Atmosfera terrestre e Radiação

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PROF. RAFAEL MATIAS FELTRIN
UNIPAMPA - Campus de Caçapava Do Sul 
SALA 306 – 5 
feltrin.unipampa@gmail.com
Climatologia e Hidrologia
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Atmosfera 
Terrestre
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A Atmosfera Terrestre
Atmosfera: é uma fina camada de
gases, presa à Terra pela força da
gravidade.
Protege a vida na Terra absorvendo a 
radiação ultravioleta solar. 
Forma: semelhante a da Terra, achatada nos Pólos e dilata no Equador.
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Características físico-químicas da atmosfera
A atmosfera terrestre é mais densa
próxima à superfície, tornando-se
rarefeita com a altura.
Primeiros 29 km  a atmosfera concentra 98% de sua massa total.
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COMPOSIÇÃO VOLUME % 
Nitrogênio (N2) 78,08
Oxigênio (O2) 20,94
Argônio (Ar) 0,93
Dióxido de Carbono (CO2) 0,03 (variável)
Neônio (Ne) 0,0018
Hélio (He) 0,0005
Criptônio (Kr) 0,00015
Hidrogênio (H2) 0,00005
Xenônio (Xe) 0,000008
Ozônio (O3) 0,000001Composição do ar seco 
Principais gases do ar seco 
COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA
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Além da densidade do ar
diferenciar-se com a altura, a
composição dos gases não é a
mesma em toda a atmosfera.
• Homosfera  primeiros 90 km de
altura.
 Participam também da composição da
Homosfera o material particulado em
suspensão e os gases vapor d'água e
ozônio.
COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA
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COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA
A camada superior à Homosfera é chamada de
Heterosfera  nesta camada os gases se
dispõem separadamente, formando camadas de
diferentes composições químicas:
• Nitrogênio molecular de 90 a 200 km
• Oxigênio atômico de 200 a 1.100 km
• Átomos de hélio de 1.100 a 3.500 km
• Átomos de hidrogênio a partir de 3.500 km
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Dióxido de carbono 
(CO2)
- Essencial para a fotossíntese;
- Absorvedor de energia radiante terrestre (onda
longa, infravermelho);
- Faz com que a baixa atmosfera retenha calor.
Absorve parte de radiação solar (onda curta;
ultravioleta).
Nitrogênio (N2)
Papel essencial; torna possível a vida aeróbia na
Terra.
Oxigênio (O2)
• Principais constituintes da atmosfera 
COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA
• Principais constituintes da atmosfera 
COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA
Ozônio - Concentra-se entre 10 e 50 km (pico em 25 km);- Absorção de radiação solar (onda curta; ultravioleta). 
Vapor d’água
- Mais variável na atmosfera (cerca de 4% trópicos e 1% 
desertos e regiões polares);
- Capacidade de absorção de energia (emitida pela Terra 
e energia solar);
- Transporte de calor.
Aerossóis
- Pequenas partículas, líquidas e sólidas;
- Agem como núcleos de condensação (nuvens, nevoeiro);
- Alguns podem absorver ou refletir a radiação solar 
incidente, influenciando na temperatura.
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PERFIL VERTICAL DE PRESSÃO E DENSIDADE
Perfil vertical médio da pressão do ar 
A força da gravidade comprime a atmosfera de modo que a
máxima densidade do ar ocorre na superfície da Terra;
 O decréscimo da densidade do ar com a altura é
bastante rápido (decréscimo exponencial):
Em 5-6 km a densidade já é a metade da densidade
ao nível do mar; em 16 km já é de apenas 10% deste
valor ; e em 32 km apenas 1%.
 A pressão da atmosfera numa determinada
altitude é simplesmente o peso da coluna de ar
com área de seção reta unitária, situada acima
daquela altitude.
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ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA
• Outra importante característica da atmosfera
terrestre é a variação da distribuição vertical
de sua temperatura, dada pela interação de
seus componentes com a entrada de energia
proveniente do Sol e a saída de energia
proveniente da Terra, o que possibilitou dividir a
atmosfera em esferas concêntricas com distintos
comportamentos térmicos.
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ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA
• TROPOPAUSA região de transição entre a
troposfera e a estratosfera, caracterizada por
isotermia.
• TROPOSFERA  Camada mais baixa da
atmosfera (Altitude média de 12 km).
Equador (20km); Pólos (8km)
 É a mais importante camada sob o ponto de vista
da Meteorologia.
 Contém ¾ da massa total da atmosfera e quase
todo o seu vapor d’água e aerossóis.
 A temperatura diminui com a altura numa taxa de
média de 0,6°C a cada 100 m.
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ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA
• ESTRATOSFERA  estende-se além da
troposfera até cerca de 50km.
 Apresenta uma zona aproximadamente
isotérmica nos seus primeiros 20km. A partir
daí a temperatura aumenta com a altitude,
devido absorção de radiação ultravioleta do
sol pelo OZÔNIO  liberação de energia
térmica.
• ESTRATOPAUSA  a 50 km do solo,
justapõe-se a estratosfera, sendo
caracterizada pelo gradiente vertical de
temperatura quase nulo. A média planetária
da temperatura do ar nela é da ordem de 0°C.
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ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA
• MESOSFERA  estende-se dos 50 aos
80km de altitude.
 A temperatura volta a diminuir com a altura
(-3,5ºC por km).
 É praticamente isenta de vapor d’água.
• Encontra-se em uma zona de grande
rarefação do ar, o que diminui
consideravelmente a capacidade de seus
gases reterem energia solar, por isso a
queda de temperatura.
• MESOPAUSA  aprox. isotérmica, pode
ultrapassar 10km de espessura. Apresenta a
temperatura mais baixa da atmosfera (-90ºC).
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ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA
• TERMOSFERA  estende-se além da
mesopausa até cerca de 500 km de altitude.
 Caracterizada por um contínuo aumento de
temperatura com a altitude, devido a
absorção de ondas curtas da radiação solar
por átomos de oxigênio e nitrogênio.
• IONOSFERA  encontra-se acima da
altitude de 100km, é uma camada com
concentração relativamente alta de íons. A
temperatura à 500km de altitude poderá
atingir valores entre os 400 e os 2000°C.
• EXOSFERA  estende-
se além da termopausa até
cerca de 10.000 km de
altitude.
 Predominam átomos de
hidrogênio e hélio (mais
leves).
 A atmosfera vai se
rarefazendo  tende ao
vácuo.
 Elevadas temperaturas
 Grande incidência de poeira
cósmica.
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A atmosfera atua como sede dos 
fenômenos meteorológicos e, além 
disso, é fator determinante na 
qualidade e quantidade de 
radiação solar que atinge a 
superfície terrestre.
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Os fenômenos climáticos produzidos na 
Troposfera resultam dos processos de 
transferência, transformação e 
armazenamento de energia e matéria
que ocorrem no ambiente formado pela 
interface superfície-atmosfera.
Radiação Solar
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• Fonte primária de energia de todos os
processos no planeta (99,7%).
• Apresenta variação sazonal e espacial que
caracterizam o nível energético de cada região.
 Inclinação do equador terrestre
 Distância terra-sol
Radiação Solar
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• SOL É a fonte de energia que 
controla a circulação da atmosfera.
Energia proveniente do Sol = Radiação eletromagnética
 Uma parte da radiação é interceptada pelo Sistema
Superfície-Atmosfera e a outra parte é convertida em outras
formas de energia como por exemplo:
• calor
• energia cinética da circulação atmosférica
Radiação Solar
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Praticamente todos os fenômenos que ocorrem no Sistema
Superfície-Atmosfera (SSA) têm início com a entrada da radiação
solar no topo da atmosfera.
• Os componentes da atmosfera 
interagem com esta radiação: 
apenas uma parcela do que 
entrou no sistema chega à 
superfície .
Radiação Solar
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• Balanço de radiação retrata o modo como os vários
componentes do Sistema interagem com a energia que
nele trafega.
 Os processos de condução; convecção, advecção, e
radiação desempenham importante papel no fluxo
da energia no sistema, sendo os responsáveis pelo
aquecimento do ar na camada da Troposfera.
Radiação Solar
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MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR 
 Os processos de condução; convecção, advecção, e radiação
desempenham importante papel no fluxo da energia no
sistema, sendo os responsáveis pelo aquecimento do ar na
camada da Troposfera.
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• Condução  transferência de calor porcontato entre dois
corpos com distintas temperaturas, de modo que o corpo mais
quente cede calor para o mais frio.
 Ocorre dentro de uma substância ou entre substâncias que
estão em contato físico direto.
Um dado volume de ar "irá se aquecer se estiver em contato
com uma superfície mais quente que ele, e irá se resfriar pelo
mesmo processo caso a superfície esteja mais fria.
MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR 
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• Convecção  transferência de calor por meio do
deslocamento vertical das correntes aéreas.
 A convecção ocorre como conseqüência de diferenças na
densidade do ar.
Quando o calor é transferido (por contato e/ou radiação) de uma
superfície quente para o ar sobrejacente, este ar torna-se mais quente
que o ar vizinho.
O ar quente é menos denso que o ar frio de modo que o ar frio e denso
desce, forçando o ar mais quente e menos denso a subir. O ar mais frio é
então aquecido pela superfície e o processo é repetido  célula
convectiva.
MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR 
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• Advecção  um volume de ar é forçado a deslocar-se
horizontalmente, como conseqüência de um gradiente
de pressão entre áreas contíguas.
 O ar desloca-se da área de maior para a área de
menor pressão, levando consigo as características
térmicas da superfície sobre a qual repousava.
MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR 
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• Radiação  ondas eletromagnéticas viajando com a
velocidade da luz.
 Como a radiação é a única que pode ocorrer no
espaço vazio, esta é a principal forma pela qual o
sistema Terra-Atmosfera recebe energia do Sol e
libera energia para o espaço.
MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR 
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RADIAÇÃO ELETROMAGNÉTICA
A radiação eletromagnética pode ser considerada como um conjunto de
ondas (elétricas e magnéticas) cuja velocidade no vácuo é 300.000 km/s.
As várias formas de radiação, caracterizadas pelo seu comprimento de
onda, compõem o espectro eletromagnético.
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Todo corpo que esteja a uma temperatura superior a -273°C (ou 0K)
possui energia, portanto, emite radiação. Assim, a quantidade de radiação
emitida por um corpo dependerá de sua temperatura  quanto mais
quente o corpo emissor, menor será o comprimento de onda de seu pico
de emissão, ou seja, quanto maior a temperatura de um corpo, mais ondas
curtas ele emitirá.
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RADIAÇÃO ELETROMAGNÉTICA
• O SOL (temperatura de aproximadamente
6.000° K) irradia preferencialmente na faixa do
ultravioleta ao infravermelho próximo.
• A TERRA (temperatura média de 288° K),
irradia preferencialmente na faixa do
infravermelho distante.
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Albedo
Se caracteriza pela capacidade que os corpos
apresentam de refletirem a radiação solar que sobre
eles incide.
• Propriedade física dos corpos
• Comumente dado em porcentagem
• Varia de acordo com a cor e constituição que o corpo
apresenta:
Corpos brancos será máximo
Corpos pretos mínimo
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Albedo Médio de Algumas superfícies (porcentagem)
Quanto maior o albedo da superfície menos radiação solar absorve, 
portanto, aquece menos.
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Albedo
• Um corpo que apresente elevado albedo terá, em
conseqüência, uma baixa intensidade de absorção de
energia, já que a maior parte dela é refletida.
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Albedo
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Albedo global
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Declinação solar (δ): 
É o ângulo formado entre o equador terrestre e a linha
imaginária que contém o plano do sol.
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A declinação solar varia entre + 230 27´ (quando o sol está 
no HN) a - 230 27´ (quando o sol está no HS). 
Estações do ano.
Radiação Solar na Superfície Terrestre
A irradiância solar varia de acordo com o ângulo de
incidência dos raios solares. Esse ângulo formado entre o
Zênite local e os raios solares, denomina-se ÂNGULO
ZENITAL (Z) Quanto maior Z, menor a irradiância solar.
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Radiação Solar na Superfície Terrestre
Variação da elevação solar e do ângulo zenital (Z) em 
diferentes latitudes.
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FOTOPERÍODO (N)
Número de horas de brilho solar sem considerar os
efeitos da atmosfera para aquele dia do ano e
para aquela latitude.
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FOTOPERÍODO (N)
Exemplo: São Paulo, SP
 Fotoperíodo para o dia 21 de dezembro =13h30min 
 Fotoperíodo para o dia 20 de junho =10h
Na linha do equador o fotoperíodo é sempre = 12h
Duração do dia desde o nascer até o pôr do Sol, 
para aquele dia do ano e para aquela latitude. 
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Variação anual do Fotoperíodo (horas) ou número de horas de 
brilho solar, São Paulo, SP. 
verão 
Inverno 
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Fotoperíodo estimado para o 15o dia de cada mês. 
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Insolação (n)
• Não confundir fotoperíodo com insolação. 
• Insolação: Número de horas nas quais, durante um dia, o
disco solar é visível para um observador situado à superfície
terrestre, em local com horizonte desobstruído.
• A insolação é o intervalo total de tempo (entre o nascimento e o
ocaso) em que o disco solar não esteve oculto por nuvens ou
fenômenos atmosféricos de qualquer natureza.
A insolação é sempre menor ou (no máximo) igual ao
fotoperíodo, sendo este designado como insolação máxima
teoricamente possível.
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O balanço de radiação
Embora na natureza os processos de transferência de
energia ocorram simultaneamente, costuma-se abordá-los
de forma separada:
• Ondas curtas  compreende os menores
comprimentos de onda até os referentes à luz visível,
são preferencialmente relacionados à radiação solar;
• Ondas longas  faixa do infravermelho, são
relacionados à radiação terrestre;
O balanço de radiação
Assim, as ondas curtas provenientes do Sol são 
contabilizadas como ganho de energia, e as ondas longas 
emitidas pela superfície, como perda.
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O balanço de radiação
• Topo da atmosfera = 100% de energia
• Ao atravessar a atmosfera, essa energia, tem seus
valores alterados conforme as características físico-
químicas de seus componentes, o que lhe atribui a
qualidade de semitransparente à radiação solar,
 A atmosfera interage com 50% da energia que entra
no Sistema.
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O balanço de radiação
• Radiação solar (onda curta):
 Radiação solar direta (Rd): Fração da radiação solar que
atravessa a atmosfera (sem interagir) e atinge a superfície.
 Radiação solar Difusa (RDif): Fração da radiação solar queatravessa a atmosfera sendo difundida pelos constituintes
atmosféricos (altera a direção).
 Radiação solar Global (Rglo): é o somatório da radiação solar
direta mais a difusa.
Rglo= Rd + RDif
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O balanço de radiação
• Radiação solar (onda curta):
 Radiação solar Refletida (Rref): é a fração da radiação solar
global que é refletida pela superfície (depende da cor da
superfície).
 Saldo radiação de onda curta (SRoc): é a diferença entre aRadiação global e a radiação solar refletida:
Ocorre somente nos períodos de brilho solar.
SRoc= Rglo- Rref
O balanço de radiação
• Radiação de onda longa, calor (infravermelha – IR)
Após a radiação solar (onda curta) ser absorvida pela
superfície é transformada em calor.
Emissividade Terrestre (Eter): É quantidade de radiação
infravermelha emitida pela superfície terrestre (depende da
temperatura da superfície).
Emissividade atmosférica (Eatm): É quantidade de radiação
infravermelha emitida pela atmosfera terrestre (depende da
temperatura da atmosfera).
Saldo de radiação de onda longa (SRol) = Eatm - Eter.
Ocorre 24h do dia 52
O balanço de radiação
• Saldo total de Radiação (SR):
• É a diferença entre o saldo total de onda curta (SRoc) e osaldo total de onda longa (SRol).
• É a quantidade de energia disponível aos processos físicos,
químicos e biológicos que ocorrem na superfície terrestre
(aquecimento do ar e do solo, evaporação, transpiração,
fotossíntese, etc.)
SR = (Rglo – Rref) – (Eatm – Eter) 
SR = SRoc – SRol
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Equipamentos de medidas de Radiação Solar 
• Heliógrafo: Quantifica e registra o número de horas de
brilho solar (n).
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Equipamentosde medidas de Radiação Solar 
• Actinógrafo: Quantifica e registra o total de radiação
solar global (Rglo) que chega em superfície. Equipamento
de funcionamento mecânico.
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Equipamentos de medidas de Radiação Solar 
• Radiômetro: Quantifica e registra o total de radiação
solar global (Rglo) que chega em superfície. Equipamento
eletrônico.
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