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8/4/2019 Climaeagricultura
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C L I M A E A G R I C U L T U R A
A vida na Terra existe numa zona estreita em que a Terra
e o seu envelope gasoso, a atmosfera, se encontram. Por isso,
as caractersticas da atmosfera determinam significativamente
os tipos de organismos que podem desenvolver-se em cada lugar,
em particular.
A condio global da atmosfera durante curtos perodos de
tempo, descrita como a combinao da sua temperatura, presso,
teor de humidade e movimento referida vulgarmente como o
tempo. O tempo , por conseguinte, o estado momentneo da at-
mosfera sobre um determinado lugar e o estudo dos aspectos
fsicos deste estado e dos acontecimentos com ele relacionados
o objecto da meteorologia.
A climatologia, por outro lado, descreve padres meteo-
rolgicos ao longo do tempo e do espao; assim, o clima um
compsito das condies meteorolgicas quotidianas, descritas
quer pelos seus valores mdios quer pela sua variabilidade.
principalmente o clima que d forma aos padres bsicos de es-
trutura e funo dos ecossistemas e assim, limita os tipos de
agroecossistemas que o homem pode estabelecer em substituio
dos ecossistemas naturais.
Na escala mais alargada, os meteorologistas e
climatologistas preocupam-se com os processos que determinam
padres de temperatura, precipitao e outras condies sobre
reas geogrficas extensas. A anlise destes processos meteo-
rolgicos em larga escala tem apenas o propsito de preparar a
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discusso dos climas regionais e das oportunidades agrcolas
por eles condicionadas.
PRINCIPAIS PROCESSOS METEOROLGICOS
Os principais processos meteorolgicos que determinam o
padro de distribuio dos climas sobre a superfcie da terra
so a radiao solar, a circulao atmosfrica e os mecanismos
da precipitao. Estes processos esto obviamente intimamente
correlacionados e actuam concertadamente na expresso do clima
regional.
RADIAO SOLAR
O sol a fonte primria de energia para quase todo o
trabalho realizado na ecosfera. A radiao solar espraia-se
ao longo de um largo espectro de radiao ultravioleta,
visvel e infravermelho prximo. (Ver fig. Espectro
radiao). O valor total da recepo de energia solar, medida
no topo da atmosfera de aproximadamente 2.00 cal/cm2/min1.
Este valor varia pouco ( 1%) e , por isso, conhecido como a
constante solar. A maior parte desta radiao ocorre nos
comprimentos de onda entre 0.2 e 3.0 m.
No topo da atmosfera, cerca de 7% da energia total
recebida radiao ultravioleta (< 0.4m), cerca de 50% est
concentrada na gama da radiao visvel (0.4 a 0.7 m) e a
radiao restante est na gama do infravermelho prximo (> 0.7
m).
1 A tendncia actual de padronizar o emprego de unidades de medida de grandezasfsicas, ao abrigo de convenes internacionais, recomenda o emprego de unidades SI (Sistme
International). Assim, dever-se- empregar W.m-2. Como cada W.m
-2equivale a 698 cal.cm
-2.min
a constante solar equivale a 2.86 x10-5 W.m-2
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Quando a radiao solar atravessa a atmosfera, certas
pores do espectro so reduzidas pela absoro por certos
constituintes da atmosfera. A maior parte da radiao
ultravioleta, por exemplo, absorvida pela camada de ozono da
estratosfera e certos comprimentos de onda na gama do
infravermelho prximo so selectivamente absorvidos pela gua,
pelo oxignio molecular e pelo dixido de carbono. Partculas
em suspenso na atmosfera, por exemplo, poeiras e fumo, so
responsveis por absoro de radiao quer visvel quer
infravermelha, reduzindo assim, significativamente a parte da
radiao solar incidente que atinge a superfcie terrestre.
Sob condies de cu limpo, ao nvel do mar, a radiao solar
incidente numa superfcie perpendicular ao fluxo de radiao
no ultrapassa em mdia mais do que 1.4 cal.cm-2.min
-1- uma
reduo de cerca de 30%.
A quantidade de radiao solar incidente na unidade de
superfcie por unidade de tempo, designada por irradincia,
tambm depende do ngulo de incidncia da radiao e do
comprimento do seu trajecto atravs da atmosfera (espessura da
atmosfera atravessada). Assim, medida que o ngulo de
incidncia diminui, a radiao incidente espalha-se por uma
superfcie maior, do que resulta uma menor quantidade de
radiao por unidade de superfcie (lei de Beer ou do coseno)
(ver fig.). Os raios oblquos tambm tm que atravessar uma
camada de atmosfera mais espessa e como resultado, esto
sujeitos a uma maior depleo por aco da absoro
diferencial por gazes atmosfricos e partculas em suspenso
(gotculas de gua, poeiras, etc.). Uma vez que o comprimento
do dia e a variao do ngulo de incidncia so idnticos para
todos os lugares com a mesma latitude, todos recebem
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potencialmente a mesma quantidade de radiao solar2. Contudo,
a insolao diminui medida que a latitude aumenta, donde
locais a maiores latitudes recebem menor energia solar do que
os locais a menores latitudes.
As variaes estacionais na distribuio da radiao
solar sobre a superfcie da terra so consequncia da
inclinao do eixo de rotao e da revoluo da Terra em torno
do Sol. Assim, ao longo do ano, a zona de mxima insolao
oscila para Norte e para sul do Equador em relao com o
ngulo de incidncia dos raios solares e com a durao do dia.
Isto d origem a uma srie de curvas de insolao global que
caracterizam a progresso estacional da insolao a diferentes
latitudes (ver Fig.). A zona situada entre 23 27 N e S
(zona intertropical) recebe um nvel quase constante e elevado
de radiao solar com uma variao estacional mnima.
Contudo, mesmo entre os trpicos h dois perodos de insolao
mxima que coincidem com a passagem (aparente) do Sol
directamente por cima. Nas latitudes mdias (entre 23 27 e
66 e 33) h um perodo de mxima insolao que corresponde
ao solstcio de Vero (21 de Junho) no Hemisfrio Norte e um
perodo de insolao mnima que corresponde ao solstcio de
Inverno (22 de Dezembro)3. A maior variao na insolao
ocorre a latitudes superiores a 66 33, onde a insolao
varia entre um mximo no solstcio de Vero (sol da meia
noite) e zero no solstcio de Inverno (noite permanente).
Da insolao que atinge a superfcie exterior da
atmosfera, cerca de 35 por cento reflectido para o espao
2 Esta radiao potencialmente recebida em qualquer lugar tambm chamada radiao ouinsolao astronmica e pode ser calculada em funo da latitude e da declinao solar que,por sua vez depende do dia do ano.
3 Claro que no Hemisfrio sul a situao se inverte. O solstcio de Inverno em Junhoe o de vero, em Dezembro).
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pelas nuvens, outros componentes da atmosfera e pela
superfcie terrestre (esta quantidade de radiao reflectida
de volta para o espao que constitui aquilo que se designa
pelo albedo terrestre). Cerca de 14 por cento absorvido
pela atmosfera (sobretudo pelo vapor de gua atmosfrico) e os
51% remanescentes so absorvidos pela superfcie terrestre
(massas de gua e superfcies continentais). A maior parte
destes 51% so devolvidos atmosfera sob a forma de radiao
de pequeno comprimento de onda ou de energia latente contida
na gua evaporada. De facto, a atmosfera recebe muito mais
calor sob estas formas do que directamente da energia solar
incidente. Contudo, a quantidade de radiao que atinge a
terra e se torna disponvel para aquecer a parte inferior da
atmosfera muito mais varivel do que a que atinge a
atmosfera exterior. As nuvens, por exemplo, reduzem marcada-
mente a quantidade de energia solar que realmente chega
superfcie terrestre. Esta variabilidade na insolao que
atinge a superfcie terrestre exerce uma influncia
determinante sobre o clima. Durante um perodo de cu limpo,
por exemplo, o cho aquece rapidamente constituindo um
reservatrio de calor que transfere calor para a atmosfera num
subsequente dia nublado. A superfcie da terra , assim,
imensamente importante no esquema global de transformaes de
energia. A extenso em que qualquer rea da superfcie
terrestre efectiva na absoro e re-radiao de energia
solar depende da natureza da superfcie em questo. Por
exemplo, a neve reflecte perto de 90% da radiao incidente,
enquanto que um solo negro reflecte apenas 10%. A gua, de um
modo geral reflecte mais radiao solar que o solo e, por sua
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vez, os solos cobertos de vegetao aquecem e arrefecem mais
lentamente do que os solos nus.
CIRCULAO ATMOSFRICA
A presso de um gs afectada pela sua temperatura. De
um modo simples, o ar quente menos denso que o ar frio; por
conseguinte, o ar quente sobe e substitudo por ar frio
descendente. Assim, mesmo que a superfcie da terra fosse
uniforme, as variaes estacionais e as diferenas
latitudinais na insolao criariam diferenas suficientes no
aquecimento das camadas inferiores da atmosfera, de modo a
gerar padres de circulao atmosfrica em larga escala.
Contudo, a superfcie da terra divide-se em partes desiguais
em terra e gua, cujas propriedades fsicas resultam num ainda
maior aquecimento diferencial, constituindo assim outra
influncia importante no movimento atmosfrico. O calor
especfico da gua
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cerca de 2.5 vezes superior ao do solo.Alm disso, o transporte de calor em meio lquido feito
sobretudo por conveco e turbulncia, enquanto que em meio
slido, sobretudo a conduo molecular que assegura a
transferncia de calor. Consequentemente, quer o aquecimento
quer o arrefecimento de uma superfcie aqutica so muito mais
lentos do que os de uma superfcie terrestre, resultando no
facto conhecido de que as oscilaes dirias e mesmo
estacionais da temperatura so muito menos pronunciadas sobre
massas de gua do que sobre massas continentais. Uma fraco
substancial da energia solar que chega Terra consumida
pela evaporao da gua contida no solo, de grandes massas de
gua e das folhas das plantas. Esta energia armazenada sob
a forma de energia latente, contudo, retornando atmosfera
4 Energia requerida para elevar a temperatura de um grama de gua de 1 C.
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sempre que h condensao de vapor de gua. Isto traduz-se
numa transferncia de energia das massas ocenicas, onde a
evaporao elevada, para as massas continentais, onde, por
seu lado, a condensao importante.
Embora a atmosfera tenda a arrefecer medida que o calor
radiado de volta para o espao, esta perda de calor
contrabalanada por uma transferncia de calor da superfcie
do solo para cima e pela condensao de vapor de gua nas
camadas inferiores. Esta transferncia ascensional de energia
a maior origem de combustvel para o motor trmico da
atmosfera.
Considerando as propriedades bsicas das troca de calor
entre a terra e a atmosfera, em termos do gradiente
latitudinal de insolao, torna-se claro que a tendncia da
natureza para o equilbrio criaria transferncias de energia
macias entre as regies equatoriais e polares, o que, por sua
vez, causa de movimentos atmosfricos em larga escala. O
maior aquecimento em torno do equador causa a expanso das
camadas de ar junto superfcie e a sua subida, formando
assim uma zona de baixas presses. O ar quente que sobe
substitudo por ar mais frio que se desloca, junto da
superfcie, na direco - equador, enquanto que as camadas
superiores, pelo contrrio, se deslocam do equador para os
plos. Por outro lado, porque a insolao muito baixa junto
aos plos, o ar, nessas regies, arrefece muito marcadamente
por radiao (de volta para o espao). O ar arrefecido desce
e flui em direco ao equador junto superfcie.
Contudo, a distncia entre a regio equatorial e as
regies polares suficientemente grande para impedir que a
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circulao se faa apenas deste modo unicelular. Em torno dos
trinta graus de latitude existe uma outra zona de ar frio
descendente e uma zona de ar quente ascendente junto dos 60
graus de latitude. Assim, o sistema de circulao atmosfrico
composto por vrias clulas de circulao (Fig.).
Estas clulas de circulao atmosfrica criam uma srie
de faixas latitudinais de circulao vertical que podem ser
verificadas superfcie como regies de diferente presso
atmosfrica. A presso atmosfrica normal, ou a fora que
aplicada sobre a superfcie terrestre por uma coluna de ar que
se estende desde o nvel do mar at ao topo da atmosfera,
suficiente para suportar uma coluna de mercrio de 760 mm de
altura (1013 mbar). Quando a atmosfera se contrai ou expande
em resposta a arrefecimentos ou aquecimentos,
respectivamente, a presso registada ao nvel do mar varia
entre cerca de 982 e 1033 mbar. O globo terrestre pode ento
ser dividido numa srie de bandas horizontais de baixas e
altas presses, alternadamente. Estas bandas, por sua vez,
quebrasse-se em consequncia de mudanas de presso que
correspondem a diferenas no aquecimento do ar sobre os
oceanos e os continentes. O padro global de presso
atmosfrica assim mais rigorosamente descrito como uma srie
de clulas de altas e baixas presses, alternadamente,
especialmente no Hemisfrio Norte, onde a topografia das
grandes massas continentais representa uma influncia muito
importante.
Do mesmo modo que a energia transferida entre corpos a
temperaturas diferentes, o ar desloca-se entre reas de
presses desiguais: este movimento o vento. Quanto maior
for o gradiente entre clulas de presso, mais rapidamente o
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ar se move de uma rea de alta presso para uma rea adjacente
de baixa presso. Se o gradiente de presso fosse o nico
factor determinante, os ventos soprariam sempre numa direco
perpendicular a linhas imaginrias ligando reas de igual
presso (isbaras). Contudo, a rotao da terra cria uma
segunda fora (fora de Coriolis) que deflecte o fluxo,
obrigando o vento a soprar numa direco oblqua relativamente
s isbaras. Assim, os ventos so deflectidos para a direita
de um gradiente de presso no Hemisfrio Norte e para a
esquerda no Hemisfrio Sul. A Norte do Equador, o ar que flui
de uma clula de altas presses deflectido no sentido dos
ponteiros do relgio, formando um sistema divergente chamado
um anticiclone. O ar que flui para uma clula de baixas
presses deflectido no sentido contrrio dos ponteiros do
relgio, formando um sistema convergente chamado ciclone.
(Fig.)
O efeito da fora de Coriolis no movimento atmosfrico em
larga escala, origina uma srie de zonas latitudinais onde se
podem identificar os ventos dominantes. (Fig.). Embora a
realidade seja mais complexa, este padro geral domina a
distribuio global de condies climticas. Alm da troca de
energia entre massas de ar, a frico entre o ar em movimento
e as superfcies ocenicas cria correntes martimas de
primeira grandeza que redistribuem a grande quantidade de
energia absorvida pelos oceanos tropicais. Todas as
interrelaes entre temperatura, presso e o movimento de
massas de ar, afecta no s a distribuio dos diferentes
regimes trmicos e os sistemas de ventos, mas tambm o padro
global dos movimentos de gua que estabelece a base do ciclo
hidrolgico.
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PRINCIPAIS MECANISMOS DA PRECIPITAO
A capacidade de um dado volume de ar conter vapor de gua
depende da sua temperatura e presso. A quantidade de vapor
de gua no ar em relao mxima quantidade de vapor de gua
que o ar pode conter a determinada temperatura chamada
humidade relativa (100% de humidade relativa corresponde
saturao). Temperatura e humidade relativa determinam assim,
a capacidade de dissecao ou o poder evaporativo de uma massa
de ar e afectam grandemente a taxa a que plantas e animais
perdem humidade ou calor. medida que uma massa de ar
arrefece, a sua capacidade de conter humidade diminui e,
portanto, a sua humidade relativa aumenta. Assim que o ar
atinge a saturao, no consegue arrefecer mais sem perder
parte da humidade que contm. A temperatura a que o vapor de
gua contido no ar comea a condensar chama-se ponto de
orvalho. As gotculas de gua que se condensam nas
superfcies mais frias do que o ar saturado circundante
constituem o orvalho e podem ser uma fraco significativa da
precipitao. assim claro que a gua resultante da
evaporao contida em massas de ar insaturado,
subsequentemente depositada sob uma das possveis formas de
precipitao (chuva, neve, orvalho, granizo) quando a massa de
ar arrefece suficientemente. O arrefecimento resulta
primariamente do contacto com uma superfcie adjacente mais
fria, do contacto ou mistura com uma massa mais fria, ou pelo
que conhecido como arrefecimento adiabtico, isto , a
mudana de temperatura que ocorre quando o ar sobe e se
expande. A taxa de arrefecimento adiabtico de uma massa de
ar insaturada de aproximadamente 1C por 100m de aumento de
altitude. Uma massa de ar mais quente e, portanto mais leve
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que o ar circundante tende a subir; medida que sobe,
expande-se e arrefece. A subida continua at que a sua
temperatura e presso igualem a do ar circundante. O
arrefecimento que da resulta pode reduzir a temperatura de um
extensa massa de gua abaixo do ponto de orvalho, provocando a
condensao de vapor de gua. Quase toda a precipitao que
ocorre na terra resulta do arrefecimento de ar ascendente. H
trs mecanismos que causam a subida de massas de ar e, apesar
de frequentemente, actuarem em conjunto, h a tendncia de
classificar a precipitao de acordo com o mecanismo
predominante de ascenso.
Precipitao convectiva
O ar superficial aquecido pelo oceano ou continente
subjacente expande-se e comea a subir atravs do ar mais
frio e mais pesado que o circunda. Porque o ar
ascendente arrefece a um ritmo cerca de duas vezes mais
rpido que o abaixamento normal de temperatura associado
com a altitude, pode atingir a mesma temperatura que o ar
circundante muito depressa, parando de subir. Todavia,
se a subida inicial for suficientemente importante para
baixar a temperatura abaixo do ponto de orvalho, a
condensao resultante aquece a massa de ar, dando origem
a que suba ainda mais. Esta forma de actividade
convectiva responsvel por trovoadas. Em muitas partes
do mundo, a precipitao convectiva a principal origem
de precipitao. frequentemente benfica porque est
geralmente associada a tempo quente, coincidindo com a
estao de crescimento da maior parte das plantas
cultivadas a precipitao conceptiva apresenta-se
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geralmente sob a forma de chuva intensa que pode
danificar quer a vegetao quer o solo.
Precipitao orogrfica
As massas de ar so tambm foradas a subir em
consequncia de caractersticas topogrficas, tais como
cadeias montanhosas, que se atravessam no seu percurso.
medida que o ar forado a subir, arrefece, causando
condensao. Onde quer que ao longo das margens
ocidentais dos continentes haja cadeias montanhosas
suficientemente altas, como acontece na Amrica do Norte
e do Sul, o ar hmido vindo do oceano produz elevada
precipitao nas encostas ocidentais. No lado oriental,
contudo, h uma zona de fraca precipitao, chamada
sombra de chuva, porque o ar desce e aquece acima do seu
ponto de orvalho. A precipitao associada a
caractersticas topogrficas frequentemente no apenas
orogrfica, mas resulta tambm duma interaco complexa
com correntes convectivas estimuladas pela topografia e a
convergncia de correntes de ar horizontais.
Precipitao frontal
Sempre que duas massas de ar convergem, inevitvel
algum movimento ascensional e o arrefecimento associado
pode causar precipitao. Quando as massas de ar
convergentes tm temperaturas semelhantes, como
frequentemente o caso na zona de convergncia equatorial,
os respectivos bordos so rapidamente deflectidos para
cima e a precipitao resultante intensa e de curta
durao. Nas temperaturas mdias as temperaturas das
massas de ar convergentes so frequentemente bastante
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diferentes. Quando isto acontece, o ar quente e hmido
cavalga sobre o ar frio e mais pesado. Ao contrrio da
ascenso convectiva, o ar quente sobe obliquamente e,
mais devagar sobre a espcie de cutelo formada pelo bordo
anterior da massa de ar frio. Esta subida e
arrefecimentos mais lentos, resultam numa precipitao
mais suave e de maior durao.
A distribuio da precipitao pela superfcie terrestre
depende largamente da circulao global da atmosfera. A chuva
nos trpicos, por exemplo, sobretudo convectiva e causada
pela convergncia dos ventos alsios que se neutralizam
mutuamente, causando uma total ausncia de vento por perodos
prolongados que constitua uma dificuldade importante
navegao vela. A convergncia dos alsios associada
conveco provocada pelo intenso aquecimento solar. medida
que o sol se move para norte ou para sul as zonas de
convergncia intertropical, mudam tambm, pelo que muitas
reas perto do equador tm duas estaes hmidas quando o sol
lhes est directamente por cima e duas estaes mais secas
quadro o sol est inclinado para norte ou para sul. Um pouco
mais longe do equador tende a predominar apenas uma nica
estao hmida quando o sol est directamente por cima e uma
estao seca quando o sol est do outro lado do equador.
Contudo, as massas continentais quentes tendem a produzir
clulas de baixas presses e o fluxo de ar martimo hmido
dirigindo-se para terra pode produzir um padro de
precipitao intensa durante todo o ano.
Na proximidade dos 30 de latitude norte e sul o ar
subsidente associado s clulas de altas presses subtropicais
seco e quente; as principais regies ridas do mundo esto
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por isso, localizadas nestas zonas. As massas continentais
sob estas latitudes so muito pouco influenciadas pela
precipitao provocada pela convergncia intertropical e as
zonas frontais que se situam em cada um dos lados na direco
dos plos. A margem virada para o equador ocasionalmente
influenciada por chuvas tropicais durante o vero e o outro
flanco recebe alguma precipitao durante o inverno causada
por frentes que descem em direco ao equador mais do que o
normal. Contudo, a maior parte da precipitao ocorre nas
plancies junto costa e no interior, que pode ser
extremamente seco, situam-se os grandes desertos do mundo (o
Sara e o Kalahari em frica, o Atacama (Chile) e o Sonora
(Mxico) na Amrica, o deserto da Arbia e do Mdio Oriente
(sia) e o interior do Continente Australiano.
As latitudes mdias (35 a 60) so muito influenciadas
pelos ventos de Oeste (Westerlies) e a alternncia de clulas
de altas e baixas presses que se movem de oeste para este, em
torno do globo. As tempestades ciclnicas associadas com
clulas de baixas presses, desenvolvem-se sobre os oceanos e
movem-se em direco aos continentes. As massas de ar
contrastantes de clulas adjacentes de altas e baixas presses
originam uma aprecivel troca de energia e precipitao
atravs de frentes que so varridas para este por uma
circulao ondulante no hemisfrio norte e por uma circulao
zonal e mais regular no hemisfrio sul. A circulao geral da
atmosfera e as zonas caractersticas de subida e descida de
massas de ar produzem uma srie de zonas gerais de
precipitao ilustradas na Figura.
As interrelaes entre oceanos e continentes, contudo,
provocam uma grande variedade de padres azonais. Por
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exemplo, as grandes clulas de muito baixas presses que se
desenvolvem no hemisfrio norte com oceanos mais frios nos
seus flancos meridionais produzem sistemas convectivos de
escala gigantesca. Estes sistemas, chamados mones, produzem
uma reverso regional dos ventos prevalecentes gerando grande
intensidade de precipitao durante os meses de vero.