas 
térmicas com o meio ambiente. 
-1000 
JOOO 
2000 
t 1000 
.;;, 
l; 
i: 
5 . 
~ S11prrfk1r..._ __ ....,_ .._ __ __,.__ __ ...,._ __ __, 
.ro 'º 20 30 40 
TEMPERATURA ("C),--3> 
FIGURA 1-30 
ADIABÁTICAS SECA E ÚMIDA (ATIVIDADE CONVECTIVA) 
Como no processo adiabático não existe troca de calor entre a massa de ar e o ambiente, a ascensão 
do ar não saturado tem duas etapas distintas: abaixo e acima do nível de condensação. 
A parcela de ar fresco não saturado, em movimento ascendente com taxa de variação (Lapse rate) 
adiabática seca de (lOºC por km), se resfria e sua umidade relativa aumenta. Ao alcançar a 
temperatura do ponto de orvalho no nível de condensação, a parcela de ar atinge a saturação 
(umidade relativa 100%). Continuando a ascender é desencadeada a condensação e, portanto, a 
liberação de calor latente. A influência do calor latente liberado faz com que a parcela de ar saturado 
ascenda com taxa de variação adiabática úmida (6ºC por km) que é menor. Consequentemente a 
parcela de ar saturada não se resfria tão rapidamente quanto a parcela de ar não saturado (Fonte: 
MORAN, 1994, modificada). 
Por ocasião da evaporação da água é necessário que haja absorção de 
energia do meio ambiente, na forma de calor latente de evaporação, ao 
48 
No processo adiabático não existe troca de calor:
Então o processo se divide em duas fases 
Antes de saturado e depois de saturado .
1-Antes de saturado o ar fresco ainda não saturado (adiabática seca) sofre uma diminuição de temperatura de 10ºC por Km.
2- Depois de saturado, (na adiabática úmida) a condensação libera calor latente, como essa liberação de calor latente aquece um pouco a adiabática ,a taxa de resfriamento por quilometro subindo é então menor 6ºC por KM 
Marcelo Konzen
Sublinhado
passo que na ocasião da condensação do vapor d'água ocorre liberação 
de energia na forma de calor latente de condensação. 
A ascensão do ar seco até o nível de condensação se processa segundo 
uma adiabática seca, a partir do nível de condensação a energia liberada, 
em altitude, aquece o ar ambiente, resultando que a ascensão do ar 
continua a se processar, segundo uma adiabática úmida. 
Constata-se que a significativa energia absorvida sob a forma de calor 
latente na evaporação, permanece armazenada na umidade do ar até 
ser liberada por ocasião da condensação. 
Esta é a razão de se evidenciar a importância da observação da umidade 
do ar, como fator preponderante na intensificação de fenômenos 
meteorológicos e mesmo na ocorrência de tempestades. 
Na atmosfera, para que ocorra a condensação do vapor d'água, há 
necessidade de acréscimo de umidade e/ou resfriamento. 
O processo mais frequente é o de resfriamento por ascensão do ar. 
Daí o interesse pelas condições propícias à ascensão do ar, entre as quais 
citamos: 
a) aquecimento desigual da massa de ar (Convecção); 
b) convergência do ar em baixos níveis; 
c) subida forçada por montanhas; 
d) subida forçada do ar quente por rampa de frentes, etc. 
2.4 - NEBULOSIDADE 
É interessante ressaltar que nebulosidade, ou seja, a cobertura do céu por 
nuvens, não implica obrigatoriamente em precipitação. 
O navegante pode observar durante dias o céu parcialmente nublado ou 
mesmo totalmente encoberto e não ocorrer precipitação, que requer 
condições favoráveis ao desenvolvimento de gotas de chuva. 
Como instabilidade atmosférica e ocorrência de atividades convectivas, 
possibilitando a formação de nuvens de desenvolvimento vertical, tipo 
Cumulus, nas quais a ocorrência de precipitação é mais frequente. 
Observa-se então que o tipo de nebulosidade depende das condições 
atmosféricas (ver capítulo li). Se o ar estiver estável, se formarão nuvens 
49 
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Texto digitado
Evaporação ocorre absorção de calor latente 
Condensação ocorre liberação de calor latente 
Marcelo Konzen
Realce
Marcelo Konzen
Texto digitado
Energia absorvida na forma de calor latente de evaporação fica armazenada até ser liberada na forma de calor latente de condensação 
tipo Stratus ou Estratiformes, ao passo que nuvens tipo Cumulus ou 
Cumuliformes de desenvolvimento vertical se associam ao ar instável. 
É comum se observar muitos Cumulus ao longo de uma linha de 
instabilidade. A altitude da base da nuvem é função das condições 
atmosféricas presentes, às quais condicionam a altitude do nível de 
condensação, resultando a ocorrência de nuvens baixas, médias ou altas. 
O navegante poderá também, pela claridade que atravessa as nuvens, 
observar a espessura das mesmas. Normalmente as nuvens estratificadas 
tipo Stratus são pouco espessas, ao passo que as nuvens tipo Cumulus são 
mais espessas, dificultando a passagem da luz solar. 
É comum o navegante observar, que o céu escurece com a chegada de 
um temporal, provocado por nuvens Cumulonimbus. 
A observação da nebulosidade possibilita o navegante ter uma ideia das 
condições de estabilidade atmosférica presente, pois a nebulosidade dá 
uma indicação da quantidade e dos tipos de nuvens, bem como a altura 
de suas bases. 
O conhecimento dos processos de formação dos diferentes tipos de 
nuvens assim como sua dissipação é importante para quem observa a 
nebulosidade. A nuvem é uma aglomeração de gotículas de água 
provenientes da condensação do excesso de vapor d'água para a 
temperatura do ar do respectivo nível de altitude. Dependendo do nível 
de altitude teremos gotículas de água ou cristais de gelo ou ambos 
misturados. 
Temos também núcleos de condensação, ou seja, partículas sólidas em 
suspensão que exercem importante função de aglutinar as gotículas de 
nuvem e possibilitar o desenvolvimento de gotas de chuva. Para a 
formação de uma gota de chuva, com tamanho suficiente que garanta sua 
queda até a superfície do solo, é necessário aglutinar, em torno do núcleo 
de condensação, muitos milhares de pequenas gotículas de nuvem. 
Em geral as nuvens são sustentadas por correntes ascendentes e parecem 
flutuar na atmosfera, mas seus elementos se movimentam constantemente. 
É interessante ressaltar a importância da nebulosidade como um dos 
parâmetros utilizados para avaliação do estado do tempo, destacando 
que a observação da nebulosidade é efetuada em oitavos de céu 
encoberto, de 1/8 a 8/8, onde 8/8 indica que o céu está inteiramente 
encoberto. 
50 
Marcelo Konzen
Ar estável, forma nuvem Stratus ou Estratiformes, Ar instavel, Cumulus ou Cb
Marcelo Konzen
Navegante também pode examinar claridade que atravessa as nuvens, Ceu escurece com chegada de temporal, provocado por Cb 
Além disso, é indicada a porção do céu, encoberta por nuvens baixas, 
médias e altas, considerando os níveis de altitude de suas bases. 
À noite, o navegante observando as estrelas visíveis, pode fazer uma 
razoável estimativa da quantidade de nuvens. 
O navegante deve ter especial atenção ao observar a parte do céu 
próxima ao horizonte. Naquela região, as nuvens aparentam estar mais 
agrupadas, parecendo que o total de nuvens é maior que o real. 
É interessante o navegante acompanhar a evolução da nebulosidade, 
considerando a variação da quantidade de nuvens no céu e a 
intensificação ou desenvolvimento das já existentes. 
O aumento da nebulosidade indica nuvens em formação, existência de 
correntes de ar ascendentes e condições favoráveis à instabilidade. 
A diminuição da nebulosidade indica nuvens em dissolução, existência de 
correntes de ar descendentes e condições favoráveis à estabilidade.A 
constância da nebulosidade caracteriza estabilidade, não devendo 
ocorrer fenômenos significativos. 
Outro aspecto interessante é observar o sombreamento provocado pelas 
nuvens, o que ajuda a avaliar sua espessura e seu desenvolvimento vertical. 
2.4.1- NUVEM CUMULONIMBUS (Cb) 
FIGURA 1-31 
CUMULONIMBUS 
Conglomerados de nuvens Cumulonimbus são 
uma boa indicação de região com intensa 
atividade convectiva, como veremos mais 
adiante. Nota-se que sua parte superior, devido 
a divergência em altos níveis, se estende 
bastante na direção do escoamento, assumindo 
um formato conhecido como bigorna (Fonte: 
DIGEST, 1980). 
51 
Marcelo Konzen
-Observar as estrelas visíveis a noite pode dar uma estimativa da nebulosidade 

Na parte do céu próximo ao horizonte, parece que as nuvens estão mais agrupadas, parecendo que o numero de nuvens é maior do que o real 
Marcelo Konzen
Aumento de nebulosidade indica existência de ar ascendente e condições favoráveis de instabilidade , da mesma forma que diminuição de nebulosidade indica ar descendente 
FIGURA 1-32 
CIRRUS COM GARRAS (RABO DE GALO) 
Nuvens Cirrus com garras (Rabo de galo ou pré­ 
frontais) com acentuado deslocamento na 
direção da embarcação são para o navegante 
uma boa indicação de mau tempo se 
aproximando. (Fonte: MORAN, 1994). 
CUMULONIMBUS (Cb) - {Fonte: DHN) 
Cb sem Cirrus 
- -- 
·- - ' •f 
2.5 - NUVENS 
As nuvens que mais interessam aos navegantes são: 
.;;> Cumulonimbus (Cb) 
.;;> Cumulus {Cu) 
.;;> Stratus (St) 
.;;> Cirrus ( Ci) 
As nuvens se classificam, segundo padronização internacional em dez 
tipos, dependendo da altitude da base da nuvem, ou seja, da parte da 
nuvem mais próxima da superfície do solo ou do mar. Esses dez tipos de 
52 
nuvens se agrupam como nuvens baixas, médias e altas, podendo ficar 
dispostos como se segue: 
Quadro 1 - 1: Classificação das Nuvens 
Nuvens Baixas Nuvens Médias Nuvens Altas 
Stratus (St) Altostratus (As) Cirrus (Ci) 
Nimbostratus (Ns) Altocumulus (Ac) Cirrostratus (Cs) 
Stratocumulus (Se) Cirrocumulus (Cc) 
Cumulus (Cu) 
Cumulonimbus (Cb) 
(Fonte: DHN) 
A nuvem do tipo Cumulonimbus (Cb) se constitui num caso especial, pois 
tendo grande desenvolvimento vertical ocupa todos os níveis. 
No entanto, deve ser observada como nuvem baixa. 
Este tipo de nuvem (Cb) é o responsável pelas trovoadas e tempestades 
que o navegante costuma enfrentar, razão pela qual o assunto é tratado 
no Capítulo Ili. 
Outra importante fonte de informação sobre o estado do tempo é a 
nuvem tipo Cirrus com garras (rabo de galo). Pelo acentuado 
deslocamento esta nuvem revela indícios de aproximação de mau tempo. 
Nesse caso tem Cb se aproximando, com Cirrus no topo do Cb. 
Para o navegante ter uma ideia da altitude do nível de condensação, que 
resultou nas nuvens observadas, pode-se considerar que nuvens baixas 
são aquelas que têm suas bases situadas abaixo do nível de 2000 metros; 
nuvens médias são aquelas localizadas entre 2000 e 6000 metros de 
altitude; e nuvens altas formam-se acima de 6000 metros de altitude. 
Normalmente, as nuvens altas são inteiramente constituídas de cristais 
de gelo. 
A identificação dos diversos tipos de nuvens requer do navegante certa 
experiência e cuidados. 
Recomenda-se que a definição do tipo da nuvem observada seja efetuada 
com rapidez, para não criar dúvidas no observador. Uma interessante 
ferramenta disponível é o Quadro de Nuvens modelo DHN-5906, 
distribuído pela DHN e que pode ser obtido nas Capitanias dos Portos. 
53 
Base das nuvens 
Baixas 2 e 6 Km.
Highlight
Quadro de nuvens pode ser obtido na CP 
C" • l CIRRUS cm filamentos, esparsos noo aumentando 
C" = 3 ClRRUS derivados de cumulooimbus 
C"•SORRllSe/ouCTRROSTRATUScmiaixasaumentan­ 
do. não atingindo 45' de altura 
C8 • 2 CIRRUS densos, cm bMoos que não aumentam 
C8 • 4 CIRRUS em fibras, com garra, uumentaoõo 
C"&4CIRKUSemgancho,invadindoocéuprogress ivamente 
C'.tt •6CIRRIJSe/ouClRROSTRATI IS, cm faixasaumentan­ 
dó. excedendo 45° de altura 
FIGURA 1-33 
QUADRO DE NUVENS (Fonte: DHN) 
54 
CH = 7 CIRROSTRA TUS cobrindo todo o céu 
Classificação de Nuvens - CM 
Cw = 1 (h>2500m) ALTOSTRA TUS translúcidos 
C., ~ 2 AL TOSTRA TUS opacos ou NIMBOSTRA TUS 
C" = 8 CIRROSTRA TUS não cobrindo todo o céu 
C" = 9 C!RROSCUMULUS predominantes 
cM-1 ALTOSTRA TUS Jranslúcidos 
C>, = 3 (h>2500m) ALTOCUMULUS translúcidos, num só 
nível 
FIGURA 1-34 
QUADRO DE NUVENS (Fonte: DHN) 
55 
CM=4(h>25ll0m)ALTOCUMULUSlrurui lúcidos emban cos 
ou lenticulares 
CM = 5 (h>2000.2500m)AL TOCUMULUS cm faixas ou 
camadas, aumentando ou espessando 
e., = 7 (IF2000-2500m) ALTOCUMULUS em camada 
dupla. ou opacos associados a AL TOSTRA TUS 
e.,._"..~ (h=2000-2500m) ALTOCUMULUS cm tufos 
CuMULIFORMESdispersos 
CM= 3(h>25ll0m) ALTOCUMULUS translúcidos, que cor­ 
rem em um ou mais níveis 
s._ ".'__!! (h=2000-2500) ALTOCUMULUS em tufos 
l.,UMULIFORMES 
FIGURA 1-35 
QUADRO DE NUVENS (Fonte: DHN) 
56 
e.= 1 
C, • 2 ClJll, llJLUS (h9>00- 1000m ) congestus (com tom:s) 
C,. • 4 STRA TOCUMULUS, derivados de cumulus 
C, • 5 STRA TOCUMULUS. não derivados de cumulus 
2mü~ (hzOOO-lOOm) CUMULONIMBUS sem coroas de 
e. -2CUMULUS (h-600-IOOOm)congestus(com torres) 
c,-4(h-1000- 15-00m )STRATOCUMULUS,derivadosde 
cumu1us 
CL -5 (h=l000- 15000m ) STRA TOCUMULUS. não deriva­ 
dos de cwnulus 
FIGURA 1-36 
QUADRO DE NUVENS {Fonte: DHN) 
57 
C,.=6STRATUSNEBULOSOSouSTRATUSFRACTUS 
CL =7STRA TUSFRA CTU SouCUMULUSFRACTUSdc 
mau tempo 
CL 2 9 CUMULONIMBUS com coroa de CIRRUS 
CL =6(h=50-l00m)STRATUS 
C, ª 7 NIMBOSTRA TUS ou stratus de mau tempo 
e,= 9 CUMULONIMBUS CAPILLA TUS, freqüentemente 
com uma bigorna 
FIGURA 1-37 
QUADRO DE NUVENS (Fonte: DHN) 
58 
2.6 - PRECIPITAÇÃO 
Precipitação é definida como a queda das gotas d'água, das partículas de 
gelo e cristais de gelo ou flocos de neve, quando os seus tamanhos e pesos 
são suficientes para romper o equilíbrio entre a força da gravidade e as 
correntes de ar ascendentes. Ocorre também pela diminuição das 
correntes de ar ascendente, responsável pela sustentação das nuvens na 
atmosfera. 
A precipitação líquida pode ser classificada em chuva e chuvisco ou garoa 
e a precipitação sólida em neve, granizo e saraiva. 
Quanto ao aspecto de continuidade com que ocorre, a precipitação pode 
ser classificada em contínua, intermitente e em pancadas. 
Esta última situação ocorre com nuvens Cumuliformes. 
A precipitação é classificada também, quanto ao aspecto da intensidade 
e redução da visibilidade, em garoa, chuvisco fraco, chuvisco moderado e 
chuvisco forte, chegando a última situação a reduzir a visibilidade a 
menos de 500 metros. Fato este para o qual o navegante deve estar 
alertado. 
Q Pancadas de chuva são caracterizadas por curta duração, rápidas 
flutuações de intensidade, início e fim, bem definidas e 
provenientes de nuvens convectivas. 
Q Nuvens estratiformes desencadeiam precipitação contínua, 
duração superior a 1 hora ou precipitação intermitente, duração 
inferior a 1 hora. 
Q Precipitação pode ser de chuva, neve, granizo, etc. 
3 - VISIBILIDADE NO MAR 
3.1- NÉVOA ÚMIDA / NEVOEIRO 
Os nevoeiros se formam e se intensificam por saturação do ar e imediata 
condensação do excesso de umidade, ou seja, condensação do vapor 
d'água que ultrapassa a capacidade do ar saturado na nova temperatura 
atingida, denominada Temperatura do Ponto de Orvalho (TPO). 
59 
Marcelo Konzen
Texto digitado


Precipitação ocorre também pela diminuição das correntes de ar ascendentes 
Marcelo Konzen
Texto digitado
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Sublinhado
Marcelo Konzen
Texto digitado
Precipitação pode ser :
Liquida : chuva , chuvisco e garoa
Solida : neve, granizo e SARAIVA
Marcelo Konzen
Texto digitado
Aspecto e continuidade:
Contínua (+de 1 hora) nuvens estratiformes