02 ATMOSFERA modulo 2 PROCLIRA

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Atmosfera 
 Módulo 2 
Equipa Proclira 
Outubro de 2007 
 
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Nota
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Módulo 2 – Atmosfera 
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ÍNDICE 
Índice ............................................................................................................................................................ 2 
Introdução .................................................................................................................................................... 3 
Composição Química .................................................................................................................................... 3 
Estrutura Vertical.......................................................................................................................................... 6 
Bibliografia.................................................................................................................................................. 35 
 
ÍNDICE DE FIGURAS 
Figura 1 - Distribuição de massa na atmosfera terrestre e variação da densidade do ar e da pressão com 
a altitude (1 mb = 1 hPa = 100 N.m-2; N.m-2 = Pa) (Adaptada de Meteorology Today, C. Donald Ahrens) 6 
Figura 2 - Estrutura térmica da atmosfera (Adaptada de Meteorology Today, C. Donald Ahrens) ............. 7 
Figura 3 - As quatro camadas atmosféricas ................................................................................................ 10 
Figura 4 - Camadas da atmosfera em função da Variação de Temperatura, Composição e Propriedades 
Eléctricas (Adaptada de Meteorology Today, C. Donald Ahrens) .............................................................. 10 
Figura 5 – Uma partícula de ar ascendente expande e arrefece; uma partícula de ar descendente 
comprime e arrefece (Adaptada de Meteorology Today, C. Donald Ahrens) ............................................ 14 
Figura 6 - Gradiente Adiabático Seco ......................................................................................................... 15 
Figura 7 - Gradiente Adiabático Húmido .................................................................................................... 15 
Figura 8 - Exemplo de um Gradiente Ambiental ........................................................................................ 16 
Figura 9 - Altura da Camada de Mistura .................................................................................................... 18 
Figura 10 - Relação entre o gradiente adiabático e a temperatura ambiente ........................................... 18 
Figura 11 - Gradiente Superadiabático ...................................................................................................... 20 
Figura 12 - Condições de Instabilidade ...................................................................................................... 21 
Figura 13 - Condições Neutras ................................................................................................................... 21 
Figura 14 - Condições de Estabilidade ........................................................................................................ 22 
Figura 15 - Estabilidade condicionada ........................................................................................................ 22 
Figura 16 - Inversão Térmica ...................................................................................................................... 31 
Figura 17 - Inversão por Radiação. Ciclo diurno. ........................................................................................ 32 
Figura 18 - Inversão por Subsidiência......................................................................................................... 33 
Figura 19 - Inversão devida a Frente Fria ................................................................................................... 33 
Figura 20 - Inversão por Advecção ............................................................................................................. 34 
 
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INTRODUÇÃO 
A atmosfera terrestre consiste na fina camada gasosa, inodora, incolor e insípida, que envolve o planeta 
devido à acção da força da gravidade terrestre e que se estende até várias centenas de quilómetros de 
altitude. Apresenta uma massa total inferior a um milionésimo da massa do planeta e representa 
apenas cerca de 1% do diâmetro da Terra [ver Caixa 1]. Não obstante, ela é responsável, por exemplo, 
pelas distribuição de temperatura e de níveis de energia solar (radiação) à superfície. A cor azul do céu 
também resulta da presença da atmosfera terrestre. Sem a presença de uma atmosfera com a sua 
actual composição, não seria possível dispor de água no estado líquido! Desta forma, uma atmosfera 
com a sua composição actual é crucial para garantir as condições indispensáveis para a existência de 
vida no planeta. 
 
COMPOSIÇÃO QUÍMICA 
A atmosfera terrestre é composta por uma mistura de gases: 
• Oxigénio (O2), azoto (N2), árgon (Ar) e vapor de água (H2O), designados por Componentes Maioritários, 
embora as quantidades de vapor de água presentes na atmosfera variem bastante no espaço e no 
tempo. 
 
• Existem ainda diversos outros gases, em quantidades muito reduzidas, motivo pelo qual se designam 
Componentes Minoritários. Pelo facto de pequenas alterações na sua concentração se traduzirem em 
poluição do ar, destacam-se o dióxido de carbono (CO2), o metano (CH4), o óxido nitroso (N2O), o ozono 
(O3), as partículas e os clorofluorcarbonetos (CFC’s). As concentrações destes componentes variam 
substancialmente de local para local. A composição média da atmosfera, considerando ar seco, junto à 
superfície, é apresentada na Tabela 1. 
 
 
 
 
 
Caixa 1 - Para ajudar a compreender estas grandezas: 
• Imagine-se que a massa do planeta é 1 t (1 000 kg = 1 000 000 g). Neste caso, a massa 
total da atmosfera seria inferior a 1 g; 
• Imagine-se que o diâmetro da Terra é 1 m (100 cm). Neste caso, a dimensão da 
atmosfera seria de apenas 1 cm. 
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Tabela 1 - Composição química da atmosfera junto à superfície 
Componente Fórmula Química Concentração Volúmica 
Unidades 
[ver Caixa 2] 
Azoto 
Oxigénio 
Árgon 
Néon 
Hélio 
Hidrogénio 
Xénon 
Vapor de Água 
Dióxido de Carbono 
Metano 
Óxido Nitroso 
Ozono 
Partículas 
Clorofluorcarbonetos (CFC’s) 
N2 
O2 
Ar 
Ne 
He 
H2 
Xe 
H2O 
CO2 
CH4 
N2O 
O3 
78.08 
20.95 
0.93 
18 
5 
0.6 
0. 09 
0 a 4 
360 
1.7 
0.3 
0. 04 
0. 01 
0. 0001 
% 
% 
% 
ppm 
ppm 
ppm 
ppm 
% 
ppm 
ppm 
ppm 
ppm 
ppm 
ppm 
 
 
 
A observação da Tabela 1 permite facilmente verificar que os elementos mais abundantes na atmosfera 
são o azoto, o oxigénio, o carbono e o hidrogénio (N, O, C e H) que correspondem precisamente aos 
Caixa 2 – ppm significa partes por milhão: 
Afirmar que a concentração de dióxido de carbono é 360 ppm 
significa que em cada metro cúbico (m3) de ar (representado 
pelo cubo azul da figura ao lado) existem 360 cm3 de CO2 
(representados pelo cubo laranja da figura ao lado). 
 
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principais elementos que compõem as moléculas dos constituintes essenciais à vida: glícidos, proteínas 
e lípidos. 
Em termos de composição, podem distinguir-se duas zonas da atmosfera: 
1. A Homosfera – camada atmosféricaaté aos 80 km da superfície do planeta, onde a concentração dos 
componentes maioritários é constante. 
2. A Heterosfera – camada acima da Homosfera. As concentrações de oxigénio e de azoto moleculares 
diminuem significativamente e predomina o oxigénio atómico (O) resultante da fotodissociação do O2 
[ver Caixa 3]. 
 
 
Mais de 99.99% da massa total da atmosfera encontra-se na Homosfera, ou seja, nos primeiros 80 km 
de altitude! 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Caixa 3 – A fotodissociação do O2 consiste na reacção química de dissociação destas 
moléculas na presença de radiação solar (hυ) com comprimento de onda (λ) inferior a 242 nm 
(1 nm = 10-9 m, ou seja, 1 nm corresponde à milionésima (10-6) parte do milímetro). No Módulo 
3 – Radiação Solar e Terrestre, detalha-se o espectro da radiação solar. Esquematicamente 
tem-se: 
OnmhO 2)242(2 →<+ λν 
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ESTRUTURA VERTICAL 
A Figura 1 ajuda a compreender a distribuição de massa na atmosfera e a sua consequência na variação 
vertical da pressão atmosférica. Aproximadamente 99% da sua massa encontra-se nos primeiros 30 km 
de altitude. 
 
Figura 1 - Distribuição de massa na atmosfera terrestre e variação da densidade do ar e da pressão com 
a altitude (1 mb = 1 hPa = 100 N.m-2; N.m-2 = Pa) (Adaptada de Meteorology Today, C. Donald Ahrens) 
O início dos voos de balão permitiram efectuar medições directas das propriedades médias da 
atmosfera terrestre. Estas medições evidenciaram que, nos primeiros 10 a 12 km da atmosfera, a 
pressão decresce muito rapidamente (exponencialmente) com a altitude enquanto que a temperatura 
decresce de forma aproximadamente linear, a uma taxa de 6.5 ºC por km, conforme representado na 
Figura 2. 
A pressão (p) mede o peso (P), por unidade de área (A), da coluna de ar acima do ponto de medida: 
A
Pp =
 [1] 
Por sua vez, o peso da coluna de ar resulta do produto da massa dessa coluna e ar (m) pela aceleração 
da gravidade (g ≅ 9.8 ms
-2
): 
mgP = [2] 
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Figura 2 - Estrutura térmica da 
atmosfera (Adaptada de 
Meteorology Today, C. Donald 
Ahrens) 
 
Desta forma, é fácil concluir que, se as medições evidenciam um decréscimo exponencial da pressão 
com a altitude, a maior parte da massa atmosférica se concentra nas camadas inferiores da atmosfera. 
Junto da superfície, ao nível do mar, a pressão é aproximadamente 760 mm Hg ≈ 101 325 Pa. Nos 
primeiros 20 km da atmosfera encontra-se 90% da massa total, enquanto que abaixo dos 50 km se 
encontra cerca de 99.9%. 
Analisando o perfil vertical de temperatura, conforme ilustrado na Figura 2, podem distinguir-se 4 
camadas atmosféricas: 
1. Troposfera (0-12 km) – Camada atmosférica imediatamente acima da superfície. Caracteriza-se pelo 
decréscimo da temperatura com a altitude. Esta taxa de variação da temperatura com a altitude 
designa-se por gradiente térmico e assume valores médios de 6 a 7 ºC/km na metade inferior da 
Troposfera e 7 a 8 ºC na metade superior. É frequente ocorrerem zonas onde a temperatura aumenta 
com a altitude, denominadas Inversões Térmicas. 
A maior parte dos fenómenos meteorológicos (chuva, trovoadas, tornados, etc) ocorrem nesta camada. 
Não obstante ser a camada atmosférica mais fina, é nela que se concentram cerca de 80 % da massa 
total da atmosfera e praticamente a totalidade do vapor de água. 
 
2. Estratosfera (12-50 km) – Camada imediatamente acima da Troposfera e que se prolonga até cerca de 
50 a 55 km de altitude. No limite inferior desta camada, até aos 20 km de altitude, a temperatura 
mantém-se praticamente constante; esta camada isotérmica designa-se Tropopausa. A altitude a que se 
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inicia a Tropopausa varia com a latitude, desde a Tropopausa Polar, a cerca de 8 km, até à Tropopausa 
Tropical, a cerca de 18 km. Acima da Tropopausa, a temperatura aumenta até que, no limite superior da 
Estratosfera, se atingem valores próximos dos verificados à superfície. Este aumento da temperatura 
deve-se à existência de ozono (O3) que absorve a radiação ultra-violeta (UV) proveniente do Sol; esta 
radiação é muito energética e, como a este nível a atmosfera já apresenta uma densidade reduzida, a 
energia absorvida é transferida para um diminuto número de moléculas que adquirem elevada energia 
cinética promovendo o aumento da temperatura do ar [ver Caixa 4]. 
Esta energia calorífica é transferida para baixo através de movimentos verticais descendentes 
(subsidência) e radiação. Desta forma, a Estratosfera é aquecida a partir dos seus níveis superiores, ao 
passo que a Troposfera é, essencialmente aquecida pela superfície terrestre. 
A Troposfera e a Estratosfera apresentam condições meteorológicas muito diferentes: devido ao facto 
de a Troposfera ser aquecida a partir dos seus níveis inferiores, os movimentos verticais ascendentes 
(convecção [ver Caixa 5]) encontram-se favorecidos; pelo contrário, na Estratosfera estes movimentos 
são praticamente inexistentes e ela é praticamente isenta de nuvens. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Caixa 4 – Os conceitos de Temperatura e Calor são vulgarmente confundidos. Fisicamente, 
Temperatura é uma variável de estado de um sistema e Calor corresponde a uma forma 
particular de transferência de energia entre dois sistemas. 
O valor da Temperatura de uma determinada substância é função da Energia Cinética média 
dos átomos e moléculas que a formam. 
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Caixa 5 – Convecção - transferência de calor através do movimento de massa de um fluido 
(água ou ar). Acontece em líquidos ou gases, porque estes se podem movimentar livremente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Água Solo Vegetação 
Água Solo Vegetação 
Água Solo Vegetação 
Água Solo Vegetação 
A energia solar aquece diferencialmente os 
diferentes tipos de superfícies terrestres. 
Determinadas áreas, como, por exemplo, o solo, 
aquecem mais rapidamente que as superfícies 
adjacentes de água e cobertas de vegetação. 
Conforme aquece, a superfície conduz calor para a 
camada de ar em contacto com esta logo, o ar junto à 
superfície também vai aquecer de uma forma 
diferencial. As partículas de ar aquecido expandem-
se e tornam-se menos densas que o ar envolvente o 
que promove um movimento ascendente. À medida 
que estas partículas sobem, a sua energia calorífica é 
transferida para níveis superiores da atmosfera e ar 
mais frio e denso desce, substituindo o ar 
ascendente. Entretanto vão-se formando novas 
bolhas de ar quente junto à superfície aquecida e o 
processo continua enquanto esta for aquecido pela 
energia solar. 
 
3. Mesosfera - (50-80 km) - A cerca de 50 km de altitude a temperatura deixa de aumentar. Este nível 
designa-se por Estratopausa e marca o limite inferior da Mesosfera onde a temperatura decresce com a 
altura. A cerca dos 80 km de altitude a temperatura atinge um valor mínimo de, aproximadamente -95 
ºC. A Mesopausa marca o fim da Homosfera; as suas temperaturas são mais baixas do que em qualquer 
outro nível da atmosfera superior 
4. Termosfera - (acima dos 80 km) – Por volta dos 80 km de altitude, a temperatura estabiliza – 
Mesopausa e que marca o fim da Homosfera e início da Heteroesfera. Na camada acima da Mesopausa, 
a Termposfera, verifica-se novo aumento da temperatura com a altitude. Em períodos de actividade 
solar reduzida, esta camada estende-se até aos 400 km, podendo atingir os 500 km de altitude dealtitude nos períodos de actividade solar mais intensa. 
A composição da atmosfera altera-se significativamente e passam a abundar as espécies atómicas, 
resultantes da fotodissociação das moléculas por acção dos raios X e UV. 
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Na Figura 3 representam-se esquematicamente as 4 camadas atmosféricas. 
 
 
Figura 3 - As quatro camadas atmosféricas 
 
Acima da Termosfera vem a Exosfera, onde a densidade é muito reduzida; as colisões entre partículas 
neutras são extremamente raras e o percurso livre médio torna-se tão grande que estas podem escapar-
se à atracção gravitacional terrestre. 
Na Figura 4, observam-se as várias camadas atmosféricas em função da temperatura, composição 
química e propriedades eléctricas. 
 
Figura 4 - Camadas da 
atmosfera em função da 
Variação de Temperatura, 
Composição e Propriedades 
Eléctricas (Adaptada de 
Meteorology Today, C. 
Donald Ahrens) 
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Conforme se pode observar na Figura 4, o perfil vertical de temperatura da atmosfera apresenta 3 
máximos relativos da temperatura, resultantes da existência de 3 zonas de absorção preferencial da 
radiação solar: 
• a superfície terrestre onde é absorvida grande parte da radiação solar incidente; 
• a Termosfera, onde é absorvida a radiação de muito baixo comprimento de onda (UV longínquo, 
radiação X e γ) e 
• a camada de ozono, onde é absorvida a radiação UV, com um máximo na Estratopausa. 
 
 
A Ionosfera não é propriamente uma camada atmosférica mas sim uma região da alta atmosfera onde a 
existência de iões e electrões livres lhe confere propriedades eléctricas. Os átomos perdem electrões e 
adquirem carga positiva (catiões) quando não conseguem absorver a totalidade da energia de uma 
partícula que com eles colida ou da energia solar. O limite inferior da Inosfera situa-se a cerca de 60 km 
da superfície terrestre e o superior coincide com o topo da atmosfera. 
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Caixa 6 – A Ionosfera e a importância das comunicações de rádio 
 
Camadas da Ionosfera e a sua interferência na propagação das ondas de rádio 
(Adaptada de Meteorology Today, C. Donald Ahrens) 
A observação da figura anterior mostra que se podem distinguir 3 sub-camadas: camada F 
(acima dos 180 km); camada E (120 – 180 km) e a camada D. Esta última está compreendida 
entre os 60 e os 120 km de altitude no período diurno e desaparece no período nocturno. A 
camada D, embora reflicta as ondas de rádio AM, enfraquece consideravelmente o sinal e 
impede que a transmissão seja recepcionada a longas distâncias. Como no período nocturno esta 
camada desaparece, as ondas de rádio conseguem mais facilmente atingir a camada F que as 
reflecte para a superfície que, por sua vez, as reflecte novamente para a camada F e assim 
sucessivamente, permitindo que o sinal seja captado a longas distâncias do local de emissão. Por 
este motivo, as estações de rádio procedem a ajustes na intensidade do sinal emitido no nascer 
do sol e no ocaso: intensificam-no na alvorada e atenuam-no no ocaso para evitar eventuais 
sobreposições com outras estações que estejam a emitir na mesma frequência. 
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Estabilidade e Instabilidade da Atmosfera 
Fala-se de Estabilidade quando determinada situação sofre uma alteração e tende naturalmente para o 
seu estado inicial; em oposição, fala-se de Instabilidade quando determinada situação sofre uma 
alteração e tende a evoluir no mesmo sentido [ver Caixa 7]. 
 
A existência, ou não, de Estabilidade Estática na atmosfera depende da taxa de variação da 
temperatura com a altitude. Nas camadas onde esta taxa é negativa e, portanto, se verifica um 
decréscimo da temperatura com a altitude, verifica-se uma situação de Instabilidade Estática em que os 
movimentos verticais ascendentes se encontram favorecidos; caso contrário, ou seja, quando a 
temperatura aumenta com a altitude, tem-se Estabilidade Estática. Desta forma, o movimento vertical é 
favorecido na Troposfera e na Mesosfera, zonas com menor estabilidade estática, e dificultado na 
Estratosfera e na Termosfera, zonas de grande estabilidade. 
Conforme referido anteriormente, é na Troposfera que ocorrem a maior parte dos eventos 
meteorológicos mais relevantes. É, também, nesta camada que ocorre a libertação de efluentes gasosos 
provenientes das chaminés industriais e dos escapes dos veículos motorizados e é, obviamente, esta 
camada que os seres vivos utilizam para extrair o ar de que necessitam para respirar. Por tudo isto, e 
uma vez que a estabilidade atmosférica interfere nas condições meteorológicas e na dispersão de 
poluentes, é fundamental a sua compreensão nesta camada. 
 
Caixa 7 – Imagine-se uma bola em repouso numa superfície côncava. Se lhe aplicarmos uma força, 
causamos-lhe movimento mas ela tenderá para a posição inicial: 
 Estabilidade 
Imagine-se agora que a bola se encontra em repouso sobre uma superfície convexa. Se lhe 
aplicarmos uma força, causamos-lhe movimento e ela já não tenderá para a posição inicial: 
 Instabilidade 
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Para o efeito, torna-se necessário compreender alguns conceitos, nomeadamente o de Gradiente 
Adiabático Seco, Gradiente Adiabático Húmido, Gradiente Ambiental e Altura da Camada de Mistura. 
Um gradiente térmico é usualmente representado pela letra grega ΓΓΓΓ e corresponde à variação da 
temperatura com a altitude. Se representarmos a variação por , a temperatura por T e a altitude por z, 
vem 
z
T
∆
∆
=Γ
 [3] 
Gradiente Adiabático Seco (ΓΓΓΓd) – Na maior parte dos casos, uma partícula de ar não troca calor através 
das suas fronteiras. Deste modo, uma partícula de ar que esteja mais quente que a sua envolvente não 
transfere calor para a atmosfera. Qualquer alteração de temperatura que ocorra no interior da partícula 
é devida a aumentos ou diminuições da actividade molecular no seu interior. Estas alterações ocorrem 
adiabaticamente e são essencialmente causadas por alterações da pressão atmosférica, à medida que a 
partícula se move. Um processo adiabático é aquele em que não existe transferência de calor nem de 
massa através da fronteira da partícula de ar. Desta forma, compressão resulta num aquecimento e 
expansão resulta em arrefecimento. Conforme representado na Figura 5, uma partícula de ar seco a 
subir na atmosfera arrefece a uma taxa de 9.8 ºC/km; da mesma forma, uma partícula de ar seco a 
descer na atmosfera aquece a uma taxa de 9.8 ºC/km, pelo que o Gradiente Adiabático Seco é ±9.8 
ºC/km, consoante a partícula esteja a descer (aquecer) ou a subir (arrefecer), respectivamente. 
 
 
Figura 5 – Uma partícula de ar ascendente expande e arrefece; uma partícula de ar descendente 
comprime e arrefece (Adaptada de Meteorology Today, C. Donald Ahrens) 
 
O Gradiente Adiabático Seco, representado na Figura 6, é independente da temperatura ambiente e é 
de enorme relevância na determinação da estabilidade da atmosfera. 
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Figura 6 - Gradiente Adiabático 
Seco 
Gradiente Adiabático Húmido (ΓΓΓΓw) – Ao subir na atmosfera, uma partícula de ar que contenha vapor de 
água vai arrefecer consoante o gradiente adiabático seco até atingir a temperatura de condensação 
(Ponto de Orvalho). Neste ponto, a pressão do vapor de água iguala a pressão de saturação de vapor do 
ar, e parte do vapor de água começa a condensar. A condensaçãoliberta o calor latente da partícula 
provocando uma desaceleração na taxa de arrefecimento; a taxa de arrefecimento resultante 
denomina-se Gradiente Adiabático Húmido. Ao contrário do anterior, este novo gradiente não é 
constante, dependendo da temperatura e da pressão. Todavia, na Troposfera média assume valores na 
ordem dos -6 a -7 ºC/km (Figura 7). 
 
Figura 7 - Gradiente Adiabático Húmido 
 
Considere-se novamente a Figura 6 e admita-se que o vento sopra de Norte. Nestas condições, a 
encosta virada a Norte, correspondente à encosta situada a montante da direcção do vento, apresenta 
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teores de humidade muito superiores aos que se verificam na encosta virada a Sul. Esta situação 
encontra-se ilustrada mais adiante, no Exemplo 6. 
Gradiente Ambiental (ΓΓΓΓe) – Variação da temperatura ambiente com a altitude (Figura 8). Resulta de 
interacções complexas de factores meteorológicos, decrescendo, regra geral, com a altitude. É 
particularmente importante nos movimentos verticais da atmosfera, uma vez que é a temperatura 
ambiente que determina a extensão da subida ou descida de uma partícula de ar [ver Caixa 8]. 
 
Figura 8 - Exemplo de um Gradiente Ambiental 
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Altura da Camada de Mistura – Massa de ar compreendida entre a superfície e a altura à qual ocorre a 
intersecção da Adiabática Seca com “linha” do Perfil Vertical da Temperatura Ambiente (Figura 9). 
Quanto mais elevada for a altura da camada de mistura, maior será o volume de ar onde os poluentes se 
vão poder dispersar. 
Façamos uma analogia entre a partícula de ar e um balão, conforme exemplificado na Figura 10. Em 
qualquer das situações o balão foi cheio ao nível da superfície com ar a 30 ºC e libertado a uma altitude 
de 1 km. O ar do balão vai expandir e arrefecer para aproximadamente 20 ºC. Na situação A, o balão vai 
continuar a subir porque o seu ar está a uma temperatura superior e é menos denso que o ar 
envolvente. Na situação B, o balão vai descer porque o seu ar está a uma temperatura inferior e é mais 
denso que o ar envolvente. Na situação C, o balão não sobe nem desce porque o seu ar está à mesma 
temperatura e densidade que o ar envolvente. 
 
 
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Figura 9 - Altura da Camada de Mistura 
 
Figura 10 - Relação entre o gradiente 
adiabático e a temperatura ambiente 
 
 
 
 
 
 
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Estabilidade Atmosférica 
O grau de estabilidade estática da atmosfera é determinado pela diferença de temperatura de uma 
partícula de ar e a sua envolvente. Como vimos anteriormente, esta diferença pode originar 
movimentos verticais da partícula (pode subir ou descer). 
De acordo com o princípio de Arquimedes, um objecto imerso num fluido provoca um deslocamento 
parcial desse fluido e resultam forças de impulsão a actuar sobre o objecto: 
g
m
F
o
fo
.
ρ
ρρ −
=
 [4] 
Onde: 
- 
m
F
 representa a aceleração do objecto (F representa a Força de Impulsão e m a massa do objecto); 
- 
oρ representa a densidade do objecto; 
- 
fρ representa a densidade do fluido; 
- 
28.9 −= msg
 representa a aceleração da gravidade. O sinal negativo indica que esta aceleração é 
direccionada para baixo. 
Este princípio é obviamente válido para partículas de ar a moverem-se na atmosfera. Neste caso o fluido 
é a atmosfera e o objecto é a partícula de ar. Se considerarmos o ar como um gás perfeito, é válida a Lei 
dos Gases Ideais: 
RTP ρ= [5] 
Onde: 
- 
P representa a pressão, em Pa; 
- 
ρ representa a densidade, em kgm-3; 
- 
11
..053.287 −−= KkgJR
 representa a constante dos gases ideais para ar seco; 
- 
T representa a temperatura, em K. 
 
 
 
 
 
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Rearranjando a Equação [5] em ordem a 
partícula de ar se encontra à mesma pressão que o ar envo
g
T
TT
m
F
e
pe
.
−
=
 
Onde e
T
 e p
T
 representam, respectivamente, as temperaturas absolutas do ar ambiente e da 
partícula, à mesma altitude ou à mesma pressão.
O valor positivo, neutro ou negativo da aceleração da partícula 
atmosfera estaticamente instável, neutra ou estável, respectivamente.
Instabilidade – Conforme já foi referido, uma partícula de ar ascendente arrefece segundo a adiabática 
seca até atingir o ponto de orvalho, nível a partir do qual vai arrefecer segundo a adiabática húmida. 
Conforme representado na Figura 11, pode acontecer que a taxa d
ambiente seja superior ao gradiente adiabático seco, pelo que a partícula de ar permanece mais quente 
que o ar envolvente. Nestas condições fala
Figura 11 - Gradiente Superadiabático
À medida que o ar sobe, move
Nestas condições, os movimentos verticais ascendentes e descendentes estão favorecidos e verifica
uma considerável mistura vertic
ambiente e segundo a adiabática seca. Na Figura 12 exemplificam
intensa. 
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Rearranjando a Equação [5] em ordem a ρ e substituindo na Equação [4], assumindo ar seco e que a 
partícula de ar se encontra à mesma pressão que o ar envolvente, obtém-se a expressão [6]:
 [6] 
representam, respectivamente, as temperaturas absolutas do ar ambiente e da 
partícula, à mesma altitude ou à mesma pressão. 
vo, neutro ou negativo da aceleração da partícula 






m
F
 indica se estamos perante uma 
atmosfera estaticamente instável, neutra ou estável, respectivamente. 
Conforme já foi referido, uma partícula de ar ascendente arrefece segundo a adiabática 
seca até atingir o ponto de orvalho, nível a partir do qual vai arrefecer segundo a adiabática húmida. 
Conforme representado na Figura 11, pode acontecer que a taxa de arrefecimento da temperatura 
ambiente seja superior ao gradiente adiabático seco, pelo que a partícula de ar permanece mais quente 
que o ar envolvente. Nestas condições fala-se de Gradiente Superadiabático. 
 
Gradiente Superadiabático 
À medida que o ar sobe, move-se ar frio para baixo que pode ser aquecido pela superfície e subir. 
Nestas condições, os movimentos verticais ascendentes e descendentes estão favorecidos e verifica
uma considerável mistura vertical. O grau de instabilidade depende da diferença de temperaturas 
ambiente e segundo a adiabática seca. Na Figura 12 exemplificam-se condições de instabilidade fraca e 
e substituindo na Equação [4], assumindo ar seco e que a 
se a expressão [6]: 
representam, respectivamente, as temperaturas absolutas do ar ambiente e da 
indica se estamos perante uma 
Conforme já foi referido, uma partícula de ar ascendente arrefece segundo a adiabática 
seca até atingir o ponto de orvalho, nível a partir do qual vai arrefecer segundo a adiabática húmida. 
e arrefecimento da temperatura 
ambiente seja superior ao gradiente adiabático seco, pelo que a partícula de ar permanece mais quente 
se ar frio para baixo que pode ser aquecido pela superfície e subir. 
Nestas condições, os movimentos verticais ascendentes e descendentes estão favorecidos e verifica-se 
al. O grau de instabilidade depende da diferença de temperaturas 
se condições de instabilidade fraca e 
Módulo 2 – Atmosfera 
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Figura 12 - Condições de Instabilidade
As condições de instabilidade geralmente ocorrem em dias de céu limpo, com forte insolação, ou na 
presença de Ciclones, caracterizados pela subida dear, nuvens e precipitação.
Condições Neutras – Ocorrem quando o gradiente adiabático seco coincide com o perfil vertical
temperatura ambiente, limitando os movimentos verticais da massa de ar (Figura 13). Estas situações 
tendem a verificar-se em dias ventosos ou em situações de forte nebulosidade que impedem tanto o 
aquecimento como o arrefecimento da superfície.
Figura 13 - Condições Neutras 
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Condições de Instabilidade 
e instabilidade geralmente ocorrem em dias de céu limpo, com forte insolação, ou na 
presença de Ciclones, caracterizados pela subida de ar, nuvens e precipitação. 
Ocorrem quando o gradiente adiabático seco coincide com o perfil vertical
temperatura ambiente, limitando os movimentos verticais da massa de ar (Figura 13). Estas situações 
se em dias ventosos ou em situações de forte nebulosidade que impedem tanto o 
aquecimento como o arrefecimento da superfície. 
 
e instabilidade geralmente ocorrem em dias de céu limpo, com forte insolação, ou na 
Ocorrem quando o gradiente adiabático seco coincide com o perfil vertical da 
temperatura ambiente, limitando os movimentos verticais da massa de ar (Figura 13). Estas situações 
se em dias ventosos ou em situações de forte nebulosidade que impedem tanto o 
 
Módulo 2 – Atmosfera 
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Estabilidade (Figura 14)– Quando a taxa do perfil vertical da temperatura ambiente é inferior ao 
gradiente adiabático seco, o ar é estável e resiste aos movimentos verticais – Gradiente Subadiabático. 
Estas condições tendem a ocorrer em noites com pouco ou nenhum vento. 
 
Figura 14 - Condições de Estabilidade 
Estabilidade e Instabilidade Condicionais – Até aqui assumiu-se que a partícula de ar sobe segundo a 
adiabática seca. No entanto, muitas vezes, a partícula de ar fica saturada (atinge o ponto de orvalho) e 
começa a arrefecer mais lentamente, segundo a adiabática húmida. Esta alteração na taxa de 
arrefecimento pode alterar as condições de estabilidade (Figura 15). 
 
Figura 15 - Estabilidade condicionada 
 
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Instabilidade Condicionada ocorre quando a taxa de arrefecimento da temperatura ambiente é 
superior ao gradiente adiabático húmido mas inferior ao gradiente adiabático seco. Acima do nível de 
condensação verificam-se condições estáveis e abaixo verificam-se condições instáveis. 
Seguidamente, apresentam-se cinco exemplos práticos para a determinação da Estabilidade 
Atmosférica, um exemplo de alterações na humidade e temperatura de uma massa de ar devido à 
orografia (presença de uma montanha) e um último relacionado com o desenvolvimento de nuvens. 
 
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Exemplo 1: 
 
 
Análise do Exemplo 1: 
- Determina-se o gradiente ambiental; 
- Analisa-se a subida da partícula segundo a adiabática seca (Γd): 
1. Subida adiabática da partícula até 1 km e comparação da sua temperatura com a 
temperatura ambiente: mais quente; 
2. Avaliar se a partícula, mais quente que o ar envolvente, tem tendência para subir ou para 
descer: sobe; 
3. Averiguar se o movimento continua na direcção inicial: sim. 
⇒ atmosfera Instável. 
- Repetir os passos anteriores para uma subida segundo a adiabática húmida (Γm). 
⇒ atmosfera Instável. 
Então a Atmosfera é Absolutamente Instável. 
Esta situação verifica-se quando o gradiente ambiental (Γe) é superior aos gradientes adiabáticos 
seco e húmido: 
ΓΓΓΓe > ΓΓΓΓd, ΓΓΓΓm 
 
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Exemplo 2: 
 
 
Análise do Exemplo 2: 
- Determina-se o gradiente ambiental; 
- Analisa-se agora uma situação em que a partícula se encontra a 2 km de altitude e 
consideramos a descida da partícula segundo a adiabática seca (Γd): 
1. Descida adiabática da partícula até 1 km e comparação da sua temperatura com a 
temperatura ambiente: mais fria; 
2. Avaliar se a partícula, mais fria que o ar envolvente, tem tendência para subir ou para 
descer: desce; 
3. Averiguar se o movimento continua na direcção inicial: sim. 
 ⇒ atmosfera Instável. 
 
∴∴∴∴ Instável aplica-se tanto a movimentos ascendente como descendentes de ar. 
 
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Exemplo 3: 
 
 
Análise do Exemplo 3: 
- Determina-se o gradiente ambiental; 
- Analisa-se a subida da partícula segundo a adiabática seca (Γd): 
1. Subida adiabática da partícula até 1 km e comparação da sua temperatura com a 
temperatura ambiente: mais fria; 
2. Avaliar se a partícula, mais fria que o ar envolvente, tem tendência para subir ou para 
descer: desce; 
3. Averiguar se o movimento continua na direcção inicial: não. 
 ⇒ atmosfera Estável. 
- Repetir os passos anteriores para uma subida segundo a adiabática húmida (Γm). 
⇒ atmosfera Estável. 
Então a Atmosfera é Absolutamente Estável. 
Esta situação verifica-se quando o gradiente ambiental (Γe) é inferior aos gradientes adiabáticos 
seco e húmido: 
ΓΓΓΓe < ΓΓΓΓd, ΓΓΓΓm 
 
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Exemplo 4: 
 
Análise do Exemplo 4: 
- Determina-se o gradiente ambiental; 
- Analisa-se a subida da partícula segundo a adiabática seca (Γd): 
1. Subida adiabática da partícula até 1 km e comparação da sua temperatura com a 
temperatura ambiente: mais fria; 
2. Avaliar se a partícula, mais fria que o ar envolvente, tem tendência para subir ou para 
descer: desce; 
3. Averiguar se o movimento continua na direcção inicial: não. 
 ⇒ atmosfera Estável. 
- Repetir os passos anteriores para uma subida segundo a adiabática húmida (Γm). 
⇒ atmosfera Instável. 
Então a Atmosfera é Condicionalmente Estável. 
Esta situação verifica-se quando o gradiente ambiental (Γe) é inferior ao gradiente adiabático 
seco mas superior ao gradiente adiabático húmido: 
 ΓΓΓΓd > ΓΓΓΓe > ΓΓΓΓm 
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Exemplo 4: 
 
Análise do Exemplo 4: 
- Determina-se o gradiente ambiental; 
- Analisa-se a subida da partícula segundo a adiabática seca (Γd): 
4. Subida adiabática da partícula até 1 km e comparação da sua temperatura com a 
temperatura ambiente: mais fria; 
5. Avaliar se a partícula, mais fria que o ar envolvente, tem tendência para subir ou para 
descer: desce; 
6. Averiguar se o movimento continua na direcção inicial: não. 
 ⇒ atmosfera Estável. 
- Repetir os passos anteriores para uma subida segundo a adiabática húmida (Γm). 
⇒ atmosfera Instável. 
Então a Atmosfera é Condicionalmente Estável. 
Esta situação verifica-se quando o gradiente ambiental (Γe) é inferior ao gradiente adiabático 
seco mas superior ao gradiente adiabático húmido: 
 ΓΓΓΓd > ΓΓΓΓe > ΓΓΓΓm 
Exemplo 5: 
 
Análise do Exemplo 5: 
- Determina-se o gradiente ambiental; 
- Analisa-se a subida da partícula segundo a adiabática seca (Γd): 
1. Subida adiabática da partícula até 1 km e comparação da sua temperatura com a 
temperatura ambiente: igual; 
2. Avaliar se a partícula, à mesma temperatura que o ar envolvente, tem tendência para 
subir ou para descer: nenhuma; 
3. Averiguar se o movimento continua na direcção inicial ou na contrária: nenhuma. 
 ⇒ atmosfera Neutra. 
- Repetir os passos anteriores para uma subida segundo a adiabática húmida (Γm). 
⇒ atmosfera Instável. 
Então a Atmosfera é Neutra para uma partícula seca e Instável para uma partícula saturada. 
Esta situação verifica-se quando o gradiente ambiental (Γe) coincide com o gradiente adiabático 
seco mas é superior ao gradienteadiabático húmido: 
ΓΓΓΓe = ΓΓΓΓd > ΓΓΓΓm 
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Exemplo 6 – Ascensão Orográfica 
Ocorre quando uma massa de ar húmido é forçada a subir a encosta de uma montanha: 
 
 
1 - 2: A massa de ar inicia a subida adiabática seca sobre a encosta da montanha e arrefece; 
2 - 3: Aos 1000 m de altitude atinge o nível de saturação e passa a subir segundo a adiabática 
húmida. A taxa de arrefecimento diminui devido ao calor latente libertado na 
condensação e ocorre a formação de nuvens e eventual precipitação; 
3 – 4: À medida que o ar desce na encosta oposta, aquece de acordo com o gradiente adiabático 
seco. Desta forma, o vento torna-se mais seco e quente que inicialmente 1). 
∴∴∴∴ Na encosta a jusante (barlavento) o ar é frio e húmido. 
Na encosta a montante (sotavento) o ar é quente e seco e existe uma região muito seca 
onde não chove. 
1) Nos Alpes (Europa) este vento seco e quente designa-se Foehn e nas Montanhas Rochosas (Estados 
Unidos) designa-se Chinook, à semelhança dos índios que habitavam esta região. 
0
1000
2000
3000
-15 -10 -5 0 5 10 15 20
Temperatura [ºC]
Altitude [m]
Aquecimento segundo o 
Gradiente Adiabático Seco
Arrefecimento segundo o 
Gradiente Adiabático Húmido
1
2
3
4
Arrefecimento segundo o 
Gradiente Adiabático Seco
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Exemplo 7 – Nível de Condensação por Ascensão 
Corresponde à altitude a que as nuvens se começam a formar: 
 
Figura adaptada de John Wiley & Sons, Inc. 
- Determina-se o gradiente ambiental; 
- Analisa-se a subida da partícula segundo a adiabática seca (Γd): 
1. Subida adiabática da partícula até 1 km e comparação da sua temperatura com a 
temperatura ambiente: mais quente; 
2. Avaliar se a partícula, mais quente que o ar envolvente, tem tendência para subir ou para 
descer: sobe; 
3. Averiguar se o movimento continua na direcção inicial: sim. 
⇒ atmosfera Instável. 
- A 1 km de altitude o ar torna-se saturado e a partícula passa a subir segundo a adiabática 
húmida (Γm). 
- Repetindo os passos anteriores, agora acima de 1 km, verifica-se que a atmosfera permanece 
Instável. De facto, ainda se torna mais instável. 
- As condições favoráveis para o desenvolvimento de nuvens ocorrem em situações de 
Instabilidade com Ar Quente e Húmido, comuns nas regiões tropicais. 
Módulo 2 – Atmosfera 
31 
 
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Inversões Térmicas – Quando a temperatura aumenta com a altitude (Figura 16). Esta situação ocorre 
com frequência mas é geralmente confinada a uma pequena camada. As plumas que são emitidas numa 
camada de inversão não se dispersam tanto quando são transportadas pelo vento. As plumas que são 
emitidas acima ou abaixo da camada de inversão não se conseguem dispersar nesta camada, ficando 
encurraladas acima ou abaixo da camada de inversão. Elevadas concentrações de poluentes 
atmosféricos são frequentemente associados a inversões térmicas, uma vez que estas inibem a 
dispersão da pluma. 
 
Figura 16 - Inversão Térmica 
Exemplo 7 – Nível de Condensação (continuação) 
Desta forma, muito embora os movimentos convectivos (subida/descida de ar) possam estar a 
ocorrer, só nos apercebemos deles quando observamos a formação de nuvens no Nível de 
Condensação por Ascensão(1). 
 
 
Figura adaptada de John Wiley & Sons, Inc. 
 
(1) O Nível de Condensação por Ascensão é frequentemente designado pela abreviatura LCL – 
Lifting Condensation Level. 
Módulo 2 – Atmosfera 
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Existem essencialmente 4 tipos de inversões térmicas, causados por diferentes interacções 
atmosféricas, e que podem persistir por diferentes períodos de tempo. 
1. Radiação – É a forma mais comum de inversão à superfície e ocorre quando a superfície do planeta 
arrefece rapidamente, causando o arrefecimento mais lento da camada de ar próxima da superfície. 
Este tipo de inversões tende a ocorrer nas madrugadas de dias de céu limpo e ventos calmos. Após o 
nascer do Sol, os poluentes encurralados pela inversão são rapidamente dispersos através de 
movimentos verticais anulando-se a inversão que, neste caso, é de curta duração. 
Todavia, nalguns casos, o aquecimento diário não é suficiente para dissipar a inversão por radiação 
como acontece, por exemplo, quando se forma nevoeiro que impede a radiação de atingir a superfície. 
Nestas situações, a inversão pode subsistir por vários dias, particularmente em vales. Nestes locais, é 
aconselhável que as chaminés tenham altura suficiente para emitir os poluentes acima da camada de 
inversão. 
 
Figura 17 - Inversão por Radiação. Ciclo diurno. 
2. Subsidiência – Este tipo de inversão está geralmente associado a Anticiclones (o ar desce e afasta-se do 
centro com um movimento rotacional no sentido dos ponteiros do relógio). Este fluxo de ar 
descendente provoca a subida da pressão na massa de ar abaixo, comprimindo-a e provocando o seu 
aquecimento segundo a adiabática seca. 
Módulo 2 – Atmosfera 
33 
 
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Figura 18 - Inversão por Subsidiência 
 
 
 
Durante o dia, a inversão assim formada encontra-se frequentemente algumas centenas de metros 
acima da superfície (Figura 18). Durante a noite, devido ao arrefecimento da camada de ar junto à 
superfície, é frequente a base da camada de inversão descer, chegando a atingir o nível da superfície. De 
facto, em dias sem nuvens, característicos dos Anticiclones, estão reunidas as condições para a 
formação de inversão por radiação, pelo que pode ocorrer uma inversão junto à superfície à noite e 
uma inversão mais elevada durante o dia. Este tipo de inversões pode durar por diversos dias. 
3. Frentes – À passagem de uma Frente, a massa de ar quente sobrepõe-se à massa de ar frio. Desta 
forma, os movimentos verticais na camada fria, mais próxima da superfície, são diminutos. A 
intensidade da inversão depende da diferença de temperaturas entre as duas massas de ar. Como as 
frentes se movem horizontalmente, a inversão dura pouco, e a ausência de movimentos verticais é 
compensada pelos ventos geralmente associados à passagem de uma frente. No entanto, quando as 
frentes se tornam estacionárias, as condições de inversão podem prolongar-se. 
 Figura 19 - Inversão devida a Frente Fria 
Módulo 2 – Atmosfera 
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4. Advecção – Inversões geralmente associadas a fluxos horizontais de ar quente. Quando uma massa de 
ar se move sobre uma superfície fria, o ar mais próximo da superfície arrefece devido aos mecanismos 
de condução e convecção (parte esquerda da Figura 20). Este tipo de inversões é mais provável de 
ocorrer no Inverno com a passagem de massas de ar quente sobre superfícies cobertas de neve ou 
muito frias. 
Pode ainda ocorrer inversão por advecção quando uma massa de ar quente é forçada a subir sobre uma 
massa de ar mais fria (parte direita da Figura 20). 
 
 
Figura 20 - Inversão por Advecção 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Módulo 2 – Atmosfera 
35 
 
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BIBLIOGRAFIA 
• Ahrens, C. Donald (2000), “Meteorology Today – An Introduction to Weather, Climate, and the 
Environment”, 6ª Edição, Brooks/Cole 
• Stull, Rolland B. (2000), “Meteorology for Scientists and Engineers”, 2ª Edição, Brooks/Cole 
• Air Quality Meteorology - A Developmental Course of the US Environmental Protection Agency in 
conjunction with the US National Oceanic and AtmosphericAdministration - 
http://www.shodor.org/metweb/ 
• Natural Environments: The Atmosphere GG 101 – Spring 2004 - Boston University - Lecture 14: Stability 
• http://www.epa.gov/