TERMODINÂMICA E
ESTÁTICA DA ATMOSFERA
Capítulo 2 – Vianello & Alves
Meteorologia Básica e
Aplicações
INTRODUÇÃO
• A atmosfera é uma imensa máquina térmica,
cuja principal fonte de calor é a energia solar.
• Apenas 2% da energia solar é convertida em
energia mecânica (circulação geral da
atmosfera, ventos, nuvens, tempestades etc)
• A termodinâmica é o estudo das trocas de calor
e trabalho num determinado sistema, portanto é
fundamental para o estudante de Meteorologia
• Como o estado térmico de qualquer porção da
atmosfera determina o seu peso, uma especial
atenção será dedicada à estática da atmosfera.
• A dinâmica da atmosfera será objeto de outro
capítulo
• TEMPERATURA: é uma medida do grau de
agitação das moléculas de um gás: a energia
cinética média de cada gás varia diretamente
com a sua temperatura
• Escalas termométricas mais comuns: Celsius,
Kelvin e Fahrenheit
• Tc = 5 . (Tf – 32) /9
• Tk = Tc + 273,15
• Ex: transformar 70°F para as demais escalas
• MASSA ESPECÍFICA:A massa específica
(ou densidade absoluta) de uma substância
representa a massa de tal substância
contida numa unidade de volume.
• Ex: nas condições normais de temperatura
e pressão (O°C e 1 atm) a massa específica
do ar atmosférico é de 1,3kg/m3
• PRESSÃO (P) é uma grandeza escalar que
mede a força (F) exercida sobre a unidade de
área (A) de uma superfície:
• em meteorologia a P resulta da ação do ar
atmosférico sobre os corpos nele
mergulhados. A força F corresponderá ao peso
da coluna de ar que existe sobre o corpo
considerado e A a área da secção transversal
de tal coluna.
• a P atm dependerá da altura, da temperatura,
da umidade etc.
• desempenha papel importantíssimo no
comportamento e no deslocamento das massas
de ar
• A pressão atmosférica é calculada como
sugerido por Torricelli, no século XVII, como
sendo igual à pressão exercida por uma coluna
de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera.
• A pressão atmosférica é calculada como
sugerido por Torricelli, no século XVII, como
sendo igual à pressão exercida por uma coluna
de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera.
• Segundo a Lei de Stevin que garante não
haver diferença de pressão entre dois pontos
situados à mesma altura em um mesmo fluido
em equilíbrio hidrostático
PA = PB = Peso da coluna de mercúrio
Área da secção transversal do tubo
PA =  V g =  A h g
A
A
PA =  h g
• Sendo h a altura da coluna de mercúrio,  a
massa específica do mercúrio (13,596 g/m3) e
g a aceleração da gravidade (9,8 m/s2)
• Como  e g são praticamente constantes é
comum expressar a pressão em altura de
coluna de mercúrio – mmHg ou cmHg
• Tabela 10, pag 48
760 mmHg = 1 atm = 1013,25 mb
= 1013,25 hPa = 1013,25 x 102 Pa
= 760 Torr = = 1,04 x 10–2 lbf / ft3
em meteorologia o milibar (mb) é a unidade mais
utilizada e no SIU (sistema internacional de
unidades) é o hPa
1 Pa = 1 N / m2
1 N = 1 kg. m / s2
dyn = g. cm / s2
EXERCÍCIO:
A altura da coluna de mercúrio de um barômetro
colocado ao nível do mar, à latitude de 45°, em
que g = 9,806 m/s2, é de 76 cm. Determine a
pressão atmosférica em mmHg, Pascal
(N/m2), milibares (mb)
• VAPOR D’ÁGUA NA ATMOSFERA
• Com uma concentração quase nula nas regiões
desérticas e nos extremos polares, e de até 4% em
volume nas regiões tropicais quentes e úmidas, o
vapor d’água é um dos principais constituintes
atmosféricos.
• Exerce papel importante no balanço de energia
próximo à superfície do solo
• Sua presença é absolutamente indispensável para a
vida na terra.
• É elemento decisivo no ciclo hidrológico, quer
transferindo água da superfície para a atmosfera,
quer retornando, sob a forma líquida, como chuva.
• Atua como absorvedor de radiação infravermelha,
reemitindo-a em função de sua temperatura. Com
isso atua como agente termoregulador, impedindo
que a camada do solo se resfrie em demasia durante
a noite.
• Ao passar da fase líquida para a gasosa, abasorve
calor do ar circunvisinho, resfriando-o, e, ao
retornar da fase gasosa para a líquida , libera o
calor latente acumulado aquecendo assim a
atmosfera.
• Possuindo máximas concentrações nas regiões tropicais e
equatoriais úmidas e mínimas nas latitudes elevadas e
polares, acaba por estabelecer um fluxo de vapor d’água das
baixas para as altas latitudes e, ao condensar e precipitar,
aquece aquelas latitudes. Com isso o vapor d’água passa a
desempenhar um papel relevante no transporte do superavit
de calor tropical em direção aos pólos.
• Quando o ar é forçado a subir na atmosfera o vapor d’água
ao condensar desempenha duplo papel: forma pesadas nuvens
e transfere calor para a atmosfera superior alimentando
assim as chuvaradas intensas e ate mesmo furacões e os
tufões
• O VAPOR D’ÁGUA É A MAIOR FONTE DE CALOR
LATENTE NA ATMOSFERA TROPICAL
• PRESSÃO DE SATURAÇÃO DO VAPOR
D’ÁGUA
• Imagine um recipiente fechado contendo água
com um manômetro instalado, inicialmente não
existe água no recipiente e a pressão indicada
pelo manômetro é nula, a evaporação da água
ocorrerá até que o ambiente fique saturado e a
pressão interna indicada pelo manômetro será
então a pressão de saturação do vapor d’água.
• Esta pressão registrada é devida apenas ao
vapor d’água é denominada de
• pressão de saturação do vapor d’água.
• Seu valor varia com a temperatura em que
ocorre o processo, uma vez que ao elevar a
temperatura verificar-se-á que o ponteiro
continua a subir, até que se estabilize
novamente.
• Se a experiência for repetida com a presença
de ar atmosférico chegar-se-á ao mesmo
resultado.
• Os resultados permitem concluir que:
• a pressão de saturação do vapor d’água não
depende da pressão atmosférica, mas sim da
temperatura
• Como o vapor d’água é um dos constituintes
atmosféricos a soma das pressões parciais dos
diversos constituintes será igual a pressão
atmosférica de acordo com a Lei de Dalton
• É de grande importância prática determinar a
pressão de saturação do vapor d’água
• Através de considerações termodinâmicas rigorosas
pode-se chegar a eq. de Clausius-Clapeyron, a qual
fornece a declividade da reta tangente à curva de
saturação em um ponto qualquer:
d es = L es
dt
Rv T2
es = pressão de saturação do vapor d’água
L = calor latente de evaporação (2,5 x106 J . kg-1)
Rv = constante específica do vapor d’água (461,50 J.
kg-1. K-1)
T = temperatura em K.
• Existem na literatura várias formulas para o
calculo de es, obtidas por integrações diretas da
eq. Clausius-Clapeyron, uma delas é a de Magnus,
em que o calor latente é função linear da
temperatura
es = 10
(-2937,4/T – 4,9283 log T + 23,5470)
es em mb e T em K
• Expressões mais elaboradas como a de GoffGratch foram adotadas pela OMM (Organização
Meteorológica Mundial) como padrão para o
calculo de es
• A eq. proposta por TETENS apresenta ótimos
resultados quando comparada a de GoffGratch, podendo ser utilizada na maioria das
aplicações meteorológicas.
• EQUAÇÃO DE TETENS
para t  0°C
para t < 0°C
es em mb ou hPa
t em °C
• PRESSÃO REAL DE VAPOR D’ÁGUA
• A quantidade de vapor d’água é variável na
atmosfera podendo o ar esta ou não saturado.
• Caso o ar esteja saturado a pressão real (ou parcial)
corresponderá a pressão de saturação do vapor
d’água, que é função apenas da temperatura do ar.
• Caso o ar não esteja saturado a pressão real será
menor que a de saturação, à mesma temperatura.
• A RAZÃO PERCENTUAL ENTRE A PRESSÃO REAL
E DE SATURAÇÃO NOS DÁ A UMIDADE
RELATIVA DO AR, PODENDO VARIAR DE 0 A
100%.
• QUANTIFICAÇÃO DA UMIADE
ATMOSFÉRICA
• Parte 2