Climaeagricultura

8/4/2019 Climaeagricultura

1/15

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


2/15

2

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


3/15

3

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


4/15

4

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).


5/15

5

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


6/15

6

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

4

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.


7/15

7

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


8/15

8

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


9/15

9

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.


10/15

10

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


11/15

11

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


12/15

12

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


13/15

13

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


14/15

14

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


15/15

15

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.

Climaeagricultura

Documents

Transcript of Climaeagricultura