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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PIAUÍ CAMPUS DE BOM JESUS
METEOROLOGIA
E CLIMATOGIA
AGRÍCOLA
Professor: Cláudio Ricardo da Silva
Bom Jesus- PI
2007
2
Conteúdo Capítulo 1. IMPORTÂNCIA DA METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA NA
AGRICULTURA ................................................................................................................... 4
Capítulo 2. RELAÇÕES ASTRONOMICAS: TERRA-SOL ................................................ 9
2.1 Composição química da atmosfera ............................................................................... 9
2.2 Perfil vertical da temperatura ..................................................................................... 14
2.3 Pressão atmosférica .................................................................................................... 16
2.4 Ajuste da pressão ao nível médio do mar. .................................................................. 19
2.5 Movimentos da terra ................................................................................................... 20
2.6 Sistemas de Coordenadas ........................................................................................... 24
2.7 Coordenadas Celestes ................................................................................................. 27
2.8 Declinação Solar ......................................................................................................... 30
2.9 Estações do ano .......................................................................................................... 33
2.10 Ângulo Zenital do Sol .............................................................................................. 34
2.11 Azimute Solar (α) ..................................................................................................... 37
2.12 Fotoperíodo ............................................................................................................... 39
Capítulo 3. RADIAÇÃO SOLAR ........................................................................................ 44
3.1 Espectro da radiação solar .......................................................................................... 45
3.2. Leis de Radiação – interações da energia radiante com os corpos ............................ 47
3.3 Constante Solar ........................................................................................................... 52
3.4 Irradiância solar extraterrestre .................................................................................... 52
3.5 Irradiância solar extraterrestre em superfícies inclinadas........................................... 55
3.6 Efeitos da atmosfera na radiação solar ....................................................................... 58
3.7 Irradiância terrestre global: direta e difusa ................................................................. 60
3.8 Estimativa da irradiância global terrestre ................................................................... 62
Capítulo 4. BALANÇO DE ENERGIA ............................................................................... 67
4.1 Balanço de ondas curta (BOC) ................................................................................... 67
4.2 Balanço de ondas longas (BOL) ................................................................................. 68
4.3 Radiação líquida (Rn) ................................................................................................. 70
4.4 Medição e estimativa de Rn ....................................................................................... 71
4.5 Fundamentos do balanço de energia em sistemas vegetados ..................................... 73
3
Capítulo 5. TEMPERATURA DO AR ................................................................................ 75
5.1 Temperatura do Solo ...................................................................................................... 75
5.2 Temperatura do Ar ..................................................................................................... 76
5.3 Estimativa da temperatura média mensal ................................................................... 79
5.5 Temperatura do ar e desenvolvimento das plantas (Graus-dia) ................................. 82
Capítulo 6. VENTOS ............................................................................................................ 89
6.1 Forças atuantes ........................................................................................................... 89
6.2 Ciclones e anticiclones ............................................................................................... 91
6.3 Circulação geral da atmosfera idealizada ................................................................... 93
6.4 Circulação zonal ......................................................................................................... 96
6.5 Circulações locais ..................................................................................................... 100
6.6 Medidas do vento ..................................................................................................... 101
6.7 Efeito dos ventos nas atividades agropecuárias ........................................................ 102
Capítulo 7. UMIDADE RELATIVA DO AR .................................................................... 106
7.1 Introdução ................................................................................................................. 106
7.2 Pressão de saturação do vapor de água ..................................................................... 107
7.3 Pressão atual do vapor de água ................................................................................. 111
7.4 Quantificação da umidade relativa do ar .................................................................. 112
7.5 Equipamentos utilizados na determinação da umidade do ar ................................... 113
Capítulo 8. CHUVA ........................................................................................................... 118
8.1 Condensação na atmosfera ....................................................................................... 118
8.2 Formação de nuvens ................................................................................................. 122
8.3 Classificação de nuvens ............................................................................................ 124
8.4 Formação das chuvas ................................................................................................ 125
8.5 Tipos de chuvas ........................................................................................................ 126
4
Capítulo 1. IMPORTÂNCIA DA METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA NA
AGRICULTURA
Por que o sol permanece mais tempo no céu durante o verão e menos tempo no inverno? Como se forma uma chuva? E um furação? Por que nos trópicos o clima é mais quente? Essas são algumas das perguntas comumente feitas e que as buscas pelas respostas nos
levaram à compreensão atual do universo.
Meteorologia é o ramo da ciência estuda a estrutura, a movimentação e os
fenômenos físicos da atmosfera (meteoros1). Apesar de ser uma ciência antiga, somente
encontrou um desenvolvimento rápido nas últimas décadas, diretamente impulsionada pela
segunda guerra mundial e pela corrida espacial. Seu campo de atuação abrange ainda, o
estudo das condições atmosféricas em um dado instante, ou seja, das condições do TEMPO.
Tais condições resultam da movimentação atmosférica, que é originada pela variação das
forças atuantes na massa de ar. Portanto, a atmosfera é um sistema dinâmico, em continua
movimentação.
O estado da atmosfera pode ser descrito por variáveis que caracterizam sua condição
física. Essas variáveis são o que chamamos didaticamente de ELEMENTOS
METEOROLÓGICOS: temperatura do ar, umidade relativa do ar, velocidade e direção do
vento, precipitação, pressão atmosférica, radiação solar, etc. Ainda, pode-se definir como
FATORES METEOROLÓGICOS os agentes causais que condicionam os elementos
meteorológicos / climáticos (ex. radiação solar, latitude, altitude, concentração de CO2, El-
Niño e La-Niña).
Um dos desafios da ciência é prever, com razoável antecedência, os resultados e as
conseqüências dessa movimentação. A isso se denomina PREVISÃO DO TEMPO, e essa é
a parte mais visível da meteorologia e que ganha cada vez mais espaço na tomada de
decisões operacionais, principalmente nas praticas agrícolas.
Outro aspecto importante dessa movimentação atmosférica é a sua descrição
estatística, em termos de valores médios. Desse modo, faz-se uma descrição do ritmo anual
mais provável de ocorrência dos fenômenos atmosférico. É o seqüenciamento médio que
define o CLIMA de um local (geralmente, mais de 30 anos). É uma generalização ou a
1 Meteoro pode ser uma chuva, granizo, neve, relâmpago, etc.
5
integração das condições do tempo para um certo período, em uma determinada área. O
ritmo das variações sazonais de temperatura, chuva, umidade do ar, etc., caracteriza o clima
de uma região.O período mínimo foi escolhido pela Organização Meteorológica Mundial
(OMM) com base em princípios estatísticos de tendência do valor médio. Ao valor médio
de 30 anos chama-se Normal Climatológica.
A definição de clima para Köppen é o somatório das condições atmosféricas que
fazem um local ser mais ou menos habitável para os seres vivos. Poncelot definiu clima
como um CONJUNTO HABITUAL DE ELEMENTOS FÍSICOS, QUÍMICOS E
BIOLÓGICOS QUE CARACTERIZAM A ATMOSFERA DE UM LOCAL E INFLUEM
NOS SERES VIVOS QUE NELE SE ENCONTRAM. Nestas definições, fica implícito que
o desempenho dos seres vivos é imposto pelas condições climáticas. Sendo assim, devem-
se concentrar esforços para melhor entendê-la e usá-las para resolver problemas
econômicos e sociais bem como os impactos das atividades humanas sobre o ambiente
devem ser continuadamente avaliados.
O clima é o maior determinante do solo e da vegetação de um local. Além disso há
uma estreita relação entre o clima e os tipos de comunidades biológicas presentes naquela
condição climática (Figura 1).
Figura 1. BR 153 (Canto do Buriti-PI) e cidade de Londrina, PR.
Quanto aos objetivos, a meteorologia foca o entendimento dos fenômenos
atmosféricos, sua previsão, sendo um dos campos mais complexos das ciências naturais. Já
a climatologia objetiva o explorar o comportamento normal da atmosfera, visando ao
benefício do homem. Em um sistema agrícola, as condições climáticas indicam o tipo de
atividade agrícola mais viável em um local e as condições meteorológicas determinam o
6
nível de produtividade para aquela atividade, em um certo período, além de interferir na
tomada de decisão com relação às diversas práticas agrícolas.
Tradicionalmente, a meteorologia é dividida de acordo com a escala do fenômeno
em estudo. Por exemplo, os fenômenos de larga escala (movimentação das grandes massas
de ar) são objeto da Meteorologia Sinótica que, basicamente se preocupa com a previsão do
tempo, isto é, com as condições meteorológicas numa determinada área e num determinado
instante. A localização e o acompanhamento da deslocação de massas de ar pode ser feita
por uma rede de estações meteorológicas distantes algumas centenas de quilômetros uma
das outras. A escala dos fenômenos sinóticos (macroescala) varia entre 100 e 1000 km com
duração de horas a semanas. Entretanto, fenômenos como chuvas locais, brisas, neblina que
dependem do terreno (mesoescala) é o principal foco da Meteorologia de Meso-Escala e
fenômenos como trocas gasosas e de calor entre vegetação e atmosfera (microescala) não
aparecem na carta sinópticas mas são também importantes e são objetos da
Micrometeorologia.
Tendo como critério a influencia das condições atmosféricas sobre as atividades
humanas, a Meteorologia possui divisões especializadas com objetivos bem focados sendo
uma delas a Agrometeorologia (ou Meteorologia Agrícola), voltada para as condições
atmosféricas e suas conseqüências sobre o ambiente rural.
A produção agrícola é altamente dependente do tempo, do clima e da
disponibilidade de água, e é adversamente afetada pelos desastres meteorológicos. Estima-
se que, direta ou indiretamente, as condições do tempo são responsáveis por 75% das
perdas anuais das propriedades agrícolas e o impacto da variabilidade do tempo não é
apenas sobre o crescimento e produtividade das culturas, mas também sobre as práticas
agrícolas: preparo do solo, semeadura, irrigação, pulverização, colheita, etc.
Basicamente, o clima é o primeiro fator a ser considerado para a definição de que
tipo de cultura pode ser explorado numa dada região, da época de cultivo, do nível de
produtividade que pode ser esperado e do tipo de sistema agrícola a ser adotado. Brasil é
um país muito grande, apresentando vários tipos de clima. Os diferentes climas resultam
em diferentes regimes do balanço hídrico (veja o exemplo dos balanços para Teresina e
Piracicaba da Figura 1), que juntamente com a temperatura, irão determinar o zoneamento
agrícola e o tipo de sistema agrícola a ser empregado.
7
-200
-150
-100
-50
0
50
100
150
200
250
Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez
mm
Extrato do Balanço Hídrico Mensal Ribeirão Preto SP
-200
-150
-100
-50
0
50
100
150
200
250
Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez
mm
Figura 2. Balanço hídrico Normal de Teresina-PI (A) e Piracicaba-SP (B).
Por outro lado, as condições do tempo num dado ano irá controlar o nível de
sucesso da cultura, definindo o momento mais adequado para as práticas agrícolas. Como
as condições adversas do tempo são freqüentes e muitas vezes imprevisíveis a médio e
longo prazo, a agricultura constitui-se em uma atividade de grande risco. Exemplos são as
ocorrências de secas prolongadas, os veranicos (períodos secos dentro de uma estação
úmida), as geadas, inundação, etc,
Das atividades econômicas, a agricultura é – sem dúvida – aquela com maior
dependência das condições do tempo e do clima. As condições atmosféricas afetam todas as
etapas das atividades agrícolas, desde o preparo do solo para a semeadura até a colheita e
armazenamento dos produtos. Mesmo em regiões com tecnologia avançada e com
organização social suficiente para diminuir esses impactos, os rigores meteorológicos
muitas vezes causam enormes prejuízos.
A agrometeorologia, tanto na sua delimitação da aptidão das regiões ao cultivo
(zoneamento) quanto no seu monitoramento diário das condições meteorológicas, tem
como principal função, auxiliar no planejamento e na tomada de decisões em uma
propriedade agrícola. Com base nos dados coletados por estações meteorológicas, muitos
serviços estão sendo disponibilizados aos agricultores pelas instituições governamentais.
Por exemplo, recomendações para tratamento fitossanitário e irrigação
(www.agritempo.gov.br).
A B
8
Figura 3.Recomendações para tratamento fitossanitário e necessidade de irrigação. Fonte:
www.agritempo.gov.br.
Além disso, busca o fortalecimento dos sistemas agrícolas por meio das estratégias
de manejo dos riscos (por exemplo, cultivo mínimo, plantio direto, adubação, irrigação)
sendo ferramenta indispensável no processo produtivo rural.
Exercício:
a. Conceitue tempo, clima, normal climatológica, elementos e fatores meteorológicos. De
que forma a meteorologia pode auxiliar as atividades agropecuárias?
9
Capítulo 2. RELAÇÕES ASTRONOMICAS: TERRA-SOL
A atmosfera é uma camada relativamente fina constituída da misturas de gases e
material particulado (aerossóis) que envolve a Terra. De fato, 99% da massa da atmosfera
está contida numa camada de ~0,25% (~32 km) do diâmetro da Terra (12.742 km). A
atmosfera contém os gases necessários para os processos vitais de respiração celular e
fotossíntese e fornece a água necessária para a vida e atua também, como determinante na
qualidade e quantidade de radiação solar que atinge a superfície.
2.1 Composição química da atmosfera
Atualmente, a maior parte da massa atmosférica é constituída de um número
reduzido de elementos embora exista um grande número de constituintes ocupando um
relativamente diminuto volume. Apresenta dois gases dominantes: nitrogênio (78% em
volume) e oxigênio (21%)2. São também seus constituintes naturais os gases inertes:
argônio (1%), criptônio, hélio, neônio e xenônio. São os chamados GASES
PERMANENTES OU NÃO-VARIAVEIS.
Os gases permanentes fazem parte de ciclos geológicos, sempre com tendência ao
equilíbrio dinâmico. Um fator que afeta significativamente essa composição media são as
erupções vulcânicas, que injetam grande quantidade de gases e partículas na atmosfera, em
um intervalo de tempo reduzido.
Existe ainda na atmosfera um grande número de gases de importância física,
química e biológica, que não apresentam concentração fixa, são denominados de gases
VARIÁVEIS, entre os quais se destacam o dióxido de carbono (CO2), o ozônio (O3) e o
vapor de água.
Embora constitua apenas 0,03% da atmosfera, o CO2 é essencial para a
fotossíntese.. A concentração de CO2 atmosférico tem aumentado significativamente desde
o século passado, em função da queima de combustíveis fósseis e do desmatamento e
queima da biomassa. Mas se o CO2 faz parte do metabolismo das plantas e animais qual é
2 Concentração fracional expressa em volume para uma altura máxima de 105 km com relação ao ar seco.
10
então a preocupação com o aumento em sua concentração? Experimentos mostram que a
taxa de fotossíntese aumenta quando com a concentração de CO2 no ambiente. Na
realidade, a preocupação atual não é com a fotossíntese e sim com outra propriedade da
molécula. Por ser um eficiente absorvedor de energia radiante (de onda longa) emitida pela
Terra, ele influencia o fluxo de energia através da atmosfera, fazendo com que a baixa
atmosfera retenha o calor, tornando a Terra própria à vida. O bloqueio à eliminação das
ondas longas terrestre é popularmente referido como EFEITO ESTUFA, o qual mantém a
superfície da terra quente. Segundo os cientistas em 1905, quando a atividade industrial era
menor , a temperatura média do planeta era de 13,78°C. Atualmente está em torno de 14,5
graus. Até o fim do século XXI , irá crescer para algo em torno de 16,5 a 19ºC. Os efeitos
do aumento da temperatura podem ser catastróficos, apesar de que não há consenso entre os
cientistas sobre os impactos do aquecimento global.
Ozônio
Embora em termos quantitativos o ozônio não ocupe uma posição de destaque, esse
elemento desempenha importante papel para os seres vivos. Ele absorve radiação
ultravioleta (UV), impedindo assim que esta radiação letal chegue à superfície terrestre. A
incidência de câncer de pele tem sido correlacionada estatisticamente com a intensidade de
radiação ultravioleta.
Atribui-se a descoberta do ozônio, ao químico Christian Friedrich Schönbein que
em meados do século XIX, observou que após descargas elétricas na atmosfera havia um
odor, “notado também quando a água era decomposta por uma corrente voltaica. Schönbein
acreditou que esse odor poderia ser atribuído à existência de um gás atmosférico de odor
peculiar. A esse gás atribuiu o nome ozônio, da palavra grega para cheiro – “ozein”. O
ozônio é um gás produzido naturalmente na atmosfera terrestre, reativo e capaz de oxidar
metais como ferro, chumbo e arsênico. Após varias pesquisas concluiu-se que o ozônio
tinha um papel ainda mais importante, utilizando-o como um eficaz desinfetante durante
epidemias infecciosas”.
O ozônio é outro constituinte cuja presença na superfície é bastante reduzida
(0,01%), podendo, entretanto ser aumentada na presença de atividades industriais e com a
queima de combustíveis fósseis. Nesse caso, pode ser considerado um poluente, em virtude
do seu poder oxidante, causando grandes danos à vegetação e à saúde animal.
11
Situada na estratosfera, entre os quilômetros 20 e 35 de altitude, a camada de ozônio
tem cerca de 15 km de espessura. Esta camada é variável. Nos trópicos, o máximo de
ozônio é geralmente observado durante a primavera, entre 25 a 27 km de altitude. Nas
regiões polares localiza-se em torno de 18 km de altitude.
Quanto às distribuições sazonais, as variações podem ser negligenciadas nas regiões
tropicais, onde a intensidade de radiação solar pode ser considerada constante durante todo
o ano. Em latitudes mais elevadas o máximo de concentração é estabelecido no fim do
inverno, ou no começo da primavera, e o mínimo se verifica durante o outono. As causas
desse fenômeno podem ser relacionadas aos padrões de circulação atmosférica.
Este elemento possui ciclo extremamente curto sendo produzido principalmente a
50 km de altitude, por reações fotoquímicas. Grosseiramente, pode-se dizer que uma
molécula de O2 é quebrada lentamente pela absorção de radiação ultravioleta (<0,24 µm,
UV), liberando oxigênio atômico (O). Esse oxigênio atômico reage com uma molécula de
O2, resultando em uma molécula de O3. A molécula de O3 é altamente instável e absorve
intensamente radiação UV entre os comprimentos de onda de 0,240 e 0,320 µm, voltando a
decompor-se em O2 e O. Na presença de radiação infravermelha (IV) reage com outro
oxigênio atômico formando duas moléculas de oxigênio. Logo o processo é reversível, sem
ganho ou perda de oxigênio. Há, no entanto, atenuação da radiação UV que é absorvida e
impedida de alcançar a superfície terrestre.
Desde os anos 70 tem havido contínua preocupação de que uma redução na camada
de ozônio na atmosfera possa estar ocorrendo por interferência humana. Acredita-se que o
maior impacto é causado por um grupo de produtos químicos conhecido por
clorofluorcarbonos (CFC’s) (CFCl3, gás freón). CFC’s são usados como propelentes em
'sprays' aerosol, na produção de certos plásticos e em equipamentos de refrigeração e
condicionamento de ar. Como os CFC’s são praticamente inertes (não quimicamente
ativos) na baixa atmosfera, uma parte deles eventualmente atinge a camada de ozônio, onde
a radiação solar os separa em seus átomos constituintes. Os átomos de cloro assim
liberados, através de uma série de reações acabam convertendo parte do ozônio em
oxigênio. A redução do ozônio aumentaria o número de casos de certos tipos de câncer de
pele e afetaria negativamente colheitas e ecossistemas.
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Mas foi somente nos anos 80 que a informação ganhou dimensões maiores, quando
a NASA (National Aeronautics and Space Adimistration) divulgou seus estudos,
apresentando o que se constituiria no “buraco na camada de ozônio”, que, segundo eles, em
setembro de 2000, tinha chegado a mais de 28 milhões de quilômetros quadrados. Segundo
dados oficiais de relatórios da ONU, atualmente, a média das perdas de ozônio é de 5% nas
latitudes médias do Hemisfério Sul durante o ano todo, 50% na primavera antártica. Os
aumentos resultantes na irradiação de raios ultravioletas nocivos chegam a 6% e 130%,
respectivamente.
Essas substâncias químicas têm sido menos usadas a cada ano, depois que 180
países se comprometeram a reduzir a emissão de CFC com a assinatura do Protocolo de
Montreal, em 1987. Cientistas da OMM anunciaram que deve demorar até 2065 para que o
buraco na atmosfera, localizado em cima da Antártica, deixe de existir. Mas, segundo
especialistas, há uma razão para comemorar. Desde a década de noventa, observou-se um
declínio na quantidade de CFC’s, nas duas primeiras camadas da atmosfera, a troposfera e
estratosfera. No ano passado, o buraco da camada de ozônio atingiu cerca de 16 milhões de
metros quadrados no dia 20 de setembro, uma área menor do que o seu maior tamanho em
2003, de mais ou menos 18 milhões de metros quadrados.
Figura 4. Evolução do buraco de ozônio sobre a antártica para o mês de outubro (1979-
1992).
13
Vapor de água:
Por fim, mas não o menos importante, o vapor d’água é um dos mais variáveis gases
na atmosfera e também tem pequena participação relativa. Nos trópicos úmidos e quentes
constitui não mais que 4% do volume da baixa atmosfera, enquanto sobre os desertos e
regiões polares pode constituir uma pequena fração de 1%. Contudo, sem vapor d’água não
há nuvens, chuva ou neve. Além disso, o vapor d’água também tem grande capacidade de
absorção, tanto da energia radiante emitida pela Terra (em ondas longas), como também de
alguma energia solar. Portanto, junto com, o vapor d’água atua como uma manta para reter
calor na baixa atmosfera. Como a água é a única substância que pode existir nos 3 estados
(sólido, líquido e gasoso) nas temperaturas e pressões existentes normalmente sobre a
Terra, suas mudanças de estado absorvem ou liberam calor latente. Desta maneira, calor
absorvido em uma região é transportado por ventos para outros locais e liberado. O calor
latente liberado, por sua vez, fornece a energia que alimenta tempestades ou modificações
na circulação atmosférica.
Além de gases, a atmosfera terrestre contém pequenas partículas, líquidas e sólidas,
chamadas aerossóis. Alguns aerossóis - gotículas de água e cristais de gelo – são visíveis
em forma de nuvens. A maior concentração é encontrada na baixa atmosfera próxima a sua
fonte principal, a superfície da Terra. Eles podem originar-se de incêndios florestais, erosão
do solo pelo vento, cristais de sal marinho dispersos pelas ondas que se quebram, emissões
vulcânicas e de atividades agrícolas e industriais. Alguns aerossóis podem originar-se na
parte superior da atmosfera, como a poeira dos meteoros que se desintegram. Embora a
concentração dos aerossóis seja relativamente pequena, eles participam de processos
meteorológicos importantes. Em 1°lugar, alguns aerossóis agem como núcleos de
condensação para o vapor d’água e são importantes para a formação de nevoeiros, nuvens e
precipitação. Em 2°lugar, alguns podem absorver ou refletir a radiação solar incidente,
influenciando a temperatura. Assim, quando ocorrem erupções vulcânicas com expressiva
liberação de poeira, a radiação solar que atinge a superfície da Terra pode ser sensivelmente
alterada. Em 3°lugar, a poeira no ar contribui para um fenômeno ótico conhecido: as várias
tonalidades de vermelho e laranja no nascer e pôr-do-sol. Devido à presença de nuvens e
aerossóis na atmosfera terrestre cerca de 22% da radiação incidente é refletido para o
14
espaço sem ser absorvida, promovendo um resfriamento nas condições meteorológicas
local.
2.2 Perfil vertical da temperatura
Por conveniência de estudo a atmosfera é usualmente subdividida em camadas
concêntricas, de acordo com o perfil vertical médio de temperatura (Figura 3).
A camada inferior, onde a temperatura decresce com a altitude, é a TROPOSFERA
que se estende a uma altitude média de 12 km (~ 20 km no equador e ~ 8 km nos pólos).
Nesta camada a taxa de variação vertical da temperatura tem valor médio de 6,5°C/km.
Esta taxa, na realidade, é bastante variável. De fato, algumas vezes a temperatura cresce em
finas camadas, caracterizando uma inversão de temperatura. A troposfera é o principal
domínio de estudo dos meteorologistas, pois é nesta camada que ocorrem essencialmente
todos os fenômenos que em conjunto caracterizam o tempo. Na troposfera as propriedades
atmosféricas são facilmente transferidas por turbulência de grande escala e mistura. O seu
limite superior é conhecido como tropopausa.
Figura 5. Perfil vertical médio da temperatura da atmosfera.
15
A camada seguinte, a ESTRATOSFERA, se estende até ~50 km. Inicialmente, por
uns 20 km, a temperatura permanece quase constante e depois cresce até o topo da
estratosfera, a estratopausa. Temperaturas mais altas ocorrem na estratosfera porque é nesta
camada que o ozônio está concentrado. Conforme mencionamos, o ozônio absorve radiação
ultravioleta do sol. Consequentemente, a estratosfera é aquecida.
Na MESOSFERA a temperatura novamente decresce com a altura, até a mesopausa,
que está em torno de 80 km, onde atinge ~ -90°C. Acima da mesopausa, e sem limite
superior definido, está a termosfera, onde a temperatura é inicialmente isotérmica e depois
cresce rapidamente com a altitude, como resultado da absorção de ondas muito curtas da
radiação solar por átomos de oxigênio e nitrogênio. Embora as temperaturas atinjam
valores muito altos, estas temperaturas não são exatamente comparáveis àquelas
experimentadas próximo a superfície da Terra. Temperaturas são definidas em termos da
velocidade média das moléculas. Como as moléculas dos gases da termosfera se movem
com velocidades muito altas, a temperatura é obviamente alta. Contudo, a densidade é tão
pequena que muito poucas destas moléculas velozes colidiriam com um corpo estranho;
portanto, só uma quantidade insignificante de energia seria transferida. Portanto, a
temperatura de um satélite em órbita seria determinada principalmente pela quantidade de
radiação solar que ele absorve e não pela temperatura do ar circundante.
Os perfis verticais de temperatura do ar aqui apresentado é baseado na atmosfera
padrão, um modelo da atmosfera real. Representa o estado da atmosfera numa média para
todas as latitudes e estações. Ela apresenta valores fixos da temperatura e pressão do ar ao
nível do mar (15°C e 101,3 kPa) e perfis verticais fixos de temperatura e pressão.
Entre as altitudes de 80 a 900 km (na termosfera) há uma camada com concentração
relativamente alta de íons, a ionosfera. Nesta camada a radiação solar de alta energia de
ondas curtas (raios X e radiação ultravioleta) tira elétrons de moléculas e átomos de
nitrogênio e oxigênio, deixando elétrons livres e íons positivos. A maior densidade de íons
ocorre próximo a 300 km. A concentração de íons é pequena abaixo de 80 km porque
nestas regiões muito da radiação de ondas curtas necessária para ionização já foi esgotada.
Acima de ~400 km a concentração é pequena por causa da extremamente pequena
densidade do ar, possibilitando a produção de poucos íons.
16
A ionosfera tem pequeno impacto sobre o tempo, mas tem grande influência sobre a
transmissão de ondas de rádio na banda AM. Durante o dia as ondas de rádio tendem a ser
absorvidas. À noite, contudo, a camada absorvedora desaparece e as ondas podem mais
facilmente serem refletidas para a superfície da Terra. Isto explica porque à noite os sinais
de rádio atingem grandes distâncias sobre a Terra.
2.3 Pressão atmosférica
Em qualquer ponto da superfície terrestre, a atmosfera exerce uma força (peso) na
superfície terrestre devido à ação da gravidade.
P mg= ..............................................................................................................................(1)
em que g é a aceleração da gravidade.
Imagine-se uma área de 1 m2 situada na superfície do mar. O peso da coluna
atmosférica sobre essa área depende da densidade do ar ao longo da própria coluna. Como
o ar em cada nível da atmosfera é "esmagado" pelo peso do ar que está mais acima, a
densidade do ar diminui exponencialmente com a altitude (h) (Figura 6).
y = 101,3e-0,1161x
R2 = 1
0
20
40
60
80
100
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45
Altitude (km)
Pres
são
atm
osfé
rica
(kPa
)
Figura 6. Relação entre altitude e pressão atmosférica.
Qual a diferença de pressão entre o chão e o teto de um quarto de 4,0 m de altura?
P (chão) = 101,3 kPa
17
p(teto)0,116(0,004)
101, 3−
= e = 101,25 kPa
Diferença = 0,05 kPa ou 50 Pa
Exercício 1: Qual a altura acima da superfície terrestre onde a pressão é a metade da
pressão na superfície:
0,5 101,3ln( ) ln( )
101,3 101,3 60,116 0,116
P
h km= − = − ≈
Exercício 2: Estime a pressão atmosférica no pico do Monte Everest, que está a cerca de 14
km acima do nível do mar.
P (Everest)0,116(14)
101, 3e−
= ≈ 20 kPa
Além disso, em um dado nível da atmosfera, a densidade (massa específica) do ar
também deve diminuir quando a temperatura aumentar, já que a dilatação reduz a massa
existente em cada unidade de volume da coluna (PV=nRT). Por outro lado, se o ar for
umidificado, sua densidade também diminui porque moléculas de constituintes do ar seco
(com massa molecular média de 28,96 g mol-1) estão sendo substituídas por moléculas de
água (18 g mol-1) no estado de vapor. Em síntese: se ocorrer transporte de ar mais quente ou
mais úmido, para a coluna atmosférica, sua densidade irá diminuir, acarretando uma
redução da pressão atmosférica em sua base. Se o transporte for de ar mais frio ou mais
seco, a pressão atmosférica em sua base irá diminuir.
A massa específica (ρ) é o quociente da massa pelo volume ou seja, é a massa da
unidade de volume [normalmente expressa em gramas por centímetro cúbico (g cm-3) ou
em quilogramas por metro cúbico (kg m-3)]. Logo, o peso da coluna pode ser obtido
simplesmente pelo produto (ρ V)g, sendo (ρ V) a massa da coluna e g a aceleração da
gravidade. Assim, a pressão atmosférica, será:
V g A h gp gh
A Aρ ρ
= = = ρ ...............................................................................(2)
18
Denomina-se pressão atmosférica (p) ao peso exercido por uma coluna de ar, com
secção reta de área unitária, que se encontra acima do observador, em um dado instante e
local. Fisicamente, representa o peso que a atmosfera exerce por unidade de área.
Como a atmosfera não possui uma altura bem definida além das variações na
pressão tanto pela variação de g (em altura) como pela variação na densidade do ar,
Torricelli, no século XVII sugeriu que a pressão atmosférica é calculada como sendo à
pressão exercida por uma coluna de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera. Inventou o
barômetro, instrumento muito utilizado na meteorologia.
Exercício3: A altura da coluna de mercúrio de um barômetro colocado ao nível do mar, a
45° de latitude, em que g = 9,8 ms-2, é de 76 cm. Determine a pressão atmosférica em
mmHg e kPa.
p = 76 cm = 760 mmHg
13600 9,80,76 101,33 2
kg mp gh m kPa
m s= ρ = =
(obs. Lembrando que 1N equivale a 1 kg m s-2 e N m-2 = Pa):
No nível do mar a pressão média é de 1 atm ou 760 mmHg ou 101.300 Nm-2 ou
101.300 Pa (101,3 kPa).
Nessa situação, a massa de ar em uma área unitária equivale a
P Pp ; P = pA = P =(mg)A; m =
A gA
P 101.300N 101.300kgmm 10.000kg ou 1ton2mg ms9,8 9,82 2s s
=
= = = ≈
Se considerarmos toda a superfície da Terra, a massa da atmosfera será:
2 -2m 4 R 10.000kg m
6 2 2 -2m 4 (3,1416)(6,37 10 ) m 10.000kg m
18m 5,1 10 kg
= π
=
=
19
Como uma força assim não nos esmaga? A resposta é que o nosso corpo possui ar
(poros) que permite o ajustamento da pressão tanto externamente quanto internamente.
Dessa forma, não sentimos o efeito da pressão atmosférica. Há exceções é claro. Uma delas
ocorre na cavidade auditiva quando subimos ou descemos de alturas consideráveis
rapidamente. Às vezes, nestas condições a passagem do ar é bloqueada por alguns instantes
e a diferença de pressão pode causar uma sensação dolorosa.
Devido ao vento, o ar de uma dada coluna atmosférica está em permanente
renovação, podendo ser substituído, a cada instante, por ar com diferentes características de
umidade e/ou temperatura. Como conseqüência desse fato, o peso da coluna de ar e,
portanto, a pressão atmosférica, está sempre variando com o passar do tempo.
O estudo da pressão atmosférica é muito importante, bastando lembrar que, sendo o
ar um fluido, sua tendência é se movimentar em direção às áreas onde há menor pressão
atmosférica. Daqui de depreende que o movimento da atmosfera está intimamente
relacionado com a distribuição da pressão atmosférica, muito embora existam outras forças
intervenientes, que modificam bastante a tendência inicial do ar de mover-se diretamente
para as regiões onde a pressão estiver mais baixa.
2.4 Ajuste da pressão ao nível médio do mar.
Não é correto comparar diretamente valores da pressão atmosférica, quando
coletados em locais com diferentes altitudes. Caso isso fosse feito, os valores referentes às
localidades mais elevadas, sendo sempre menores que os demais, conduziriam a resultados
inverídicos. Por exemplo: dariam a impressão de que o ar tenderia sempre a se deslocar dos
locais de menor altitude (onde a pressão é mais elevada) para os de maior altitude, ou seja,
que o vento sopraria permanentemente subindo as encostas. Essa conclusão, por ser
baseada em uma premissa falsa, iria ser contrariada pelas observações da direção do vento.
Para que possam ser comparados valores da pressão à superfície, observados em
locais com altitudes distintas (z1, z2 ...), é indispensável que o efeito do relevo seja
eliminado. Isso é feito aplicando-se uma correção aos valores observados da pressão
atmosférica, para que se ajuste a um dado nível de referência, em geral o nível médio do
mar (NMM). Em locais com altitudes positivas (acima do nível médio do mar), essa
20
correção consiste em adicionar um certo incremento (D p1, D p2,...) ao valor da pressão
observada à superfície, para compensar a camada atmosférica que passaria a existir sobre
esse mesmo local, caso fosse hipoteticamente deslocado de sua altitude real até o nível
médio do mar. Em se tratando de locais com altitudes negativas, a pressão observada seria
diminuída para compensar a camada de ar que teoricamente deixaria de existir acima deles.
A eliminação do efeito de altitude, associado aos valores locais da pressão, é um
problema muito sério em Meteorologia. De fato, quando o local considerado tem altitude
positiva (caso mais comum), é necessário estimar as propriedades físicas da atmosfera,
naquela hipotética camada vertical que o separaria do nível médio do mar, com vistas a
quantificar o incremento a ser dado à pressão observada à superfície. Evidentemente, o erro
cometido será tanto maior quanto mais elevado for o local em questão. Não existe, no atual
estágio do desenvolvimento científico humano, outra saída senão essa. Diversos métodos,
mais ou menos precisos, têm sido propostos para proceder à estimativa da correção
necessária e, o que é mais grave, os países não seguem um método comum.
Em se tratando de estações meteorológicas muito elevadas, a correção, ao nível
médio do mar, dos dados de pressão atmosférica, provocaria erros muito grosseiros. Para
esses casos adota-se outro nível referência, que pode estar localizado acima ou abaixo do
equivalente à altitude da estação. Em geral é a superfície isobárica de 850 mb.
2.5 Movimentos da terra
Em física, movimento é sempre um conceito relativo, só faz sentido falar em
movimento de um corpo em relação a outro. Um passageiro sentado em um ônibus que
percorre uma estrada está em movimento em relação a uma árvore junto à estrada mas está
parado em relação ao ônibus.
Um corpo está em movimento quando a sua posição, em relação a um determinado
corpo de referência, varia com o decorrer do tempo. Assim, no choque de um carro contra
um poste, por exemplo, pode-se afirmar que o carro bateu no poste se o poste for o corpo de
referência, ou que o poste bateu no carro se o carro for o corpo de referência!
A relatividade dos movimentos nem sempre é compreendida adequadamente. Um
exemplo é considerar errada a antiga concepção de que o Sol gira em torno da Terra, cujo
único erro é a não especificação do referencial utilizado.
21
Observando-se o sistema solar de um referencial imóvel, situado fora da galáxia,
verifica-se que a Terra descreve em torno do Sol uma trajetória em hélice elíptica (algo
parecido com a chamada espiral dos cadernos escolares). A Lua acompanha a Terra em seu
movimento, seguindo o Sol (Figura 7).
Figura 7. Movimento da Terra em torno do Sol para um observador situado em um ponto
fora da galáxia (A).
Para um observador fixo ao sol a Terra apresenta, para fins de interesse em
meteorologia agrícola, dois movimentos com conseqüências importantes na atividade
humana: o de rotação e o de translação. Outros movimentos são relevantes para fins
astronômicos.
O movimento de rotação, responsável pelos fenômenos dos dias e noites, é
executado em torno do eixo imaginário que passa pelo centro do globo terrestre,
denominado de eixo terrestre, com período de 24 horas. Para uma pessoa que esteja parada
em um dos Pólos, o movimento de rotação equivale a uma volta em torno de si mesma
durante um dia. Para uma pessoa que esteja parada num ponto do equador, há um
deslocamento diário correspondente a 2πr = 2 x 3,14159 x 6.378,388 km = 40.076,6 km ou,
aproximadamente, 1.670 km por hora.
A força gravitacional existente entre o Sol e a Terra causa o movimento de
translação. Este movimento é responsável pelas quatro estações do ano, com percurso
executado em 365 dias e 6 horas. A Terra descreve uma trajetória eclíptica com o Sol
22
ocupando um dos focos (Lei de Kepler). O plano imaginário da órbita passa pelos centros
do Sol e da Terra sendo denominado de PLANO DA ECLÍPTICA (Figura 8).
Figura 8. Movimento de translação da Terra em torno do Sol.
O plano do equador forma um ângulo de aproximadamente 23o 27' com o plano da
eclíptica. Outro aspecto que se deve levar em conta é o fato da elipse orbital ter uma
excentricidade (e)3 da ordem de 0,0167, ou seja, é quase uma circunferência. A metade do
eixo maior dessa elipse é igual a 149.680.000 km, que é a distância média Terra-Sol
(também conhecida como UNIDADE ASTRÔNOMICA, UA). Logo, o produto
149.680.000 (1 + e) km equivale à máxima distância Terra-Sol, que se verifica no início de
julho (AFÉLIO). A menor distância Terra-Sol (PERIÉLIO) é 149.680.000 (1 - e) km. A
Terra passa pelo periélio por volta de 3 de janeiro, e pelo afélio em 4 de julho.
No período de um ano, a Terra percorre aproximadamente 940 milhões de km ao
redor do Sol, ou seja, ela possui velocidade média de ≈ 1790 km/h (30 km/s). Pela segunda
lei de Kepler, que diz que uma linha ligando a Terra ao Sol descreve áreas iguais, deduz-se
que a velocidade é maior no periélio, quando a linha é menor e menor no afélio, quando a
linha é maior.
3 A excentricidade da elipse é dada pela razão entre a distância dos focos e seu eixo maior. Quanto mais distantes estiverem os focos, mais ovalada será a elipse. Quando a excentricidade foi 1, a elipse se tornará um seguimento de reta limitado pelos focos. Quanto mais próximos entre si estiverem os focos, mais circular será a elipse. A circunferência é a elipse cujos focos coincidem, ou cuja excentricidade é nula.
23
Para estimarmos qual é a distancia Terra-Sol para um determinado dia do ano, basta
calcularmos segundo a expressão:
(D/d)2 = 1+0,033 cos (NDA*360/365)
d =
)365360cos(033,01 NDA
D
+
em que:
D – Distancia média entre Terra-Sol;
d – Distancia entre Terra-Sol para o número de dia do ano (Jan1=1; Jan2=2;..fev1=32; etc);
NDA – número de dia do ano (dia Juliano)
O NDA pode ser calculado em função do número de dia do mês (M) do ano, e do número
do dia (D) no mês, pela equação empírica
NDA = inteiro (30,55*M-30+D)-2
Obs. Se M<3 (Janeiro e Fevereiro), então NDA=NDA+2. No caso de ano bissexto, NDA =
NDA+1 para M>=3.
Exemplo:
16 de janeiro
NDA = inteiro (30,55*M-30+D)-2 = (30,55*1-30+16)-2 = 14,5
NDA = NDA +2 = 14,5+2 = 16,5 ≈ 16
15 de setembro
NDA = (30,55*9-30+15) -2= 257.9 ≈ 258
10 de dezembro
NDA = (30,55*12-30+10) -2= 344,6 ≈ 344
24
Exemplo de cálculo da distância (d) entre o Sol e a Terra para o dia 17/07
NDA = (30,55*7-30+17) -2= 198,8 ≈ 198
d =
)365360198cos(033,01
000.680.149
+
d = 149.680.000/
d = √149.680.000/0,984
d = 152.129.281,0 km
2.6 Sistemas de Coordenadas
Para possibilitar identificar a posição do Sol da lua, dos planetas e dos demais astros
no firmamento em relação à Terra (referencial fixo) , em qualquer instante do dia, para
qualquer dia do ano torna-se necessário um sistema de coordenadas rígido em relação a
qual se podem especificar as coordenadas do astro no espaço. Existem diferentes sistemas
de coordenadas. Antes de entrarmos nos sistemas de coordenadas astronômicas, convém
recordarmos o sistema de coordenadas geográficas, usadas para medir posição sobre a
superfície da Terra. Nesse sistema as coordenadas são LATITUDE, LONGITUDE e
ALTITUDE.
Latitude geográfica (φ): ângulo medido ao longo do meridiano do lugar (Ponto P) com
origem no centro do equador e extremidade no zênite do lugar (Figura 6). Varia entre -90
(hemisfério Sul) e +90 (hemisfério Norte).
Obs. Paralelos são linhas de latitude constantes. Paralelos:
23°27’ N - Trópico de Câncer
23°27’ S – Trópico de Capricórnio
66°33’ – Circulo Polar Ártico
66°33’ Círculo Polar Antártico
25
Defini-se como região Tropical à área compreendida entre os trópicos de
Câncer e Capricórnio.
Obs: Linha Zênite-Nadir
A vertical à superfície do globo terrestre, num dado ponto (P), é chamada vertical
local. A vertical local é definida como a direção local da força de gravidade (dada pela
direção do fio de prumo). O prolongamento dessa direção, no sentido contrário ao do centro
da Terra, é considerado positivo e determina um ponto (Z) da esfera celeste que se chama
zênite de P. O sentido oposto, negativo, estabelece outro ponto (Z'), daquela mesma esfera,
referido como nadir de P (Figura 9).
Figura 9. Representação da linha Zênite-Nadir em um dado local (P).
Na esfera celeste, o zênite e o nadir de um dado observador mudam de posição com
o tempo, em virtude dos movimentos da Terra, notadamente o de rotação. Isso pode ser
observado à noite quando sucessivas estrelas passam próximo à vertical do observador.
Longitude geográfica (λ): ao ângulo compreendido entre o plano do meridiano de um
local qualquer (P) da superfície terrestre e o plano do meridiano de Greenwich denomina-se
de longitude daquele local (Figura 6). A longitude é contada a partir do meridiano de
Greenwich, para leste (E) e para oeste (W), até 180°. A longitude é positiva (λ > 0) à leste
do meridiano de Greenwich e negativa (λ < 0) a oeste.
26
Obs. a) Fusos horários: de acordo com a definição de tempo civil, lugares de longitudes
diferentes têm horas diferentes, porque têm meridianos diferentes. Cada fuso compreende
(= 1 h). Fuso zero é aquele cujo meridiano central passa por Greenwich. Os fusos variam de
0h a +12h para leste de Greenwich e de 0h a -12h para oeste de Greenwich. Todos os
lugares de um determinado fuso têm a hora do meridiano central do fuso. Na convenção
usada em astronomia, varia entre -12h (Oeste) e +12h (Leste). O tempo cronometrado em
relação ao meridiano de referência é conhecido como Tempo Médio de Greenwich
(abreviadamente TMG).assim tem-se. No 1º, 2º, 3º, ... fusos a oeste do de Greenwich o
tempo equivale a 1, 2, 3, ... horas mais cedo do que o cronometrado naquele meridiano, ou
seja: a TMG-1 h, TMG-2 h, TMG-3 h, ... respectivamente. Por outro lado, no 1º, 2º, 3º, ...
fusos localizados a leste do de Greenwich, o tempo corresponde a TMG+1 h, TMG+2 h,
TMG+3 h,...
Figura 10. Representação da latitude ( φ e longitude(λ) de um local (P) da superfície do
globo indicando-se o plano equatorial (E) meridiano de Greenwich (G).
27
Figura 11. Projeção cartográfica do Brasil mostrando os paralelos e meridianos, incluindo
a localização geografia de Recife-PE.
Altitude (z): corresponde à distância vertical de um ponto ao nível médio do mar. A
altitude é considerada positiva quando o ponto está acima do nível médio do mar e negativa
se abaixo. Assim, um avião em vôo tem altitude positiva e um submarino submerso possui
altitude negativa.
A latitude (φ), a longitude (λ) e a altitude (z) constituem o sistema de coordenadas
geográficas que possibilita determinar a posição de qualquer ponto situado à superfície
terrestre ou em suas vizinhanças. A determinação do ponto pode ser facilmente realizada
com auxílio de satélites, através de equipamentos GPS (Global Positioning System).
Geocentrismo heliocentrismo
2.7 Coordenadas Celestes
28
Em astronomia, houve a necessidade de se definir sistemas de coordenadas celestes.
Dentre os sistemas existentes, para fins de meteorologia, dois sistemas são importantes, o
SISTEMA EQUATORIAL e o SISTEMA HORIZONTAL LOCAL
Com o objetivo de simplificar os estudos das coordenas celestes, admite-se que os
astros estão dispostos sobre uma superfície esférica, denominada de ESFERA CELESTE.
Trata-se de uma esfera de diâmetro tão grande quanto se queira imaginar, na superfície da
qual todos os astros (Sol, Lua, estrelas, etc.) estariam projetados, e cujo centro coincide
com o centro da Terra. Os pontos e planos usados para definir as coordenadas celestes são
obtidos prolongando-se os eixos e os planos (paralelos e meridianos) terrestres até
interceptarem a esfera celeste. Obtêm-se, dessa maneira, os pólos celestes Norte e Sul, bem
como os meridianos e os paralelos celestes.
Nesse sistema, utilizam-se as coordenadas angulares, sem preocupação com as
distâncias dos astros. A posição do astro será determinada através de dois ângulos de
posição, um medido sobre um plano fundamental, e o outro medido perpendicularmente a
ele. Os pontos e planos usados para definir as coordenadas nesse sistema são obtidos
prolongando-se o eixo e os planos, paralelos e meridianos, do globo terrestre até
interceptarem os pólos norte e sul celeste, as linhas meridianas e os paralelos celestes.
Sistema Horizontal
Para caracterizar esse sistema, prolonga-se o raio terrestre que passa pelo local onde
se encontra o observador até que ele perfure a Esfera Celeste. Assim, obtém-se a
VERTICAL LOCAL e o ZÊNITE (ponto de interseção entre a vertical local e a esfera
celeste). O plano perpendicular à vertical local é o Plano do Horizonte Local. Este é o plano
que a vista de uma pessoa alcança quando gira 360° em torno de si mesma. Prolongando o
plano do horizonte local até tocar a esfera celeste, identifica seu HEMISFÉRIO CELESTE,
abaixo do qual não consegue ver um astro sequer. Note que o raio da terra comparado ao da
esfera celeste é desprezível, o que equivale a dizer que o plano horizonte local divide a
esfera celeste em dois hemisférios: o visível e o invisível. O rebatimento dos pólos celestes
no plano do horizonte local identifica os pontos cardeais NORTE e SUL.
Conseqüentemente, uma reta perpendicular à linha Norte-Sul identifica os pontos cardeais
LESTE E OESTE. Neste sistema temos:
29
Azimute (A): é o ângulo medido no plano horizonte local entre a projeção do raio
vetor do astro e a linha Norte-Sul. A origem de contagem do azimute é convencional,
podendo ser tanto o ponto cardeal norte quanto o sul. A contagem do azimute se fará de 0 a
+180° para azimutes a o oeste e 0 a -180° para azimutes a leste. Se o referencial for o Norte
pode-se usar a variação de 0 e 360°.
Altura do astro (h): ou elevação do astro, é o ângulo que o raio vetor do astro (vetor
que liga o centro da Terra ao astro) faz com o plano do horizonte local, variando de 0 a 90°.
O complemento da elevação é denominado de ÂNGULO ZENITAL (z). Assim, a distância
zenital é o ângulo medido sobre o círculo vertical do astro, com origem no zênite e
extremidade no astro. (h + z=90°)
Figura 12. Sistema de coordenadas horizontal, com indicação dos ângulos de Elevação (E),
Zenital (Z) e Azimute (A) do astro.
Sistema Equatorial
No sistema equatorial, as coordenadas que definem um astro são a ASCENSÃO
RETA e DECLINAÇÃO.
Ascensão reta (A): é o ângulo, medido no equador celeste, entre a projeção do raio
vetor do astro e o vetor posição do ponto vernal (vetor que liga o centro o centro da Terra
ao ponto vernal). A ascensão reta varia de 0 a 360° e é medida no sentido de rotação da
Terra.
Declinação (δ): é o ângulo entre o raio vetor do astro e o plano equatorial celeste;
varia de 0 a 90°, sendo considerada positiva quando o astro se encontra no Hemisfério
Norte Celeste e negativa quando o astro se encontra no Hemisfério Sul Celeste.
30
Figura 13. Sistema de coordenadas equatorial, com indicação dos ângulos de Ascensão
Reta e Declinação do astro.
2.8 Declinação Solar
Para um observador fixo na Terra, o Sol se movimenta na esfera celeste, no sentido
leste-oeste, devido ao movimento de rotação da Terra e outro no sentido norte-sul (Figura
10) , devido ao movimento de translação e a inclinação de 23°27’ (23,45°) do eixo terrestre
em relação ao plano da Eclíptica (Figura 14). A declinação, em um dado instante, equivale
à latitude do local aonde o astro culmina zenitalmente nesse mesmo instante.
31
Figura 14. Movimento anual aparente do Sol na direção meridional decorrente da
inclinação do eixo terrestre.
Os valores da declinação do Sol (δ) podem ser encontrados nos anuários do
Observatório Nacional, para todos os dias do ano. Entretanto, uma estimativa pode ser
obtida pela equação:
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡ +=
36536028445,23 NDAsenδ
em que NDA é o número do dia do ano. Valores positivos de δ significam que o sol está no
hemisfério Norte, enquanto que valores negativos indicam que o Sol está no hemisfério Sul.
Exemplo:
Determine a declinação do Sol no dia 14 de novembro e 21 de março.
NDA = (30,55*11-30+14) -2= 318,05 ≈ 318
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡ +=
36536031828445,23 senδ = 23,45 sen[(593,7)] = -18,91°
NDA = (30,55*3-30+21) -2= 80,65 ≈ 80
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡ +=
3653608028445,23 senδ = 23,45 sen[(359,0)] = -0,40 ≈ 0°
-23,45°
+23,45°
0°
32
A Figura 15, mostra como três observadores em três posições (latitudes) diferentes,
sem um no hemisfério Norte (+12°) e dois no hemisfério Sul (-12° e -30°) vêem o Sol ao
meio-dia, no transcorrer de se caminhamento aparente N-S ao longo do ano. Os
observadores situados entre os trópicos terão o Sol passando a pino (ou culminando
zenitalmente), sobre suas cabeças, duas vezes ao ano (Figura 11a e b), enquanto que aquele
situado ao sul do Trópico de Capricórnio nunca observará tal condição (Figura 11c). A
Figura apresenta, ainda, o ângulo zenital do sol ao meio-dia local, para os três
observadores.
A
B
33
Figura 15. Como três observadores vêem o Sol ao meio-dia nas várias épocas do ano,
estando em latitudes diferentes.
2.9 Estações do ano
A combinação do movimento de translação e a inclinação resultam nas estações do
ano. As estações iniciam nos instantes denominados SOLSTÍCIOS e EQUINÓCIOS
(Figura 12). Estas ocasiões são comemorações astronômicas, denominadas de efemérides.
Os solstícios são os instantes em que o Sol se encontra mais afastado do planto equatorial
celeste (terrestre) e equinócios, os instantes em que o Sol passa pelo plano equatorial, como
ilustrado na Figura 16.
C
34
Figura 16. As estações do ano. As áreas sombreadas representam porções da superfície
terrestres não atingidas pela luz solar.
Os solstícios e os equinócios são os eventos que estabelecem o início das estações
do ano em cada hemisfério. Para o hemisfério Sul o verão se inicia no dia 22 de dezembro
(dia de solstício de verão); o outono se inicia em 21 de março (dia de equinócio de outono)
o inverno no dia 22 de junho (dia de solstício de inverno) e a primavera se inicia no dia 23
de setembro (dia de equinócio de primavera).
2.10 Ângulo Zenital do Sol
Em função dos movimentos da Terra, verifica-se que os raios solares atingem a
superfície terrestre com diferentes ângulos zenitais, em diferentes horas e épocas do ano –
nos horários do nascer e do pôr do Sol o ângulo zenital é igual a 90o.
O conhecimento do ângulo zenital ao longo do ano tem inúmeras aplicações
práticas, principalmente na otimização de coletores solares e na projeção de sombras.
Naturalmente, o ângulo zenital do Sol pode ser medido com o auxílio de um teodolito ou de
um telescópio etc., desde que um filtro apropriado seja superposto à lente ocular do
instrumento (do contrário o observador pode sofrer danos irreparáveis na vista). Torna-se
35
muito mais prático, porém, calculá-lo em função de variáveis conhecidas. O ângulo zenital
em qualquer instante pode ser calculado, desde que fornecido a latitude do local (φ),
declinação solar (δ) e da hora do dia (h) pela seguinte equação:
Cos Z = sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) cos(h)
Na equação, h representa a hora do dia, expressa pelo ângulo formado pelo plano
meridiano no qual o Sol está posicionado no instante considerado e o plano meridional
local. A passagem do Sol pelo meridiano local divide o dia em duas partes simétricas. O
período de rotação da terra é de 24 horas, ou seja, este é o tempo entre duas passagens
consecutivas do sol pelo meridiano loca (passagem meridional). Isto significa que são
percorridos 360° em 24h, correspondendo a 15°/hora
Por convenção, o ângulo horário é normalmente considerado igual a zero, ao meio
dia solar, negativo no período da manhã e positivo no período da tarde, conforme
demonstrado a seguir:
Hora ...7 8 9 10 11 12
Ângulo
Horário
-75º -60º -45º -30º -15º 0°
Hora 12 13 14 15 16 17
Ângulo
Horário
0º 15º 30º 45º 60º 75°
De acordo com essa convenção de sinais, adotada para ângulo horário, pode-se
relacioná-lo com a hora do dia (tempo solar verdadeiro) por meio da seguinte equação:
h = (hora – 12) 15 Em que:
h é dado em horas.
Note-se que, nesta equação, “hora” corresponde ao “tempo solar verdadeiro”. O
meio-dia solar verdadeiro (não necessariamente o indicado pelo relógio) é definido como o
exato momento da culminação do Sol no meridiano do observador e, por conseguinte,
36
ocorre simultaneamente em todos os pontos do meridiano em questão. A culminação
também é chamada de passagem meridiana.
Em função da simetria da trajetória do sol com relação ao meio dia solar, o
fotoperíodo é igual ao dobro do ângulo horário na hora do nascer do sol (hn), isto é:
N = 2hn/15° Os ângulos horários correspondentes ao nascer e ao pôr do sol, respectivamente, são
determinados fazendo Z = 90°
0 = sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) cos (h)
Cos (h) = -tg (φ) tg (δ) H = arc.cos [-tg (φ) tg (δ)]
Ao meio dia solar (h=0°) portanto, cos (0)=1. Logo o ângulo zenital (Z12 ) é
calculado da seguinte maneira:
Cos Z = sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) 1
Cos Z = cos (δ-φ)
Z12 = δ-φ
Exemplo 1:
Calcular o ângulo zenital na passagem meridiana, para um local cuja latitude φ seja igual a
20°S, nas principais efemérides astronômicas (solstícios e equinócios).
Solstício de verão Z12 = -23,45°-(-20°)=-3,45 (O Sol estará ao Sul do local)
Solstício de inverno Z12=+23,45°-(-20°)=+43,45 (O Sol estará ao Norte do local)
Equinócio Z12 = 0-(-20)=20° (O Sol estará ao Norte do local)
Exemplo 2:
Deseja conhecer o ângulo zenital do Sol no horário solar de 15 horas, para o dia 21 de
março, em um local que se encontra à latitude de -45°
h = (15-12) 15 = +45°
φ = -45º
37
δ = 0°
Cos Z = sen (−45°) sen (0) + cos (−45) cos(0) cos(45)
Cos Z = 0,707 1 0,707
Cos Z = 0,499
Z = arc.cos 0,499 = 60,06º
Com base no ângulo zenital é possível calcular a projeção de uma Sombra S, de um
objeto d, no momento que se que saber a projeção da sombra. Pela Figura 13 observa-se
que quando o Sol faz um ângulo zenital Z, um obstáculo de altura d tem uma projeção de
Sombra S.
Figura 17. Estimativa da projeção da sombra S, de um objeto com altura d.
Pela definição de tangente (cateto oposto/cateto adjacente) tem-se:
tgZ = S/d
S = d tgZ
2.11 Azimute Solar (α)
Para a conhecermos a direção de uma sombra, é necessário conhecermos o azimute
do sol. No hemisfério sul é mais conveniente tomar o Sul como referência. No período da
manhã o Sol está à leste do obstáculo, enquanto que a tarde está a oeste. Portanto, no
período da manhã o azimute do Sol é contado a partir do Sul em direção a Leste, e a tarde é
em direção a Oeste. O valor de α é dado pela equação:
38
( )⎥⎦
⎤⎢⎣
⎡ −=
senZsenZsenarc
φδφα
coscoscos.
Exemplo:Para o exemplo anterior, calcule o azimute solar
( )⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
−−−
=6045cos
060cos45cos.sen
sensenarcα
( )⎥⎦
⎤⎢⎣
⎡ −=
)612,0(3535,0cos.arcα
α = arc.cos (-0,577) = 125,28°
Exemplo 2:
Exemplo2: Deseja-se conhecer o azimute do sol no horário solar de 15 h, para o dia 15 de
abril, em um local que se encontra a latitude de -35°
NDA = (30,55*4-30+15) -2= 105,2 ≈ 105
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡ +=
36536010528445,23 senδ = 23,45 sen[(383,67)] = +9,41°
Z = arc. cos [sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) cos(h)] Z = arc cos (sem-35sen9,41+cos-35cos9,41cos45 Z = arc cos (0,477)
Z = 61,46º
( )⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
−−−
=46,6135cos
41.946,61cos35cos.sen
sensenarcα
α = arc.cos (-0,437/0,7196)
α = 127,44°
Obs. Se quiser usar o Norte como referencia, então 127°+180°=307°. Veja a projeção da
trajetória do sol para este dia na Figura 14.
39
Figura 18. Variação do ângulo zenital e do azimute do sol para o dia 15/04 em uma latitude
de -35°.
2.12 Fotoperíodo
A declinação do sol provoca uma variação na duração do período em que o sol
permanece acima do plano do horizonte em um ponto sobre a superfície da Terra
(FOTOPERÍODO).
Entende-se por fotoperíodo (N) ao intervalo entre o nascer e o pôr-do-sol em um
dado dia, também denominado de duração do dia, ou seja,
N = Hora do pôr do Sol – hora do nascer do Sol Em virtude da simetria da trajetória do Sol com relação ao meio-dia solar, o
fotoperíodo é igual ao dobro do ângulo na hora do nascer do Sol (hn), isto é,
N = 2 hn/15° = 0,133hn
40
Tanto no nascer como no pôr-do-sol Z=90° e cos90°=0. Logo
cosZ = sen φ sen δ + cos φ cos δ cos h
0 = sen φ sen δ + cos φ cos δ cos h
cos (h) = -( sen φ sen δ)/(cos φ cos δ) = - tg φ tg δ
hn = arc.cos (-tg φ tg δ)
Exemplo:
Calcule o Fotoperíodo com base nos dados do exercício anterior.
hn = arc. cos (-tg-35tg9,41)
hn = 83,336°
N = 2*83,336/15 = 11,1 horas
Exemplo2:
Calcule o fotoperíodo e a hora do nascimento e ocaso do sol para o dia 24 de junho em
Bom Jesus-PI (9°S)
NDA = (30,55*6-30+24) -2= 175,3 ≈ 175
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡ +=
36536017528445,23 senδ = 23,45 sen[(453,69)] = +23,40°
Nascer e ocaso o ângulo zenital é igual a 90° e cos 90°=1, então
hn = arc.cos (-tg φ tg δ)
hn = arc cos (-tg-9tg23,4)
hn = 86,06°
N = 0,133*hn = 11,4h
hora do nascer = -86,06°/15 = -5,73h
logo,
12-(11,44/2)=6,27h ou 6h e 16 min
12+(11,44/2) = 17,73h Ou 17h e 44 min
41
A duração do fotoperíodo, além de sua importância em determinar o total diário de
radiação solar incidente sobre um local na Terra (ver capítulo sobre radiação solar), é
importante fator ecológico, pois grande número de espécies vegetais apresentam processo
de desenvolvimento que responde a esse fator (FOTOPERIODISMO).
Os fenômenos fotoperiódicos são observados tanto em animais quanto em plantas.
No reino animal, o comprimento do dia controla atividades sazonais como hibernação,
desenvolvimento de coberturas de inverno e atividade reprodutiva. As respostas das plantas
controladas pela duração do dia são numerosas, incluindo a iniciação do florescimento, a
reprodução assexual, a formação dos órgãos de reserva e a indução a dormência.
Por exemplo, plantas perenes adaptadas a climas frios respondem a estímulos do
fotoperíodo, pois é freqüente a ocorrência de curtos períodos com elevação subida da
temperatura durante o inverno. Se essas plantas responderem apenas a estímulos de
temperatura, sofrerão danos térmicos logo que a temperatura voltar ao normal do inverno.
Portanto, o fotoperíodo funciona como um estímulo que a planta percebe tanto para iniciar
seu período de repouso como para retornar ao período vegetativo.
A classificação das plantas de acordo com suas respostas fotoperiódicas está
baseada no florescimento. As duas principais categorias de respostas são plantas de dias
curtos e plantas de dias longos:
Plantas de dias curtos: florescem ou têm florescimento acelerado por dias curtos.
Plantas de dias longos: florescem ou têm florescimento acelerado por dias longos.
A distinção essencial entre plantas de dias longos e de dias curtos é que o
florescimento nas primeiras (dias longos) é estimulado somente quando a duração do dia
excede (ou a duração da noite é menor do que) uma certa duração, chamada de fotoperíodo
crítico. Já para as plantas de dias curtos é quando a duração do dia é menor (ou a duração
da noite excede) do que o fotoperíodo crítico. O fotoperíodo crítico é variável entre as
espécies.
Por fim, espécies que florescem em qualquer condição são referidas como plantas
dias neutros, são insensíveis ao fotoperíodo.
42
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA AGRÍCOLA
Prof. Cláudio Ricardo da Silva
1ªLista de exercícios
Aluno_______________________________________________________________-
1) Determinar a declinação, ângulo zenital e azimute do Sol, em Bom Jesus-PI (9ºS), no dia
21 de março ao meio dia solar.
R:
2) Determinar a duração do dia (N) para a latitude de 22°S e 9°S, nas épocas a seguir:
a) Solstício de verão
b) Solstício de inverno
R:
3) Calcule a hora do nascimento e ocaso do Sol para o dia 23 de janeiro em Bom Jesus-PI
(9°S)
R:
4) Um produtor vem consultá-lo para explicar por que a sua lavoura floresceu com porte
baixo (desenvolvimento vegetativo prematuro) o que diminuiu a capacidade produtiva da
planta. Após uma pesquisa, você observou que esta espécie é uma planta de “dias curtos”,
ou seja, floresce quando a duração do dia é inferior a um limite crítico, que neste caso é de
11 horas. Para Bom Jesus (9°S), existe algum risco desta espécie florescer, caso o produtor
decida pelo plantio desta variedade? Demonstre
R:
5) Em um determinado local no hemisfério Norte é solstício de verão. Ao meio dia solar,
um estudante registrou, com a ajuda de um teodolito, um ângulo zenital do Sol de 15°. Às 9
h local sabe-se que em Londres (Greenwich) são 12 horas. Qual a longitude e latitude do
local?
R:
6) Você está perdido na reserva florestal “Pinus”. Seu relógio é especial e registra também
a hora de “Greenwich”(15 horas). Na passagem meridiana (meio dia local) você observou
que o ângulo zenital era de 10º e o seu anuário astronômico de bolso marca para esse dia
(22 de junho) a declinação solar de 23,45°N. Você consegue se comunicar através do rádio,
43
mas não sabe a sua localização. De acordo com os dados que possui, qual será sua latitude e
longitude?
R:
7) Quando o Sol está com um ângulo zenital de 60°, qual o comprimento da sombra de um
poste de 7,5m de altura?
R:
8) Esquematize a projeção da sombra da parede na superfície horizontal. Dados: latitude de
25°S, solstício de inverno, 14 horas.
R:
44
Capítulo 3. RADIAÇÃO SOLAR
Quase todas as fontes de energia utilizadas na Terra têm origem na energia
proveniente do Sol. A gasolina, o óleo diesel e os derivados do petróleo são formados pelos
fósseis vegetais e animais, assim como os alimentos, a lenha, o carvão vegetal, produzidos
pelas plantas, são resultados da transformação da energia proveniente do Sol (fotossíntese)
em energia química de ligação, principalmente do carbono e hidrogênio.
Uma das fontes de energia, do nosso planeta, que não tem origem solar é a energia
de fusão nuclear, usadas nas bombas H e nas controversas usinas nucleares. Tanto a
hidroeletricidade como a energia dos ventos e as combustões de todos os tipos dependem
da radiação solar, seja para a evaporação da água, para a circulação de ar ou para a
fotossíntese que garante a formação dos combustíveis.
A pergunta que fica é: que origem tem a energia solar? Esta energia (radiante) é
resultado da fusão nuclear (núcleos de hidrogênio que se juntam para compor núcleos mais
complexos, como o de Hélio), que se dá no processo de evolução das estrelas.
Para a fusão nuclear ser possível é preciso uma temperatura altíssima, de milhões de
graus. Qual a origem inicial desta temperatura? Que energia a promove? É a energia
gravitacional. Estrelas como o Sol, se formam pela autocompactação de grandes nuvens
cósmicas que “caem sobre si mesmas”. Nesse processo a energia potencial gravitacional se
transforma em energia cinética, térmica, garantindo a alta temperatura essencial à fusão
nuclear.
A propagação da energia térmica pode ocorrer através de três processos diferentes:
condução (transmitida através do choque entre as moléculas), convecção (transmitida de
uma região a outra através do transporte de matéria) e radiação.
Denomina-se radiação, ou energia radiante, à energia que se propaga sem
necessidade da presença de um meio material (obs. condução e convecção precisam). O
termo radiação é igualmente aplicado para designar o próprio processo de transferência
desse tipo de energia. A grande parte da energia produzida pelo Sol é radiante.
Se colocarmos a mão sob uma lâmpada acessa, sem tocá-la, teremos a sensação de
calor. Como a ar é um mau condutor térmico, praticamente não ocorre condução. Também
45
não há convecção, porque o ar quente sobe. Então o calor que recebemos só pode nos ter
atingido admitindo-se que ondas se propagaram da lâmpada até a nossa mão.
A radiação solar é a maior fonte de energia para a Terra, sendo também o principal
elemento meteorológico, pois é ela que desencadeia todo o processo meteorológico
afetando todos os outros elementos (temperatura, pressão, vento, chuva, umidade, etc).
Trata-se portanto de um elemento primordial no entendimento da variação dos demais. A
energia solar é a fonte primária de energia para todos os processos terrestres, desde a
fotossíntese até o desenvolvimento de furacões, tempestades, enfim, pela circulação geral
da atmosfera.
3.1 Espectro da radiação solar
Sob a ótica ondulatória, a radiação solar pode ser vista como um conjunto de ondas
eletromagnéticas que se propagam no vácuo a mesma velocidade (≈300.000 km s-1). Essas
ondas são caracterizadas por uma freqüência de oscilação (f) e pelo comprimento de onda
(λ). O comprimento de onda é definido como a distância que separa duas cristas
consecutivas; a freqüência pelo número de cristas que passa por um ponto de referência, na
unidade de tempo. O comprimento de onda é normalmente expresso em micrômetros (10-
6,µm) ou nanômetros (10-9, nm) e a freqüência em ciclos por segundo, ou Hertzs (Hz).
O produto do comprimento de onda (λ) pela freqüência (f) da radiação é igual à
velocidade de propagação da luz no vácuo (c):
c = f λ ; λ = c f-1 f = c λ-1 sendo c = 2,997925x108 m s -1. Essa relação mostra que é fácil transformar freqüência
em comprimento de onda e vice-versa e daqui conclui-se que, quanto maior a freqüência
menor o comprimento da onda e vice-versa.
São conhecidas radiações com comprimento de onda que variam desde 0,001µm até
cerca de 1000 µm, abrangendo faixas denominadas de raios gama, x, radiação ultravioleta,
luz, calor, ondas de rádio e radar. Ao conjunto de todas elas denomina-se espectro
eletromagnético (Figura 18). Em agrometeorologia, apenas as ondas provenientes do Sol
(que produzem energia térmica) são estudadas, no caso, luz visível e calor (0,2 a 1000 µm).
Apenas as radiações de comprimentos de onda compreendidos entre 0,36 e 0,74 µm
46
podem ser detectadas pelo olho humano, constituindo a faixa visível do espectro
eletromagnético ou luz visível. Dentro dessa faixa, a vista humana consegue diferenciar as
seguintes cores:
violeta 0,36 a 0,42 µm;
índigo-azul 0,42 a 0,49 µm;
verde 0,49 a 0,54 µm;
amarelo 0,54 a 0,59 µm;
laranja 0,59 a 0,65 µm;
vermelho 0,65 a 0,74 µm.
Figura 18. Espectro eletromagnético.
Esses intervalos são arbitrários e aproximados, pois não há limites nítidos entre as
cores. A transição entre cores vizinhas se dá de maneira gradual, como se pode verificar em
um arco-íris.
As radiações com comprimento de onda superior a 0,74 µm, por apresentarem
freqüência menor que a da luz vermelha, são ditas infravermelhas. Por outro lado, àquelas
cujo comprimento de onda é inferior a 0,36 µm (freqüência superior à da luz violeta)
chamam-se ultravioletas. O espectro eletromagnético fica, assim, subdividido em três
regiões, ou faixas: ultravioleta, visível e infravermelha.
47
• Radiação ultravioleta (UV) 0,01<λ<0,4 µm
• Radiação visível (VIS) 0,4<λ<0,7 µm
• Radiação infravermelho próximo (IVP) 0,7<λ<3,0 µm
A radiação visível é praticamente aquela utilizada pelas plantas no processo
fotossintético, sendo denominada de FOTOSSINTETICAMENTE ATIVA (PAR). Isto não
significa que a radiação (IPV) não seja importante. Fitocromos e hormônios são
(des)ativados por essa radiação, e afetam tanto o crescimento como o desenvolvimento das
plantas. Os efeitos da radiação IVP são mais qualitativos do que quantitativos.
3.2. Leis de Radiação – interações da energia radiante com os corpos
A taxa de energia transferida pela radiação eletromagnética é denominada de
FLUXO RADIATIVO, que apresenta energia por unidade de tempo como unidade. Por
exemplo, o fluxo radiativo do Sol é de 3,90 1026W. Dividindo se o fluxo radiativo por uma
área unitária obtém-se uma DENSIDADE DE FLUXO RADIATIVO.
Existe terminologia própria, em estudos de radiação atmosférica, para distinguir
entre a densidade de fluxo incidente sobre uma superfície e a densidade de fluxo emitido
por ela. O termo EMITÂNCIA radiante de uma superfície se refere à densidade de fluxo de
radiação emitido por essa superfície. Por outro lado, a IRRADIÂNCIA sobre uma
superfície se refere à densidade de fluxo de radiação incidente sobre a mesma.
Outras definições são apresentadas a seguir.
Definições:
Corpo negro: É um corpo hipotético, capaz de absorver integralmente toda a
energia radiante incidente sobre ele.
Emissividade (e): A emissividade de um corpo é definida com a razão entre a
emitância monocromática deste corpo e a correspondente emitância monocromática de um
corpo negro, à mesma temperatura do corpo considerado. Desta forma a emissividade de
um corpo negro é igual a 1.
Absortividade (a): A absortividade monocromática de uma substância é definida
com a razão entre a quantidade de energia radiante absorvida (absortância, A) pela
48
substância e o total incidente (F), para um dado comprimento de onda. Nota-se que pela
definição, a absortividade de uma corpo negro é também igual a 1.
Refletividade(r): É reflectividade de uma substância é definida como a razão entre
a quantidade de energia radiante refletida (refletância, R) pela substância e o total incidente
(F), para um dado comprimento de onda. Um corpo negro tem reflectividade nula.
Transmissividade (t): A transmissividade monocromática de um meio é definida
como a razão entre a quantidade de energia radiante transmitida (transmitância, R) e o total
incidente (F), para um dado comprimento de onda. Um corpo negro tem transmissividade
nula.
Pela conservação de energia, tem-se que:
Fluxo incidente = A + R + T em que, dividindo pelo fluxo incidente, tem-se que:
a + r + t = 1 Na natureza, o comportamento de algumas substâncias é bem próximo do
comportamento de um “corpo negro”, em algumas faixas do espectro, isto é a=1, r=0=t.
Exemplo1:
A irradiância na superfície de um corpo é de 200 W. Sua transmissividade é de 0,3 e
sua superfície absorve 80W. Determinar:
a) a refletância total do corpo:
R = 200-80 = 120W
b) a reflectividade do corpo
R = 120W/200W = 0,6
c) a transmitância do corpo
R = 0,3*200W = 60W
Lei de Stefan-Boltzmann
Todo corpo com temperatura acima de 0 K emite energia radiativa e esta lei diz que
“A emitância radiante total (densidade de fluxo emitido) de um corpo negro é diretamente
proporcional à quarta potência de sua temperatura absoluta”, de acordo com a equação:
E = e σ T4
49
Em que e é a emissividade do corpo, σ é a constante de Stefan-Boltzmann (= 5,67 10-8
Wm-2 K-4 = 4,903 10-9 MJ m-2 d-1 K-4
Para a maioria dos objetos naturais, a emissividade varia de 0,95 a 1,0. Para fins de
agrometeorologia adota-se o valor unitário se incorrer em grandes erros.
Esta foi muito importante para o desenvolvimento de sensores de temperatura
(termômetro ao infravermelho) e para o desenvolvimento de imagens de satélites
(infravermelho). Estas imagens normalmente são em negativas, então, as áreas mais escuras
representam regiões de forte emissão (altas temperaturas) e as mais claras representam as
regiões de menor temperatura.
Quanto aos termômetros ao infravermelho disponíveis no mercado, faz necessário a
sua calibração periodicamente. Para isto, são usados calibradores que consiste em ajustar as
temperaturas do termômetro com as temperaturas de um corpo negro (calibrador)
aquecendo e resfriando, permitindo assim a elaboração de uma curva de calibração por
meio da análise de regressão.
Exemplo1:
Determine a emitância radiante de um corpo negro à temperatura de 5770 K (Sol)
E = 1 5,67 10-8 57704 = 62.847.254 W ou 6,2 107Wm-2
Lei de Wien
Esta lei estabelece que “é constante o produto da temperatura absoluta de um corpo
negro pelo comprimento de onda de máxima emissão energética (λmax) ,do próprio objeto”,
isto é,
T λmax = 2898 µm K Daqui conclui-se que, quanto maior a temperatura menor o comprimento de onda de
máxima emissão energética do corpo. Com se sabe, o Sol e a Terra emitem praticamente
como corpos negros, a temperaturas aproximadas de 5770 K e 300K, respectivamente. Pela
lei de Wien determina-se que a energia emitida pelo Sol tem comprimento de ≈0,50 µm
(próximo ao amarelo) e a Terra com ≈10 µm. Por essa razão a radiação solar é denominada
RADIAÇÃO DE ONDAS CURTAS e a terrestre de RADIAÇÃO DE ONDAS LONGAS.
50
Lei de Lambert
Devido a distancia Terra-Sol e a relação entre os volumes dos dois astros, apenas
uma pequeníssima fração da energia emitida atinge a superfície da Terra na forma de feixe
de raios paralelos entre si.
Em um instante qualquer, o ângulo zenital Z (Figura 19) determina a quantidade de
energia solar que atinge o limite externo da atmosfera terrestre. Tomando-se como
referência uma área unitária (A1) igual a 1 m2, quando os raios solares incidem
perpendicularmente sobre ela, a quantidade de energia solar S se distribui sobre 1 m2,
determinando a intensidade solar (ou fluxo radiante incidente, irradiância) Io=S/A1.
Quando os raios solares inclinam-se a mesma quantidade de energia S se distribui sobre
uma área maior (A2), resultando em uma intensidade menor I=S/A2.
51
Figura 49. Visualização gráfica do ângulo zenital do sol.
Pela Lei de Lambert “Quando um fluxo radiante (S) incide sobre uma superfície
formando um ângulo Z com a normal4 a esta superfície, a irradiância sobre a superfície
considerada será o produto da irradiância na superfície normal aos raios pelo co-seno do
ângulo de incidência. Matematicamente, pode-se demonstrar:
SA
AS
ASAS
IIo 2.
12
1 ==
IoAAI
AA
IIo .
21
12
=∴=
Como A1/A2 = cos Z, tem-se que
I = Io cos Z.
Como no nascer e ocaso do Sol o ângulo zenital é 90 (cos90° = 0) portanto, a
irradiância solar é igual a zero. Com a diminuição do ângulo zenital com o passar das horas,
a irradiância vai aumentando até atingir seu máximo ao meio dia, ou seja quando o sol
passa pelo meridiano local (“passagem meridiana”).
4 Reta perpendicular.
52
Esta lei possibilita o entendimento do porquê a variação na intensidade da radiação
solar entre os pólos e os trópicos além de sua sazonalidade (diária e anual). As variações
não afetam somente a radiação, como também a temperatura, umidade relativa do ar, nos
ventos predominantes, chuva, etc. As mudanças no comportamento médio da atmosfera,
causadas por diferenças no aquecimento, são mais acentuadas quanto mais afastada da faixa
equatorial estiver a região que se considere.
3.3 Constante Solar
A densidade de fluxo de radiação solar incidente (irradiância) em uma superfície
plana normal aos raios solares, no topo da atmosfera e à distância Terra-Sol igual uma
unidade astronômica (1 UA), defini-se como CONSTANTE SOLAR (Io). Sua unidade de
expressão é energia por área e por tempo, e no SI é dada em joule m-2s-1, ou em watt m-2
(1J s-1 = 1 W). Outra forma comum de expressá-la é caloria cm-2min-1. Sendo 1 cal = 4,18J,
resulta que 1 cal cm-2min-1 = 696,7Wm-2.
Como se depreende, a constante solar equivale a irradiância em uma área normal à
direção da propagação da energia solar, que seria observada, imediatamente acima da
atmosfera, quando a Terra estivesse à distância média do Sol. Alguns autores preferem
adotar a expressão "topo da atmosfera" para indicar que não há absorção atmosférica
alguma. Essa terminologia generalizou-se por permitir uma definição mais resumida, muito
embora se saiba que a atmosfera não tem qualquer limite superior no sentido físico.
Atualmente, as medições feitas por satélites artificiais indicam um valor de Io de
1.367 W m-2.
3.4 Irradiância solar extraterrestre Como a distância média Terra-Sol (D) varia continuadamente a constante solar deve
ser corrigida pelo fator (D/d)2. Além disso, o movimento de rotação faz com que um local
receba os raios solares com inclinação diferente ao longo do dia (lei de Lambert). Portanto,
em um determinado instante (h) de um dia com declinação solar (δ), e em um local de
latitude ф, a energia solar que incide no topo da atmosfera terrestre é dada pela lei de
Lambert, corrigindo-se o valor de Io, ou seja:
Ih = Io (D/d)2 cos Zh
53
O somatório dos valores instantâneos de irradiância no topo da atmosfera ao longo
do dia (integração) é um valor teórico muito útil, pois representa o potencial de energia
incidente na região. A esse total diário denomina-se de IRRADIÂNCIA SOLAR
EXTRATERRESTE, sendo representada por Qo, tem-se:
dtIQotp
tnh∫=
sendo n e p, respectivamente, os tempos (horários) do nascer e do pôr-do-Sol.
Pode-se relacionar o tempo t (horas) para ângulo horário (h) correspondente, através
da velocidade angular da Terra
ω = dh/dt = 2π (rad/dia)
dt = (1/ω)dh
Substituindo esta expressão para dt e sabendo-se que os instantes tn e tp
correspondem aos ângulos horários –h e +h, respectivamente tem-se:
dhIQoh
hh∫
+
−
=π21
Substituindo Ih,
∫+
−=
h
hdhhZ
dDIQo cos
2
2)/(0 π
∫+
−+=
h
hdhsensen
dDIQo cosh)coscos(
2
2)/(0 δφδφ
π
∫+
−∫
+
−+=
h
h
h
hdhdhsensen
dDIQo cosh)cos(cos)(
2
2)/(0 δφδφ
π
∫+
−∫
+
−+=
h
h
h
hdhdhsensen
dDIQo cosh)cos(cos)(
2
2)/(0 δφδφ
π
54
∫+
−∫
+
−+=
h
h
h
hdhdhsensen
dDIQo ]coshcoscos[
2
2)/(0 δφδφ
π
))]((coscos)(([2
2)/(0 hsensenhhhsensen
dDIQo −−+−−= δφδφ
π
)](coscos)([2
2)/(02 senhhsensen
dDIQo δφδφ
π+=
)](coscos)(][2)/(
0[ senhhsensendDIQo δφδφπ
+=
Nesta equação deve-se usar h em radianos em lugar de graus (π/180) e Io em W m-2,
para que se tenha o valor Qo em megajoules por metro quadrado. Para a totalização diária
(MJ m-2 dia-1) deve-se ainda multiplicar o resultado por 86.400. Se entrar com o valor Io =
1367 W m-2 a equação se reduz a:
)](coscos)180
(][1416,3
2)/(136786400[ senhsensenh
dDQo δφδφ
π+=
)]coscos)(180
[()/(6,37 2 senhsensenhdDQo δφδφπ+=
Exemplo 1: Calcule a irradiância solar sobre uma superfície horizontal no topo da
atmosfera para o dia 15 de setembro em Bom Jesus-PI.
NDA = (30,55*9-30+15)-2= 257,95 ≈ 258
(D/d)2 = 1+0,033 cos (NDA*360/365)
(D/d)2 = 1+0,033 cos (258*360/365) = 0,991
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
+=365
36025828445,23 senδ = 23,45 sen[(534,57)] = +2,22°
hn = arc.cos (-tg φ tg δ)
hn = arc.cos (-tg -9° tg 2,22°)
hn = arc cos (0,00613)
55
hn = 89,65° em radianos 89,65 (π/180) = 1,56 rad
)senhcoscossensenh(2)d/D(6,37Qo δφ+δφ=
Qo = 37,6 0,991 [(1,56) sen -9° sen 2,22° + cos -9 cos 2,22 sen 86,65°)]
Qo = 58,12 [-0,00945+0,9852)]
Qo = 37,26 (0,9757)
Qo = 36,35 MJ m-2 dia-1
Este resultado indica que cada metro quadrado de uma superfície horizontal, no topo
da atmosfera, a latitude de -9°, recebe 36,35 megajoules de energia solar durante todo o dia
15 de setembro.
3.5 Irradiância solar extraterrestre em superfícies inclinadas
Com exceção de algumas regiões (oceanos, chapadas, etc.) a superfície da Terra é
formada por relevo irregular com faces de terreno com exposições submetidas a diferentes
regimes de radiação solar.
Para uma superfície inclinada, além da latitude (Φ) e da declinação solar (δ), a
incidência dos raios solares é afetada pelo ângulo de inclinação (I) e sua orientação em
relação ao meridiano local (azimute).
Superfícies voltadas para o norte ou sul
A inclinação Norte ou Sul pode aumentar ou diminuir a quantidade de radiação
solar, dependendo da declinação solar. A Figura 20 mostra duas rampas localizadas nas
latitudes de Φ e Φ-β. A superfície na latitude Φ está inclinada com um ângulo β ao passo
que a superfície localizada em Φ-β é horizontal. Então, a superfície localizada em Φ e
inclinada na direção do equador (sul) com um ângulo β é paralela a superfície horizontal da
latitude Φ-β . Desta forma, o ângulo θ é igual a Z da latitude Φ-β.
56
Figura 20. Diagrama mostrando a igualdade dos ângulos Φ e Z.
Φa = Φ + β
β, inclinação. Se voltada para o Sul (negativa) e voltada para o Norte (positiva)
Exemplo:
Em qual das superfícies (horizontal, 15°N e 15°S), considerando-as localizadas no
município de Curitiba-PR (25°26’S, 49°16’W, 947 m) ocorre maior irradiação solar, no dia
22/06 ao meio-dia solar?
Superfície horizontal
Z = δ-Φ = 23,45°-(-25,43°) = 50,88°N
Superfície com 15°N =
Φa = Φ + β = -25,43+(15°)=-10,43°
Z = δ-Φa = 23,45°-(-10,43°) = 33,88°N
Superfície com 15°S =
Φa = Φ - β = -25,43+(-15°)=-40,43°
Z = δ-Φa = 23,45°-(-40,43°) = 63,88°N
57
A irradiância global, em uma superfície com inclinação norte-sul na ausência da
atmosfera será obtida pela seguinte equação:
}{237, 6( / ) ( )[ ( ) cos( )cos )180
Qo D d h sen sen senhπ= φ+β δ+ φ+β δ
Superfícies inclinadas na direção Leste-Oeste
Diminui a quantidade de radiação solar total a superfície, pela redução no
fotoperíodo. Se inclinação oeste, o nascer do Sol é atrasado e se inclinação leste o por do
Sol é antecipado. Desta forma, o ângulo horário deverá ser reduzido proporcionalmente a β.
Então, o fotoperíodo (duração do dia) será calculado da seguinte maneira:
Nc = (2hn-β)/15°
Em que,
hn = ângulo horário ao nascer do Sol
β= ângulo de inclinação da superfície.
A irradiância global em rampas de exposição leste-oeste na ausência da atmosfera
será obtida pela seguinte equação:
{ }237, 6( / ) [( )( cos cos ( ))180
Qo D d h sen sen sen hπ
= − β φ δ + φ δ − β
Exemplo:
Determine a duração do dia 15/01, em Camocim-CE (02°54’S e 40°50’W) para uma
superfície plana, com 20°E e 35°W
( ) 36023, 45 284 15
365senδ = +
⎡ ⎤⎢ ⎥⎣ ⎦
= 23,45 sen[(294,90)] = -21,26°
hn = arc.cos (-tg φ tg δ)
hn = arc.cos (-tg -2,9° tg -21,26°)
hn = 88,87°
N= 0,133 hn = 11,8h (superfície plana)
N= (2hn-20°)/15 = (2x88,87-20) = 10,5h (superfície com 20°E)
58
N= (2xhn-35°) = (2x88,87-35) = 9,52h (superfície com 35°W)
3.6 Efeitos da atmosfera na radiação solar
Ao atravessar a atmosfera terrestre, a radiação solar é atenuada pelos processos de
difusão (espalhamento) e absorção. Esses modos de interação dependem do comprimento
da onda da radiação e do tamanho do constituinte atmosférico. Há, portanto, uma interação
seletiva que depende das condições atmosféricas do local.
Difusão da radiação solar
Quanto ao processo de difusão (espalhamento) da radiação solar, o efeito dos
constituintes atmosféricos apenas muda a direção dos raios solares. Não há perda de energia
radiante. Evidentemente, esse processo também afeta a quantidade de radiação solar que
atinge a superfície da Terra, pois parte dessa radiação é difundida de volta para o espaço
sideral. Esse processo é facilmente percebido em dias nublados (gotículas de água), e em
dias com alto teor de poeira (fumaça e partículas suspensas no ar) quando a radiação solar
tem mais dificuldade de atingir diretamente a superfície. Nota-se nessas situações que os
raios solares vêm de todas as direções, não projetando sombra nos objetos. Por esse motivo,
essa parte da radiação é denominada de DIFUSA.
Na presença de partículas (aerosóis e gotículas) de raio r (<0,1µm), pequenas se
comparadas ao comprimento da onda, a difusão é tanto maior quanto menor for o
comprimento de onda da radiação. Na faixa visível do espectro, a radiação violeta é a que
sofre maior espalhamento, seguindo-se do azul. Mas embora o espalhamento sofrido pela
radiação violeta seja maior, o céu limpo apresenta uma coloração “azulada” ao invés do
violeta, uma vez que a transmissividade da atmosfera para o azul é maior do que para o
violeta, isto acrescido ao fato de o olho humano ser mais sensível à cor azul.
Para partículas maiores (em relação ao comprimento da onda), o espalhamento
ocorre para todos os comprimentos de onda dai por que o céu pode se tornar branco quando
um número significativo de grandes partículas está presente.
59
Quanto mais limpa estiver a atmosfera, menor será a proporção da radiação solar
que sofrerá o processo de difusão. Isso significa que a maior proporção dos raios solares
atingirá diretamente a superfície. Essa radiação DIRETA é que projeta a sombra dos
objetos. Ela tem sempre uma direção bem definida (unidirecional) e determinada pelo
ângulo zenital (Z) dos raios solares. Quanto maior for Z, maior será a espessura da camada
atmosférica a ser atravessada pelos raios solares. É por isso que se consegue olhar o
nascer/pôr-do-Sol sem proteção para os olhos.
Absorção
O processo de absorção ocorre quando a soma da energia espalhada e a energia
transmitida são menores que a energia incidente. A energia absorvida causadora dessa
diferença pode alterar a temperatura, a composição química e inúmeras outras propriedades
da partícula.
Enquanto o espalhamento atmosférico da radiação solar é uma função contínua do
comprimento da onda, a absorção é em geral seletiva, sendo o vapor d’água, o ozônio e o
gás carbono os principais agentes absorvedores. Além destes, outros elementos também
atuam como N2O, CH4, O2, etc.
Como se observa da Figura 21, a atmosfera é praticamente transparente (absorção
nula) à radiação solar na faixa de 0,3 a 0,8 µm (visível). Entre 8 a 12 µm (infravermelho) a
absorção também é nula (exceto na região próxima a 9,6 µm, em que o ozônio absorve
intensamente). Esta região do espectro é conhecida como JANELA ATMOSFÉRICA,
porque em condições de dia “limpo”, parte da radiação emitida pela Terra nesta faixa
atravessa a atmosfera, perdendo-se no espaço.
60
Figura 21. Espectros de absorção para o vapor d’água, gás carbônico, ozônio, O2, N2O,
CH4 e para a atmosfera.
Sendo a atmosfera praticamente transparente à radiação solar, e praticamente opaca
à radiação terrestre (exceto na região da Janela Atmosférica), o efeito resultante é
denominado de EFEITO ESTUFA, em que o comportamento da atmosfera se assemelha ao
de um vidro cobrindo uma casa de vegetação, o qual permite a entrada de radiação solar
mas impede a saída da radiação emitida pelas plantas.
As nuvens por outro lado, exercem papel importantíssimo no balanço de radiação do
Planeta. Elas refletem intensamente a radiação solar, e absorvem também intensamente a
radiação emitida pela Terra. Desta forma, a presença de nuvens impedirá a ocorrência de
um grande aquecimento diurno, assim como, a ocorrência de um grande resfriamento
noturno.
O ozônio também oferece particular interesse, uma vez que atua como absorvedor
numa faixa de radiação de importância vital para os seres vivos. Essa radiação é altamente
energética, com alto poder de penetração e causa distúrbios nas células vivas,
principalmente em microorganismos. Não fosse a existência da camada de ozônio entre
aproximadamente, 20 e 30 km de altura, a vida na Terra não seria possível. Em regiões
altas, com atmosfera rarefeita, sua incidência é maior que em regiões situadas ao nível do
mar.
Levando em consideração os efeitos do espalhamento e da absorção pelos
constituintes atmosféricos, a radiação solar chega à superfície na forma de dois fluxos:
fluxo de radiação direta e fluxo de radiação difusa.
3.7 Irradiância terrestre global: direta e difusa
Portanto, a radiação solar que atinge a superfície da Terra (irradiância global
terrestre, Qg), tem uma parte devido a irradiância direta (Qd) e outra devido à
irradiância difusa (Qc). A proporção de cada uma depende das condições atmosféricas.
61
Por exemplo, num dia chuvoso, é comum a ocorrência de irradiância direta nula, sendo
desta forma, toda a irradiância global terrestre composta pela irradiância difusa.
Qg = Qd+Qc Como a condição do tempo (nebulosidade) varia muito ao longo de um dia, a
irradiância global no solo resulta tanto a irradiância direta quanto a difusa, sendo desta
forma, a melhor forma de quantificar a irradiância global diária por meio de aparelhos
denominados de piranômetros, radiômetros e actinógrafos. Estes equipamentos utilizam
diversos princípios físicos, desde geração de uma corrente elétrica até dilatação de metais.
Um dos mais comuns entre os sensores é o piranômetro de fotodiodo de silício
(Figura 21).
Este sensor responde a absorção de energia, gerando uma corrente elétrica
proporcional a irradiância global. Também utiliza uma constante de calibração para a
conversão da corrente em irradiância. Neste instrumento, o fotodiodo é protegido por uma
placa difusora que filtras as ondas longas e também as ondas curtas acima de 1,3 µm. O
fator de calibração incorpora a energia solar de comprimento maior que 1,3 fazendo uma
compensação. A vantagem deste sensor é que permite o acoplamento em sistemas de
aquisição automático de dados (“datalogger”).
Figura 21. Sensor de radiação global (piranômetro de fotodiodo de silício).
A razão entre a irradiância solar global e a extraterrestre denomina-se Transmitância
Global (Tg), ou seja, representa a proporção da radiação solar determinada no limite
extremo da atmosfera que efetivamente atinge a superfície terrestre. Como ao longo do dia
a espessura da atmosfera varia em função do ângulo zenital, Tg também varia. Como média
geral, Tg = 0,50, ou seja, Qg = 0,50 Qo.
62
3.8 Estimativa da irradiância global terrestre
Na escassez de sensores para a medição da irradiância global, esta pode ser
estimada com fórmulas empíricas com base em outros parâmetros meteorológicos, tais
como duração do brilho solar, também conhecido como insolação.
Para determinar o numero de horas de brilho solar ou insolação faz-se necessário
utilizar um equipamento denominado de heliógrafo.
Este equipamento (modelo Campbell Stokes, Figura 22) consiste de uma esfera de
cristal, ajustada a um suporte no qual uma tira de papelão é fixada. A convergência dos
raios solares sobre a tira, quando há irradiância direta, produz sua queima, permitindo o
registro do período de insolação. As tiras registradoras variam de acordo com a época do
ano. Para o período de inverno são utilizadas tiras curvas curtas, no verão são curvas longas
e na primavera e outono as retas. Esse equipamento deve ser instalado em uma posição
isenta de projeção de qualquer tipo de sombra ou obstrução aos raios solares. O
equipamento necessita de dois ajustes: de meridiano, para que o eixo da esfera se alinhe no
sentido Norte-Sul e de latitude local, para que o eixo da esfera fique paralelo ao eixo
terrestre. Em dias com chuva ou orvalho intenso, as tiras ficam molhadas e demoram a
registrar a incidência dos raios solares.
Figura 22. Heliógrafo.
63
Com os dados de insolação (n) a irradiância pode ser estimada com base na equação
proposta por Angströn-Prescott, e que relaciona os quocientes Qg/Qo e n/N
Nnba
QoQg
+=
em que:
Qo – irradiância solar global extraterrestre no dia desejado,
N – Fotoperíodo do dia, que representa o número máximo de horas com brilho solar,
a e b – coeficientes da equação empírica, sendo específicos para o local,
n – insolação.
Quando não há coeficientes para o local, pode-se utilizar os seguintes valores:
Nn52,0cos29,0
QoQg
+φ=
em que Φ é latitude, expressa em graus e décimos.
Exemplo1: Estime a irradiância solar que chega a superfície em Bom Jesus, PI no dia 10 de
maio, considerando que a insolação foi de 9horas.
10 de maio:
NDA = (30,55*5-30+10)-2= 130,75 ≈ 130
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡
+=δ365
360130284sen45,23 = 23,45 sen(408,32) = 17,51°
hn = arc.cos (-tg φ tg δ)
hn = arc cos (-tg-9tg17,51)
hn = arc cos (0,049)
hn = 87,13° ou 1,69rad
N = 0,133 hn = 11,6h
(D/d)2 = 1+0,033 cos (NDA*360/365)
(D/d)2 = 1 -0,0204
(D/d)2 = 0,989
64
)senhcoscossensenh(2)d/D(6,37Qo δφ+δφ=
Qo = 37,6 0,989 (1,69 sen-9sen17,51+cos-9cos17,51sen87,13)
Qo = 37,18 (-0,079+0,940)
Qo = 32,03 MJ m-2 dia-1
N
n52,0cos29,0
Qo
Qg+φ=
Qg =Qo[ 0,29 cos-9+0,52(9/11,6)]
Qg = 32,03 [0,286+0,403)]
Qg = 22 MJm-2dia-1
65
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA AGRÍCOLA
2ªLista de exercícios
1) Defina Constante Solar.
2) A atmosfera é relativamente transparente à radiação solar. Discuta esta afirmação
3) Demonstrar que 1 cal cm-2 min-1 é aproximadamente 697 W m-2.
4)Por que a quantidade de energia solar recebida na superfície da Terra varia quando varia
o ângulo zenital do Sol?
5) Determinar o comprimento de onda para o qual a emitância espectral de um corpo negro
é máxima à temperatura de:
a) 500K
b)5770K
6) Como nossas estações seriam afetadas se o eixo da Terra não estivesse inclinado de
23,5° em relação à perpendicular ao plano da eclíptica, mas fosse perpendicular a este
plano?
7) Determinar a temperatura em que a emitância é máxima para o comprimento de onda de
550 nm, para qual a vista humana é mais visível?
8) Com a ajuda de um termômetro de infravermelho, você verifica que determinada planta
de soja está emitindo um fluxo de radiação de 430 Wm-2. Determine a sua temperatura, em
°C.
9) Em noite de intensa radiação de onda longa a superfície do solo encontra-se em um dado
instante a 1°C. Considerando que a radiação “efetiva” emitida pela superfície do solo é
66
cerca de 30% daquela emitida por um corpo negro a mesma temperatura, determine a
emitância deste solo.
10) Um coletor solar está recebendo 1380W m-2de irradiância durante um certo instante do
dia. A absortividade é de 0,1 enquanto que a emissividade é de 0,8. Supondo que a placa
esteja em equilíbrio radiativo (energia absorvida = emitida) e térmico, calcule sua
temperatura.
11) Calcule a temperatura final para 100 kg de água a 20°C, por meio de um coletor solar
de 2m2, operando a uma eficiência de 30% para um dia com irradiação global terrestre de
24 MJ m-2dia-1. Dados: calor específico da água a 20°= 4,16Jg°C-1
12) No dia 13/04, ao meio dia solar, em Londrina (23°S), determine a quantidade de
radiação incidente em uma superfície a horizontal e com inclinações de 10°W e 10°S.
Considere ausência da atmosfera.
13) Para Bom Jesus-PI, no dia 15 de dezembro em uma área com feijão (albedo = 0,3),
estime:
a) o total de radiação solar que incide em uma superfície plana no topo da atmosfera (Qo);
b) O total de radiação solar incidente na superfície (Qg);
c) A radiação refletida
Dados: insolação = 6,9 horas.
67
Capítulo 4. BALANÇO DE ENERGIA
4.1 Balanço de ondas curta (BOC)
O espectro de distribuição da radiação solar que chega a superfície terrestre é
constituído predominantemente de ONDAS CURTAS (menores que 3 µm, como visto
anteriormente) e a sua distribuição espacial e temporal é a grande causa dos fenômenos
meteorológicos.
A radiação de onda curta, ao interagir com a atmosfera e a superfície, sofre processo
de atenuação (absorção, difusão e reflexão), sendo que, 100% do que chega no limite
externo da atmosfera (Qo), 19% é absorvida durante a passagem pela atmosfera (16% água,
O3, CO2 e 3% pelas nuvens). Cerca de 30% é refletido de volta ao espaço (20% pelas
nuvens, 6% pelos gases e partículas da atmosfera e 4% pela superfície terrestre). Portanto, o
ALBEDO (coeficiente de reflexão) terrestre é cerca de 30% (Figura 22). Isto estabelece um
SALDO DE RADIAÇÃO DE ONDAS CURTAS (ganhos e perdas).
Ainda,
Adotando-se como positivo o sentido dos fluxos que entram no sistema, e negativo p dos
que saem, o saldo de radiação de ondas curtas (BOC) pode ser:
BOC = Qg – rQg = Qg (1-r) Em que o coeficiente de reflexão (r) ou albedo da superfície que varia com
inúmeros fatores como coloração do solo, teor de umidade, tipo de cobertura, etc. Nota-se
que se r for alto, BOC será reduzido e se r for baixo, BOC será maior. Portanto, em
condições idênticas de radiação solar incidente, superfícies com diferentes r terão BOC
diferentes.
Na média anual, a energia que é absorvida pela superfície é apenas 51% da
irradiância solar no topo da atmosfera (Figura 23).
Tabela 1. Coeficiente de reflexão (r) para algumas superfícies.
Superfície Coef. de Reflexão (r, %)
Água 5
68
Solo cinza 10 a 20
Solo escuro 5 a 15
Gramado 20 a 30
Floresta 10 a 15
Nuvens 50 a 90
Animal de pêlo preto 10
Animal de pelo branco 50
4.2 Balanço de ondas longas (BOL)
Para uma superfície terrestre qualquer, seja uma cobertura vegetada, uma superfície
líquida, um animal,etc, a energia disponível para os processos biológicos que neles ocorrem
não depende somente deste saldo de ondas curtas, visto que todos os corpos terrestres são
também emissores de energia radiante, mas com um espectro (distribuição) de
comprimentos de ondas longas (acima de 3µm, ver leis de radiação). De maneira similar
feita para ondas curtas podemos analisar o SALDO DE RADIAÇÃO DE ONDAS
LONGAS.
O saldo de radiação de ondas longas, leva em consideração o fluxo de energia
emitido pela superfície terrestre (Qs) menos a fluxo emitido da atmosfera (Qa):
Qs = Emitância da superfície em direção à atmosfera, denominada de emitância
radiante da superfície, que depende da sua temperatura e da sua emissividade (e).
Qa = Emitância da atmosfera em direção à superfície, também denominado de
contra-radiação atmosférica, que depende da temperatura do ar, da quantidade de vapor
d’água nele presente (pois o vapor absorve ondas longas) e da cobertura de nuvens;
BOL = Qa - Qs
BOL = e(ar) σ T4 – e(solo) σ T4
Considerando Tsolo ≈Tar (em um período de 24h), têm-se:
BOL = σ (e(ar)- e(solo))Tar4
69
Considerando que a superfície terrestre atue como um corpo negro para ondas
longas (e=1)
BOL = e(ar) σ Tar4 - 1 σ Tar4
E que a emissividade do ar é uma função da concentração de vapor d’água
representada pela pressão parcial de vapor (ea). Durante dias sem nuvens, resultados
experimentais obtidos por Brunt indicam que:
e(ar) = 0,44 + 0,25√ea
Portanto, a seguinte expressão para o cálculo de BOL:
BOL = σ Tar4 (e(ar) – 1)
BOL = σ Tar4 (0,44+0,25√ea-1)
BOL = (-0,56+0,25√ea) σ Tar4
BOL = - 4,903 10-9 Tar4 (0,56-0,25√ea)
Para dias com nuvens, essa relação tem que ser corrigida por um fator que leva em
consideração o fato de que as ondas longas são totalmente absorvidas pelas nuvens, e ser
parcialmente remetida em direção à superfície. Análise gráfica dos resultados obtidos em
dias nublados resultou na seguinte expressão empírica:
BOL = - 4,903 10-9 (0,56-0,25√ea) T4 (0,1+0,9n/N) Para clima seco:
BOL = -[4,903 10-9 T4 (0,34-0,14√ea) (0,1 + 0,9n/N)]
Em que:
BOL = balanço diário de radiação de ondas longas, MJ m-2;
T = temperatura média do ar, K;
ea = pressão parcial de vapor média do vapor d’água, kPa;
nN-1 = razão de insolação.
O critério para discriminar clima seco de úmido não foi estabelecido e talvez essas
equações sejam igualmente aplicáveis em uma mesma região tanto para meses úmidos
como para meses secos.
70
Na média anual, ocorre uma emissão de 21% da superfície da Terra em direção a
atmosfera, sendo 15% absorvida na passagem e 6% que alcançam o espaço (Figura 22). Os
restantes 30% da energia absorvida (ondas curtas) pela superfície são utilizados pela
superfície nos processos de evaporação (calor latente5, LE), aquecimento do ar (calor
sensível, H), do solo e das plantas e na fotossíntese. Há, portanto, transformação da energia
radiante em calor latente, sensível e fotoquímico.
Figura 5. Representação esquemática do saldo médio anual de radiação de ondas curtas e
longas, na superfície terrestre.
4.3 Radiação líquida (Rn)
O saldo de radiação que chega em uma superfície pode ser então determinado como:
Rn = BOC+BOL O termo Rn originou-se do termo inglês “net radiation”, isto é saldo de radiação ou
radiação líquida.
5 A energia térmica em trânsito, denomina-se de calor. Quando um corpo recebe calor, este pode produzir variação de temperatura ou mudança de estado. Quando o efeito produzido é a variação de temperatura, dizemos que o corpo recebeu calor sensível (H). Se o efeito se traduz pela mudança de estado, o calor recebido é dito calor latente (LE)
71
4.4 Medição e estimativa de Rn
O saldo (balanço) de radiação pode ser medido diretamente com a ajuda de um
saldo-radiômetro, constituído de duas placas sensoras com pares termoelétricos, uma
voltada para cima e outra voltada para baixo, captando as energias de ondas curtas e longas
direcionadas para dentro e para fora do sistema. Sobre cada placa há uma cúpula de
polietileno, para protegê-las das intempéries (Figura 23)
Figura 6. Saldo-radiômetro.
O processo fotossintético utiliza, em média, 3% de Rn, sendo quantitativamente
desprezível. O calor armazenado nas plantas depende do porte da vegetação, e no ocaso de
plantas anuais também é desprezível. Dependendo do tipo de vegetação e do seu estádio de
desenvolvimento o fluxo de calor no solo também pode ser desprezível, visto que a
presença de plantas funciona como um isolante evitando que os raios solares atinjam a
superfície do solo.
Exemplo1: Num local com φ=20°S, observou-se as seguintes condições meteorológicas
durante o dia 15 de junho: n=7,7 h; Tmax=27,3°C; Tmin=10,8°C e ea=1,76 kPa. Calcular o
saldo de radiação para uma superfície gramada( r=0,23).
T media = (Tmax-Tmin)/2 = 19,0°C
NDA = (30,55*6-30+15)-2= 166,3 ≈ 166
( ) 36023, 45sen 284 166
365δ = +
⎡ ⎤⎢ ⎥⎣ ⎦
= 23,45 sen(443,8) = 23,31°
72
hn = arc.cos (-tg φ tg δ)
hn = arc cos (-tg-20tg23,31)
hn = arc cos (0,156)
hn = 80,97° ou 1,41rad
N = 0,133 hn = 10,8h
(D/d)2 = 1+0,033 cos (NDA*360/365)
(D/d)2 = 1 -0,0316
(D/d)2 = 0,968
)senhcoscossensenh(2)d/D(6,37Qo δφ+δφ=
Qo = 37,6 0,968 (1,41 sen-20sen23,31+cos-20cos23,31sen80,97)
Qo = 36,39 (-0,190+0,852)
Qo = 24,09 MJ m-2 dia-1
N
n52,0cos29,0
Qo
Qg+φ=
Qg =Qo[0,29cos-20+0,52(7,7/10,8)]
Qg = 24,09 [0,272+0,370)]
Qg = 15,46 MJm-2dia-1
BOC = Qg (1-r)
BOC = 15,46 (1-0,23) = 11,90MJm-2 dia-1
BOL = - 4,903 10-9 (0,56-0,25√ea) T4 (0,1+0,9n/N)
BOL = - 4,903 10-9 (0,56-0,25√1,76) (292)4 (0,1+0,9 7,7/10,8)
BOL = - 4,903 10-9 0,228 7.269.949,9 0,741
BOL = -6,02 MJm-2 dia-1
Rn = BOC – BOL = 11,90 – 6,02 = 5,88 MJm-2 dia-1
73
4.5 Fundamentos do balanço de energia em sistemas vegetados
Para que se possa estudar um sistema sob qualquer ponto de vista, é necessário
caracterizá-lo bem. Em sistemas vegetados (uma plantação de soja, por exemplo) adota-se
um volume de controle localizado em uma área de altura z, comprimento x e largura y,
contendo no seu interior ar atmosférico e uma população de plantas. A parte externa que
interage com esse sistema é denominada de meio. Nessas condições, as principais trocas de
energia entre o sistema e o meio, e os armazenamentos decorrentes são caracterizados na
Figura 24.
Figura 7. Esquema do balanço de energia de um sistema vegetado, no período de 1 dia.
Sendo Qg-rQg-Qs+Qa = Rn, a equação básica do Balanço de Energia, é dada
basicamente como:
Rn-H-LE-G ≈ 0
Rn≈ H+LE+G Ou seja, a energia do sistema é distribuída entre os processos de aquecimento do ar
e das plantas (H), de aquecimento do solo (G) e de evapotranspiração (LE). Na
evapotranspiração, parte da energia é transformada em calor latente de vaporização
(evaporação ou vaporização lenta de 1 kg de água a 20°C requer 2,45 MJ de energia
térmica).
74
Portanto, toda vez que a superfície estiver bem umedecida, a maior parte da energia
disponível será utilizada na evapotranspiração, o que representa 70% a 80% da Rn. O
restante da energia disponível será utilizada no aquecimento das plantas, do ar(H) e do solo
(G), nesse caso, a fração de Rn destinada a LE diminui, aumentando a fração de H+G.
Assim, se uma superfície estiver com deficiência hídrica, então a evapotranspiração
será restringida e a maior parte da energia disponível será utilizada no aquecimento do ar,
das plantas e solo, resultando em elevação brusca da temperatura. Por exemplo, em floresta
tropical, na Tailândia (exemplo obtido de Pereira et al., 2002).
Mês úmido (chuva = 122 mm):
Rn = 11,92 MJm-2 dia-1
LE = 8,21 MJm-2 dia-1
H = 3,72 MJm-2 dia-1
LE/Rn = 0,69
H/Rn = 0,31
Mês seco (chuva = 11 mm):
Rn = 11,40 MJm-2 dia-1
LE = 1,47 MJm-2 dia-1
H = 9,94 MJm-2 dia-1
LE/Rn = 0,13
H/Rn = 0,87
Verifica-se que a Rn não variou ao longo do ano, porém, a variação na chuva foi
significativa, o que acabou por alterar significativamente o balanço de energia.
75
Capítulo 5. TEMPERATURA DO AR
Sendo a temperatura um indicador do estado de energético de uma substancia,
espera-se que as variações térmicas, tanto da atmosfera quanto do solo, reflitam muito
fielmente as variações da chegada de energia solar no sistema Terra-atmosfera.
No final do capítulo sobre radiação solar, vimos que a maior parte da radiação
líquida que atinge uma superfície é transformada em calor latente LE e o restante em calor
sensível (H) que irá aquecer o solo, ar e as plantas, principalmente pelos processos de
convecção e condução.Em um sistema, um acréscimo ou decréscimo de calor sensível (H)
provocará alterações em sua temperatura.
5.1 Temperatura do Solo
A superfície do solo é o principal receptor de radiação solar e da radiação da
atmosfera, sendo também um emissor de radiação.
Durante o dia, o aquecimento da superfície origina um fluxo que transporta calor da
superfície para o interior do solo, aumentando o armazenamento de energia com
conseqüente elevação da sua temperatura. À noite, o resfriamento da superfície, por
emissão de radiação terrestre, diminui a temperatura nas camadas mais próximas a
superfície, e isto inverte o sentido do fluxo de calor (G), que se torna ascendente,
retornando o calor armazenado para a superfície.
Fatores determinantes da temperatura do solo:
a) Saldo de radiação: Quanto maior o saldo de radiação maior a temperatura do solo.
Conseqüentemente, qualquer variação nos elementos (latitude, ângulo zenital,
nebulosidade, chuva, etc) irá afetar a temperatura do solo. O ciclo anual de temperatura
reflete claramente a variação da radiação solar incidente ao longo do ano. Por isso, na faixa
entre os trópicos de Câncer e Capricórnio, as temperaturas médias variam pouco durante o
ano, enquanto em latitudes médias e altas grandes contrastes de temperatura entre inverno e
verão são observados.
76
a) cobertura do solo:
Solos desnudos ficam sujeitos a grandes variações térmicas diárias nas camadas
mais superficiais, em dias de alta irradiância. A existência de cobertura com vegetação ou
com resíduos vegetais (“mulch”) modifica o balanço de energia, pois a cobertura intercepta
a radiação antes de atingir o solo.
Em culturas perenes (espaçamento maiores) é comum deixar-se vegetação rasteira
(adubo verde, braquiária) nas entrelinhas pois ela ameniza o regime térmico do solo. Porém
em regiões sujeitas a geadas, é importante que essa vegetação rasteira seja eliminada nos
períodos críticos (inverno), pois assim o calor armazenado no solo durante o dia pode
penetrar no solo, reduzindo o resfriamento noturno.
b) Relevo:
O relevo condiciona o terreno a diferentes exposições a radiação solar. Em latitude
maiores que 10°S, as faces do terreno voltadas para o Norte tendem a apresentar maior
temperatura do solo que as faces voltadas para o Sul. Em uma mesma latitude, terrenos
voltados para o Leste recebem os raios solares antes que aqueles voltados para o Oeste.
Logo, o aquecimento será mais rápido na face Oeste.
c) Tipo de solo: O tipo de solo está relacionado a sua textura, estrutura e composição.
Assim, os solos arenosos tendem a apresentar maior amplitude térmica diária nas camadas
superficiais e menor profundidade de penetração das ondas de calor, em função de sua
menor condutividade térmica. A porosidade do solo também afeta sua condutividade, pois
quanto maior quanto maior o volume de poros menor o contato entre as partículas. O teor
de água também afeta a condutividade, pois substitui o ar dos poros e a sua condutividade
térmica é muito maior que a do ar.
5.2 Temperatura do Ar
A temperatura do ar é um dos efeitos mais importantes da radiação solar. O
aquecimento da atmosfera próxima à superfície terrestre ocorre principalmente por meio de
77
transporte de calor, a partir do aquecimento da superfície pelos raios solares. O transporte
neste caso, ocorre por dois processos:
• Condução molecular: que é um processo lento de troca de calor sensível, pois se dá
por contato direto entre “moléculas” de ar, logo, esse processo tem extensão
espacial muito limitada, ficando restrito a uma fina camada de ar próxima à
superfície aquecida (camada limite superficial);
• Difusão turbulenta: que é o processo mais rápido de troca de energia, pois parcelas
de ar aquecidas pela superfície entram em movimento convectivo desordenado
transportando calor, vapor d’água, partículas de poeira, etc, para as camadas
superiores.
A variação temporal e espacial da temperatura do ar são condicionadas pelos fatores
que afetam o balanço de energia na superfície, destacando-se os seguintes:
a) Balanço de radiação:
Fatores que influem no balanço local de radiação e conseqüentemente na temperatura
local do ar incluem: (1) latitude, hora do dia e dia do ano, que determinam o ângulo zenital
do Sol e a intensidade e duração da radiação solar incidente; (2) cobertura de nuvens, pois
ela afeta o fluxo tanto da radiação solar como da radiação terrestre e (3) a natureza da
superfície, pois esta determina o albedo e a percentagem da radiação solar absorvida usada
para aquecimento por calor sensível e aquecimento por calor latente. Em conseqüência
destes fatores, a temperatura do ar é usualmente maior nos trópicos e menor em latitudes
médias, maior em janeiro que em julho (no Hemisfério Sul), durante o dia que à noite, sob
céu claro do que nublado (durante o dia) e com solo descoberto ao invés de coberto de neve
e quando o solo está seco ao invés de úmido.
O ciclo anual de temperatura reflete claramente a variação da radiação solar incidente
ao longo do ano. Por isso, na faixa entre os trópicos de Câncer e Capricórnio, as
temperaturas médias variam pouco durante o ano, enquanto em latitudes médias e altas
grandes contrastes de temperatura entre inverno e verão são observados.
O ciclo diurno da temperatura reflete a variação da radiação ao longo do dia.
Tipicamente, a menor temperatura ocorre próximo ao nascer do sol, como resultado de uma
78
noite de resfriamento radiativo da superfície da Terra. A temperatura mais alta ocorre
usualmente no começo ou meio da tarde, enquanto o pico de radiação ocorre ao meio dia.
b) Longitude:
Uma localidade costeira na qual os ventos dominantes são dirigidos do mar para a
terra e outra na qual os ventos são dirigidos da terra para o mar podem ter temperaturas
consideravelmente diferentes. No 1° caso, o lugar sofrerá a influência moderadora do
oceano de forma mais completa enquanto o 2° terá um regime de temperatura mais
continental, com maior contraste entre as temperaturas de inverno e verão.
c) Altitude:
A diferença de temperatura média anual entre Curitiba, a uma altitude de 945m e
temperatura média de 16,5° C, e Paranaguá, a uma altitude de 5m e com temperatura média
anual de 21,1° C pode ser entendida através de diferença de altitudes. A diminuição vertical
média da temperatura na troposfera é de 6,5° C por Km. Contudo, a diferença não é
totalmente explicada pela taxa de variação vertical, pois neste caso poderíamos esperar que
Curitiba fosse 6.1° C mais fria que Paranaguá, enquanto a diferença é apenas 4.6° C. O fato
da temperatura em lugares com maior altitude ser maior que a calculada através da taxa de
variação vertical resulta da absorção e re-irradiação da energia solar pela superfície do solo.
Além de influir sobre a temperatura média a altitude também influi sobre a amplitude
do ciclo diurno. Como a densidade do ar também diminui com a altitude, o ar absorve e
reflete uma porção menor de radiação solar incidente. Conseqüentemente, com o aumento
da altitude a intensidade da insolação também cresce, resultando num rápido e intenso
aquecimento durante o dia. À noite, o resfriamento é também mais rápido.
d) Advecção de massas de ar:
A advecção de massas de ar se refere ao movimento de uma massa de ar de uma
localidade para outra. A advecção de ar frio ocorre quando o vento sopra de uma área mais
fria para outra mais quente, enquanto na advecção de ar quente o vento sopra através de
uma região mais quente para uma mais fria. Isotermas são linhas traçadas sobre um mapa,
que unem pontos com mesma temperatura do ar.
A advecção de massas de ar pode compensar ou mesmo sobrepor-se à influência da
radiação sobre a temperatura podendo, por exemplo, causar a queda da temperatura num
início de tarde, apesar do céu claro.
79
As observações da temperatura do ar à superfície, quando realizadas em terra,
devem ser efetuadas a uma altura de 1,5 a 2,0 m acima do terreno a fim de que se permita
comparação entre locais diferentes. Além disso, deve ser medida em uma área plana e
gramada para fins de previsão do comportamento da atmosfera (previsão do estado do
tempo).
A temperatura é medida por meio de termômetros (geotermômetros), baseados no
principio de dilatação térmica a sensores eletrônicos (termopar). Além disso, os sensores
devem estar protegidos da radiação direta e chuvas.
Figura 25. Abrigo meteorológico (Face voltada para o Sul) e termômetros máxima,
mínima e conjunto psicrométrico.
5.3 Estimativa da temperatura média mensal
Caso não se disponha de dados médios mensais de temperatura do ar para um local,
esses podem ser estimados em função das coordenadas geográficas (latitude, longitude e
altitude), devido à relação de dependência entre elas e a temperatura do ar:
> Latitude < Temperatura média do ar
> Altitude < Temperatura média do ar
Longitude expressa, em alguns casos, a proximidade de oceanos (oceanidade)
A estimativa da temperatura média normal de um local é de extrema utilidade para a
agricultura, pois muitas vezes necessita-se dos dados de temperatura para o planejamento
agrícola e a única forma de obtê-los é por meio de estimativas.
80
A estimativa da Temperatura média mensal normal é obtida com o emprego de uma
regressão linear múltipla:
Tmed = a + b.ALT + c.LAT + d.LONG
em que: ALT = altitude, em metros; LAT = latitude e LONG = longitude, ambas em
minutos (graus x 60). As letras a, b, c e d, representam os coeficientes da equação, obtidos
estatisticamente.
Tabela 2. Valores dos coeficientes a, b e c da equação de estimativa da temperatura média
para o Estado de São Paulo.
Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez Ano
a 32,02 32,62 35,10 36,11 36,49 36,61 39,31 42,35 50,19 47,39 42,03 34,93 38,98
b -,0063 -,0060 -,0061 -,0058 -,0056 -,0051 -,0053 -,0055 -,0054 -,0059 -,0064 -,0063 -,0058
c -,0045 -,0044 -,0066 -,0088 -,0110 -,0124 -,0148 -,0156 -,0201 -,0169 -,0120 -,0064 -,0113
Exemplo:
Estimativa da temperatura para o mês de janeiro em Campos do Jordão (SP), (lat. = 23oS e
alt = 1200m)
Tmed = 32,02 - 0,0063(1200) – 0,0045 (23*60) = 18,3oC
A temperatura do ar exerce influencia sobre vários aspectos da produção vegetal,
estando relacionada com o crescimento e desenvolvimento das plantas, devido ao seu efeito
na velocidade das reações químicas e dos processos internos de transporte. Esses processos
somente ocorrem entre certos limites térmicos. A tolerância aos níveis de temperatura é
variável entre as espécies e variedades, enquanto plantas de clima tropical são sensíveis a
baixa temperatura, as plantas necessitam do frio no período de repouso para produzirem
bem.
5.4 Temperatura e dormência de plantas de clima temperado
Espécies frutíferas de clima temperado de folhas caducifólias apresentam um
período de repouso invernal, durante o qual as plantas não apresentam crescimento
vegetativo visível, sendo condicionado pelas condições climáticas que atuam sobre os
81
reguladores vegetais. Neste caso, um novo ciclo vegetativo será iniciado após as plantas
sofrerem a ação das baixas temperaturas, sendo que a quantidade de frio requerida para o
término no repouso é conhecida como Número de Horas de Frio (NHF).
O NHF é definido como o número de horas em que a temperatura do ar permanece
abaixo de determinada temperatura crítica durante certo período, durante o inverno. Essa
temperatura crítica é considerada igual a 7oC por ser aplicável à maioria das espécies
criófilas, mais exigentes em frio. Para as espécies menos exigentes, pode-se considerar a
temperatura crítica de 13oC. O NHF varia entre as espécies e variedades, como se pode ver
no quadro abaixo:
Frutífera NHF < 7oC
Maçã 250 a 1.700 h
Amora Preta 100 a 1.000 h
Kiwi 250 a 800 h
Pêssego 100 a 950 h
Figo 0 a 200 h
Uva 0 a 1.300 h
Cereja 500 a 1.400 h
Pêra 200 a 1.500 h
Ameixa 300 a 1.800 h
Noz 300 a 1.000 h
Quanto mais precoce for a variedade menor será a exigência em NHF. Por exemplo,
uma macieira precoce necessita de 250 horas de temperatura abaixo de 7°C. Caso o inverno
tenha NHF insuficiente (valor menor que o mínimo), poderão ocorrer as seguintes
anomalias: florescimento irregular ou inexpressivo, atraso na brotação resultando em
redução de rendimentos e longevidade da cultura.
Desse modo, antes de se implantar uma área comercial de um frutífera de clima
temperado deve-se conhecer o NHF<7oC médio normal do período de inverno do local, de
modo a se avaliar a possibilidade de sucesso da cultura em função de sua exigência de frio
(“chilling requirements”). Para isso, existem alguns métodos muito simples, como o
82
apresentado por Pedro Jr. et al. (1979), para o Estado de São Paulo, em função da
temperatura média mensal normal do mês de julho (Tjul):
• NHF<7oC = 401,9 – 21,5 Tjul
• NHF<13oC = 4482,9 – 231,2 Tjul
Exemplo: Avaliar a possibilidade de plantio de pessegueiro (variedade precoce NHF
<7°C=100) em Bom Jesus-PI e Piracicaba-SP.
Bom Jesus-PI = inviável.
Piracicaba, SP - Tjul = 17,9oC
NHF<7oC = 401,9 – 21,5 * 17,9 = 17,1 h
Em Piracicaba-SP o plantio também não será recomendável.
O acompanhamento da variação do NHF, ao longo do ano, pode ser feito pela
determinação diária do número de horas em que a temperatura do ar, em abrigo
meteorológico, permanece abaixo do valor crítico adotado. Nas estações automáticas essa
determinação fica fácil em um de uma programação no sistema de aquisição de dados, que
vai acumulando o tempo em que a temperatura fica abaixo de um valor crítico.
5.5 Temperatura do ar e desenvolvimento das plantas (Graus-dia)
Cada espécie vegetal necessita para atingir um certo grau de maturidade, um
somatório térmico ou constante térmica. Esse somatório inclui uma faixa de temperatura
ideal para o desenvolvimento da planta, ou seja, uma faixa entre uma temperatura mínima e
máxima. A soma térmica diária, nesta faixa, dá-se o nome de GRAUS-DIAS. Fora da faixa
ideal, a planta não se desenvolve e se o fizer, será a taxas muito reduzidas.Esses limites são
denominados de temperatura inferior e superior basal. O conceito de graus-dia é uma
avaliação simplificada da energia que houve a disposição de uma planta em cada dia.
Desta forma, um grau-dia corresponde à ocorrência, durante um dia, de temperatura
do ar 1oC dentro da faixa térmica adequada ao metabolismo da cultura em estudo, ou seja:
acima da temperatura-basal inferior(Tb) e abaixo da temperatura-basal superior (TB). ). O
conceito de graus-dia considera que para completar uma determinada fase fenológica ou,
inclusive, o seu ciclo total, a planta necessita acumular um determinado somatório térmico,
83
a partir de uma temperatura-base favorável ao desenvolvimento, que por sua vez é variável
com a espécie vegetal.
Cada espécie vegetal ou variedade possui suas temperaturas basais, as quais podem
variar ainda em função da idade ou fase fenológica da planta, sendo tanto as temperaturas
diurnas quanto a noturnas consideradas importantes para o desenvolvimento da planta.
Argumenta-se que cada cultivar exige um determinado número de graus-dia para
completar o ciclo vegetativo, o qual constituiria a sua "constante térmica". Assim,
conhecida a "constante térmica" da cultura e as temperaturas máxima e mínima diárias
esperadas (valores médios) em determinada área, seria fácil estimar a duração do ciclo
vegetativo e estabelecer a época do plantio em função da ocasião mais interessante para a
colheita. Essa técnica, evidentemente, só funcionaria a contento naquelas áreas em que as
médias das temperaturas máxima e mínima (decendiais ou mensais) não variassem
significativamente de um ano para outro e cujos valores diários não oscilassem muito em
torno do respectivo valor médio.
Graus-dia = é a unidade utilizada na medida da diferença entre a temperatura média diária
e a temperatura mínima necessária para uma espécie.
Constante térmica = é a quantidade de calor necessária para cada estádio fenológico da
planta.
Para o cômputo dos graus-dia podem ser usados diferentes processos. A título de
ilustração será reproduzida adiante, por sua simplicidade, a metodologia proposta pelo Prof.
Nilson Augusto Villa Nova , em 1972, que leva em conta as temperaturas máxima (Tmax)
e mínima (Tmin) diárias, conhecidas as temperaturas-limite, superior (TB) e inferior (Tb)
da cultivar em estudo. Serão citadas as situações possíveis, analisando-se um modelo
simplificado da curva típica que representa a variação diária da temperatura do ar em um
dado local.
Caso 1.
Se a TB>Tmax (Maior parte das situações na região centro-sul do Brasil) e se
Tb<Tmin, o valor de GD será dado pela relação (Figura 26):
84
Figura 86. Processo gráfico para cálculo de graus-dia, em função das temperaturas máxima
(Tmax), mínima (Tmin) e basal inferior (Tb) – Caso 1.
Área B = (área de um retângulo) = (Tmin – Tb).1
Área A = (área de um triângulo) = 1.(Tmax – Tmin)/2
GD = Área A + área B
(T max T min)GD (T min Tb)
1 2−
= − + ou
GD1 = Tmed - Tb
Figura 27. Processo gráfico para cálculo de graus-dia, em função das temperaturas máxima
(Tmax), mínima (Tmin) e basal inferior (Tb) – Caso 2.
Caso 2.
85
Ainda, se TB>Tmax (Maior parte das situações na região centro-sul do Brasil), e
Tb>=Tmin, então, deve-se obter a área A (Figura 27). Por semelhança de triângulos (abc e
e,b,d), tem-se:
Base abc Altura abc
Base ebd Altura ebd
∆ ∆=
∆ ∆
Base∆abc = (Tmax-Tb)/(Tmax-Tmin).1dia
Área do triângulo (abc) = (base x altura)/2
Area do triângulo (abc) = (Tmax-Tb) (Tmax-Tb)/(Tmax-Tmin)1dia
Então:
2(Tmax - Tb)GD =
2 2(Tmax - Tmin)
Caso 3.
Quando a Tmax>TB (situação que ocorre no Piauí, em alguns meses) e Tb<Tmin
(Figura 28). Processo semelhante ao caso 1, porém desconta-se a área C. Logo:
Figura 28. Processo gráfico para cálculo de graus-dia, em função das temperaturas máxima
(Tmax), mínima (Tmin) e basal inferior (Tb) e basal superior (TB)– Caso 3.
GD3 = (Tmed – Tb) – area C
86
2(Tmax - TB)GD = (Tmed - Tb) -
3 2(Tmax - Tmin)
Caso 4.
Quanto Tmax>TB e Tb>=Tmin (Figura 29). Então:
Figura 29. Processo gráfico para cálculo de graus-dia, em função das temperaturas máxima
(Tmax), mínima (Tmin) e basal inferior (Tb) e basal superior (TB) – Caso 4.
−2 2(Tmax - Tb) (Tmax - TB)GD =
4 2(Tmax - Tmin)
Exemplo1. Calcular a soma térmica para um dia com Tmax=40°C, Tmin=15°C, TB=35°C
e Tb=20°C.
−2 2(40 - 20) (40 - 35)GD =
4 2(40 - 15) = 375/50 = 7,5°C
Exemplo 2. Estime o ciclo de cultivo (número de dias do florescimento-colheita) a para as
localidades de Piracicaba-SP (medias de Tmax=28°, Tmin=19°C) e Bom Jesus-PI (medias
87
de Tmax=30°, Tmin=22°C) para limeira ácida “tahiti”(TB 35°C e Tb=13°C) sabendo-se
que do florescimento à colheita são necessários 1.492°dias.
Nessa situação GD deve ser calculada pelo caso 1 (TB>Tmax e Tmin>TB)
GD (Bom Jesus) =(30+22)/2 – 13 = 13° = 1492/13 = 114 dias
GD (Piracicaba) = (28+19)/2 – 13 = 10,5° = 1492/10,5 = 142 dias.
Exercícios
1) Sabendo-se que o cafeeiro arábica exige, para seu bom desenvolvimento, temperatura
média anual entre 18 e 22oC, entre quais altitudes ocorreriam condições térmicas ideais
para seu cultivo no Estado de São Paulo, que se situa entre as latitudes de 20 e 24oS?
T = 38,98-0,0058(alt)-0,0113(lat)
2) Quais os fatores meteorológicos que atuam na temperatura do solo? E da temperatura do
ar? Explique.
3) Você foi contratado por uma empresa agrícola para assessorar um empreendimento em
uma fazenda no oeste Paulista (Lat. 21o05´S, Long. 50o43´W e Alt. 680m), em um
município onde não existem dados meteorológicos. O proprietário requisita um projeto
sobre a viabilidade do cultivo de pinus nessa região. No levantamento bibliográfico, você
verifica que para se desenvolver adequadamente as plantas requerem temperaturas médias
mensais inferiores a 17oC durante 3 meses consecutivos por ano. Qual seria seu parecer? A
cultura é recomendável ou não para a região? (Apresente os cálculos utilizados).
4) Defina graus-dia e constante térmica.
5) Um agricultor no município de Bom Jesus-PI realizou o plantio de uma área com milho
no dia 25/01. Estime:
a) Quando aproximadamente o agricultor poderá realizar a colheita (grão seco).
88
b) A duração do ciclo do cultivo.
Dados: Tb=10,0°C TB=35,0°C
CT=2500 GD
Mês Tmax
(oC)
Tmin
(°C)
J 31,3 21,1
F 31,1 21,1
M 30,9 20,9
A 31,2 20,8
M 32,1 20,1
J 32,3 19,1
J 32,8 19,2
A 34,6 20,3
S 35,7 21,9
O 34,6 22,1
N 33,3 21,4
D 31,7 21,0
89
Capítulo 6. VENTOS
6.1 Forças atuantes
A atmosfera se movimenta em resposta à diferença de pressão entre duas regiões. A
causa principal do aparecimento de pressões diferentes é a incidência e absorção dos raios
solares de maneira distinta nas duas regiões. Em maior escala, pela posição relativa entre a
Terra e o Sol, os raios solares são mais intensos e absorvidos na região equatorial do que
nos pólos. Esta diferença na disponibilidade de energia gera superfícies mais aquecidas nas
regiões intertropicais. O ar é um fluido cujas características resultam em expansão
volumétrica à medida que a temperatura aumenta. Isto significa que um volume de ar mais
quente é menos denso que o mesmo volume de ar frio. Ar menos denso tende a subir,
exercendo menor força sobre a superfície. A força vertical exercida pela atmosfera sobre a
superfície terrestre é denominada de PRESSÃO ATMOSFÉRICA.
Pelo descrito acima pode-se inferir que a atmosfera é mais expandida no equador e
mais contraída nos pólos. A parte ensolarada da Terra (dia) também tem camada mais
espessa que a parte escurecida (noite). A espessura da atmosfera varia continuadamente ao
redor da Terra. Portanto, a região equatorial sempre apresenta menor pressão atmosférica
que os pólos. È por esse motivo que, na superfície, as massas frias (alta pressão) sempre
avançam para regiões mais aquecidas (baixa pressão). Em altitude, a circulação é no
sentido contrário, formando uma célula. Essa movimentação redistribui a energia que sobra
no equador para as regiões polares.
Pela descrição apresentada acima, deduz-se que uma parcela de ar (volume de
controle) está sujeita a três forças:
a) Gravidade – direcionada para o centro da Terra, prendendo a atmosfera ao redor da
superfície, sendo a principal responsável pela pressão;
b) Flutuação térmica – contribui para a variação na pressão local aumentando-a ou
diminuindo-a. Se a superfície estiver quente, então a força será direcionada para
cima diminuindo a pressão na superfície e se fria, atuará aumentando a pressão
atmosférica;
90
c) Gradiente horizontal de pressão – é a responsável pela movimentação da
atmosfera de uma região para outra.
Como essas três forças atuam sobre a parcela de ar em qualquer situação (repouso e
movimento), elas são denominadas de FORÇAS PRIMÁRIAS. No entanto, a medida que a
massa de ar começa a se movimentar aparecem outras forças denominadas de
SECUNDÁRIAS.
a) Força devido ao atrito – Em alturas menores que 500 m a massa de ar sofre o efeito do
atrito com a superfície. Essa força é contrária ao movimento, sendo resultante da
rugosidade da superfície, resultando em desaceleração do movimento.
Conversão da velocidade em altura:
A velocidade do vento diminui com a altura, sendo nula junto à superfície, em
conseqüência do atrito entre a massa de ar em deslocamento e a superfície do solo: 17
2 2
1 1
V ZV Z
⎛ ⎞= ⎜ ⎟
⎝ ⎠
Em que:
V1 = velocidade do vento a altura Z1 (ms-1);
V2 = velocidade do vento a altura Z2 (ms-1);
Z1 = altura inferior (m);
Z2 = altura superior (m).
Exemplo: Qual a velocidade do vento a 10 m de altura se a 2 metros é de 8 ms-1? 1 17 7
2 2
1 1
2 10,08,0 2,0
V Z VV Z
⎛ ⎞ ⎛ ⎞= = =⎜ ⎟ ⎜ ⎟⎝ ⎠⎝ ⎠
=10,0 ms-1
b) Força de Coriolis – A terra executa o seu movimento de rotação, girando de oeste para
leste, com uma velocidade angular constante de 2π radianos por dia. Embora a velocidade
angular de todos os pontos sobre a superfície da terra seja constante, a velocidade linear
desses pontos diminui do equador para os pólos.
0° = 1584 km hora-1
50° = 996 km hora-1
91
90° = 0 km hora-1
A variação linear da superfície faz com que todos os corpos que se movem em
relação a ela, tenham continuadamente modificada a direção de seu movimento sem
alteração de sua velocidade. Esse efeito é sentido como se o movimento recebesse
continuadamente a ação de uma força perpendicular ao movimento.
No hemisfério Sul esta força desloca a trajetória para a esquerda de seu sentido
original e no hemisfério Norte, o deslocamento é para a direita. É a força de Coriolis
(defletora) que determina o movimento rotatório dos sistemas atmosféricos (ciclones,
anticiclones, tornados e furacões).
6.2 Ciclones e anticiclones
O aquecimento da superfície pela radiação solar é maior é freqüentemente maior do
que da atmosfera e passa então a transferir energia para as moléculas de ar imediatamente
acima em contato com ela. Quando a diferença de densidade do ar adjacente à superfície for
tão grande em relação à densidade da atmosfera circundante que vença a força de gravidade
e permita a flutuação térmica, então uma bolha desloca-se para cima e abre, abaixo, uma
zona de baixa pressão imediatamente preenchida pelo ar menos quente e mais denso das
vizinhanças. Forma-se então uma corrente termal, com a convergência dos ventos em
direção ao centro, de modo que se forma um redemoinho ou ciclone. No centro desse
ciclone permanece então uma coluna ascendente de ar aquecido.
Tais núcleos de pressão mais baixa são denominados centros de baixa pressão,
centros ciclônicos ou, simplesmente, ciclones (indicados, nas cartas, pela letra B).
Analogamente, os centros de alta pressão são caracterizados como centros anticiclônicos
(letra A nas cartas). Observe a Figura 30.
92
Figura 30. Configuração típica do campo de pressão atmosférica ao nível do mar, na
América do Sul, indicando os centros de alta (A) e baixa pressão (B).
A tendência natural é do vento soprar em direção ao centro de baixa pressão, ou seja
um centro de baixa pressão é uma região de convergência de ventos a superfície (Figura
31a). Em virtude da força de Coriolis, que atua perpendicularmente à direção dos ventos
puxando-os para a esquerda no Hemisfério Sul (HS) e a direita no hemisfério norte (HN), a
direção final dos ventos passa a ser oblíqua às isóbaras ou seja, os ciclones (baixa pressão)
têm circulação no sentido horário no HS e anti-horário no HN. Tornados e furacões têm
circulação deste tipo. Os furacões, por suas dimensões avantajadas, aparecem nitidamente
nas imagens dos satélites meteorológicos, mostrando o sentido de circulação, trajetória e
velocidade de deslocamento.
Um centro de alta pressão, ou seja, um centro exportador de vento tem circulação
anti-horário, no hemisfério Sul, caracterizando um anticiclone. Nos anticiclones os
gradientes de pressão não são tão elevados como nos ciclones, daí as menores velocidades
93
de vento associados aos anticiclones. Os anticiclones possuem senti anti-horário no HS e
horário no HN e são centros de divergência de ventos à superfície (Figura 31b).
Figura 31. Divergência e convergência em nível superior (centro de baixa e alta pressão).
6.3 Circulação geral da atmosfera idealizada
Na macro-escala, os ventos de superfície estão associados à circulação geral da
atmosfera, sendo função dos gradientes horizontais de pressão. Embora os campos de
pressão e de ventos variem continuadamente ao longo do tempo sobre a superfície é
possível verificar uma certa tendência, com ocorrência de faixas de alta e baixas pressões.
Em 1941, Rossby esquematizou um modelo de circulação meridional levando em conta a
distribuição das faixas de alta (A) e baixa (B) pressão atmosférica à superfície.
Seguindo este modelo, na região do equador existe uma faixa de baixas pressões,
cujo centro fica, em média no ano, um pouco acima do círculo equatorial. Em torno da
latitude de 30°, nos dois hemisférios, existe uma faixa de altas pressões. O ramo ascendente
estaria nas proximidades do equador e o ramo descendente, constituindo uma célula de
circulação, denominada de Célula de Hadley (Figura 32).
94
Dois fatores são considerados na explicação dessa subsidência do próximo a 30° nos
dois hemisférios: a) Primeiro, quando a corrente de ar se afasta da região equatorial, onde a
liberação de calor latente de condensação mantém o ar quente e em flutuação, o
resfriamento radiativo produz um aumento da densidade em alto nível e b), como a força de
Coriolis se torna mais forte para latitude crescente, os ventos são desviados para uma
direção quase zonal quando atingem 25° de latitude. Isto causa uma convergência de ar em
altitude, e consequentemente subsidência. O ar subsidente é relativamente seco, pois perdeu
sua umidade próximo ao equador. Além disso, o aquecimento adiabático durante a descida
reduz ainda mais a umidade relativa do ar e provoca uma inversão térmica que inibe o
desenvolvimento vertical das nuvens. Conseqüentemente, esta zona de subsidência é a zona
em que se situam os desertos tropicais.
Devido a presença de anticiclones próximo a 30°S e N esta região apresenta ventos
fracos e é denominada de latitude de Cavalos. O nome deriva do período em que os veleiros
espanhóis atravessavam o HN e devido à calmaria dos ventos aumentava
consideravelmente o tempo de travessia. Muitos destes veleiros traziam cavalos que muitas
vezes eram lançavam no mar seja para diminuir o peso ou pela falta de comida para
alimentá-los, daí o nome de latitude de Cavalos.
Do centro dessas zonas de alta pressão (30°N e 30°S), a corrente na superfície se
divide num ramo que segue em direção aos pólos e num ramo que segue para o equador. O
vento para o equador é desviado pela força de Coriolis, adquirindo um componente para
oeste, formando os ventos alísios. No HN, os alísios vem de nordeste (ALÍSIOS DE
NORDESTE) e no HS de sudeste (ALÍSIOS DE SUDESTE) (Figura 32).
95
Figura 32. Representação esquemática simplificada da circulação geral da atmosfera e
ventos predominantes.
A partir dos 30° de latitude prevalecem os ventos de OESTE em ambos os
hemisférios, até latitudes aproximadas de 60°N e 60°S, onde se situam duas regiões de
baixa pressão. Essa célula de circulação recebe o nome de célula de Ferrel. Para essas
regiões escoam os ventos de LESTE, de origem polar (célula Polar). As três células são
apresentadas na Figura 32. Esses ventos muito frios são denominados polares de este e
tendem a encontrar com os predominantes de oeste, relativamente bem mais quentes, que
também se dirigem àquelas latitudes, provenientes dos subtrópicos. Esse encontro constitui
uma faixa onde a atmosfera é bastante perturbada, conhecida como ZONA DE
CONVERGÊNCIA EXTRATROPICAL – ZCE. Nesta região é comum a ocorrência de
vórtices ciclônicos, particulamente em áreas oceânicas, denominados de CICLONES
EXTRA-TROPICAIS. A origem o desenvolvimento e a dissipação dura poucos dias.
A região equatorial da Terra experimenta um saldo de radiação positivo ao longo do
ano. O intenso aquecimento encontrado em baixas latitudes é devido aos menores ângulos
zenitais e a pouca variação no fotoperíodo. O aquecimento da superfície é transferido para
o ar via radiação e calor sensível. A condensação de vapor de água pode adicionar calor ao
ar também. O ar aquecido se expande provocando os movimentos convectivos. Nesta
região ocorre o encontro dos ventos alísios do hemisfério norte com os alísios do
hemisfério sul se dá na ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT) onde há
a formação de instabilidades associadas a nuvens convectivas (grande desenvolvimento
96
vertical) e nebulosidade (Figura 33). Sua posição aproximadamente coincide com o
equador térmico, em torno de 5°N, o que se justifica por haver no Hemisfério Norte uma
maior área continental e, portanto, maior transferência de calor para a atmosfera. É
importante destacar que as migrações sazonais da ZCIT são pequenas sobre o Atlântico e o
Pacífico, mas destacam-se, sobretudo nos continentes da África e América do Sul. A ZCIT
também está diretamente relacionada com as chuvas no Nordeste Brasileiro, que
discutiremos no próximo capítulo.
Figura 93. Nebulosidade associadas ao ZCIT.
6.4 Circulação zonal
Na região Tropical, além da circulação meridional decorrente da atividade da Zona
de Hadley, existe uma circulação zonal em larga escala devido à célula de Walker. A
circulação de Walker é atribuída ao aquecimento diferencial que se verifica ente oceanos e
continentes. O oceano Pacífico, pela sua dimensão permite maior interação oceano-
continente que os demais. Os processos de troca de energia e umidade entre eles
determinam o comportamento do clima, e alterações destes processos podem afetar o clima
regional e global.
As águas do oceano Pacífico são normalmente mais quentes nas costas da Austrália
e Indonésia que na costa do Equador, Peru e Chile. Essas regiões estão mais ou menos na
mesma faixa de latitude no hemisfério Sul. A atmosfera em contato com as águas aquecidas
97
da Austrália torna-se menos densa, gerando um centro de baixa pressão; em cima das águas
mais frias da América do Sul ela é mais densa. Logo ao nível do mar, no Pacífico Sul, os
ventos sopram de Leste para Oeste. Devido ao atrito com a superfície eles arrastam as
águas do oceano naquela direção. Como conseqüência o Pacífico tem um desnível de 0,5 m
entre a Austrália e a América do Sul. Esse arrasto de águas em direção à Austrália facilita o
afloramento de águas mais profundas, frias, e também mais piscosas na América do Sul. Se
ao nível do mar os ventos são de Leste para o Oeste, em altitude (limite da Troposfera) sua
direção é de este para Leste, formando então, a uma célula de circulação atmosférica. A
atmosfera que se eleva (por convecção) na costa da Austrália, tende a descer seca (sem
chuvas) na costa do Peru. Esse padrão é tomado como normal para a circulação atmosférica
da região (Figura 34).
Figura 34. Célula de Walker.
El-niño Oscilação Sul (ENOS)
O ENOS ou El Niño Oscilação Sul representa de forma mais genérica um fenômeno
de interação atmosfera-oceano, associado a alterações dos padrões normais da Temperatura
da Superfície do Mar (TSM) e dos ventos alísios na região do Pacífico Equatorial, entre a
Costa Peruana e no Pacifico oeste próximo à Austrália.
Além de índices baseados nos valores da temperatura da superfície do mar no
Oceano Pacifico equatorial, o fenômeno ENOS pode ser também quantificado pelo
Índice de Oscilação Sul (IOS). Este índice representa a diferença entre a pressão ao nível
do mar entre o Pacifico Central (Taiti) e o Pacifico do Oeste (Darwin/Austrália). Esse
98
índice está relacionado com as mudanças na circulação atmosférica nos níveis baixos da
atmosfera, conseqüência do aquecimento/resfriamento das águas superficiais na região.
Valores negativos e positivos da IOS são indicadores da ocorrência do El Niño e La Niña
respectivamente.
Qual a causa mais provável para o aparecimento do ENOS? A hipótese mais recente
sugere que esse aquecimento seja devido a vulcões submarinos localizados na dorsal do
Pacífico, que liberam grandes quantidades de calor. Esse aquecimento é suficiente para
baixar a pressão atmosférica na região, enfraquecendo a circulação leste-oeste, e sem essa
sustentação as águas que se acumulavam na costa da Austrália sofrem um refluxo em
direção a América do Sul. Essas águas mais quentes, menos piscosas, aceleram o processo
de enfraquecimento circulatório, chegando mesmo a reverter o sentido. Em função do
enorme volume de água envolvido, o fenômeno tem duração de muitos meses.
Daí, a queda na produção pesqueira. Estando o oceano mais aquecido na costa da
América do Sul, o processo convectivo torna-se mais intenso ali, favorecendo a ocorrência
de chuvas, até torrenciais. Como conseqüências, diminuem as chuvas na Austrália.
Figura 35. El-Niño. Os tons avermelhados indicam regiões com valores acima da média e
os tons azulados as regiões com valores abaixo da média climatológica.
Com o desenvolvimento e uso dos satélites meteorológicos ficou mais fácil medir a
temperatura dos oceanos, e acompanhar o deslocamento dos grandes sistemas circulatórios.
99
Como decorrência, começou-se a associar a ocorrência do El-Niño como anomalias
meteorológicas em outras regiões do planeta. Em função da posição de ocorrência o El-
Niño afeta diretamente a posição da ZCIT (Figura 36), corrente de jato, entre as
conseqüências do ENOS podem ser destacados: o aumento das precipitações no sul da
América do Sul, atingindo proporções catastróficas como em 1983, e a seca nas regiões
Norte e Nordeste do Brasil para o mesmo período.
Figura 36. ZCIT para o mês de forte presença do El-Niño. Média normal de radiação
infravermelha emitida (ROL) (a) e média mensal para março de 1998. Note que há uma
diminuição das nuvens convectivas e um deslocamento da ZCIT para o Norte. Fonte: Coelho et al.
(2004).
Nas análises pluviométricas relacionadas aos eventos ENOS é preciso levar em
consideração a fase madura do evento, uma vez que a evolução típica do fenômeno mostra
que se inicia no começo do ano, atinge sua máxima intensidade durante o mês de dezembro
daquele ano e o mês de janeiro do ano seguinte e apenas começa a se enfraquecer na
metade do segundo ano (CPTEC, 2000); portanto, na grande maioria das vezes o efeito
mais forte do evento, na região do semi-árido, se dá no ano seguinte ao da sua instalação.
Outro fator importante e que não se pode deixar de relacionar nas análises, é a efetiva
relação do IOS (Índice de Oscilação Sul), com a intensidade dos efeitos a que este
fenômeno está relacionado.
La-Niña Oscilação Sul
100
O fenômeno oposto ao El-Niño é a La-Niña, que se caracteriza pelo resfriamento
além do normal das águas do oceano Pacífico. As conseqüências deste fenômeno no clima
do Brasil é a intensificação das chuvas no Nordeste e secas no Sul do País. Para a região
Sudeste, as conseqüências dos fenômenos do El-Niño e La-Niña, ainda não estão bem
definidas, pelo fato de que esta região se encontra em uma zona de transição, na qual os
fenômenos são também influenciados pelas variações da temperatura do Oceano Atlântico
de onde provém o vapor de água trazido pelos ventos alísios de SE. Assim, quanto maior a
temperatura do Atlântico maior a injeção de vapor no continente e, conseqüentemente,
maior a probabilidade de chuva.
Conseqüências do El-Niño no Brasil:
Diminuição das precipitações Norte e Nordeste;
Temperaturas acima da média no inverno na região Sudeste
Precipitações acima da média no Sul
Para o La-Niña são relatadas:
Aumento das precipitações na região Nordeste,
Secas na região Sul
6.5 Circulações locais
Brisa marítima e terrestre
Entre a terra (litoral) e o mar, em faixa de 50 km. Durante o dia a temperatura na
costa é maior proporcionando a ascenção do ar e formando um centro de baixa pressão. Em
conseqüência, o ar menos aquecido, situado sobre o oceano, é deslocado em direção ao
continente gerando a brisa marítima (pequena célula de circulação). A noite ocorre o
inverso ( maior temperatura sobre o mar) gerando a brisa terrestre (Figura 37).
101
Figura 37. Representação esquemática da brisa marítima.
Brisa de montanha e de vale
Ocorrem devido às diferenças de temperatura entre pontos em distintas situações de
relevo. Durante o dia, a massa de ar eleva-se sobre a encosta formando a brisa de vale. Pode
ser suficiente para formar nuvens convectivas no topo do vale.
A noite forma-se a brisa de montanha, em decorrência do escoamento do ar frio,
mais denso, para as baixadas. Sob intenso resfriamento noturno, o ar atinge a saturação
formando a condensação.
6.6 Medidas do vento
O regime dos ventos é expresso por sua VELOCIDADE e DIREÇÃO. A velocidade
é dada pelo componente horizontal em m/s ou km/h. A direção dos ventos é definida pelo
ponto de origem, ou seja, um vento norte sopra do norte para o sul, um vento leste sopra de
102
leste para oeste. A direção do vento é, portanto, o ponto cardeal de onde vem o vento: n,
NE, E, SE, S, SW, W e NW.
O equipamento medidores de velocidade do vento são os anemômetros. A
velocidade é dada por um conjunto de três canecas (ou de hélices). O vento gira as
canecas, gerando uma fraca corrente elétrica, que é calibrada em unidades de velocidade. A
velocidade é indicada num mostrador.
A direção do vento é dada por biruta ou catavento. Em sistemas convencionais, a
direção é obtida por observação visual.
Em postos agrometeorológicos convencionais, o equipamento mecânico utilizado é
o anemógrafo universal, que permite o registro contínuo da velocidade do vento acumulada,
velocidade instantânea e direção do vento, gerando um anemograma.
6.7 Efeito dos ventos nas atividades agropecuárias
Os efeitos podem ser favoráveis e desfavoráveis , dependendo das circunstâncias:
Efeitos favoráveis:
Auxilia no transporte de calor de regiões mais quentes para as mais frias;
Auxilia no transporte de vapor de água de regiões mais úmidas para as mais secas;
Na dispersão de gases e partículas suspensas no ar diminuindo suas concentrações;
Na remoção de calor de plantas e animais durante períodos quentes;
Na dispersão de esporos e sementes, pólen facilitando a diversificação das espécies.
Efeitos desfavoráveis:
Erosão eólica e deformação da paisagem;
Deformação de plantas;
Desfolha e fissura de tecidos por efeito mecânico do vento, diminuindo a atividade
fotossintética e facilitando o aparecimento de doenças;
Aumento da transpiração.
Em conseqüência do efeito desfavorável, em geral, as plantas submetidas
continuadamente a ventos de 10 km/h ou mais apresentam:
103
Redução no crescimento e atraso no desenvolvimento;
Internódios menores e em menor número;
Menor número de folhas;
Folhas menores e mais grossas;
Menor resistência a seca;
Menor produtividade.
Práticas preventivas contra os efeitos desfavoráveis do vento
Uso de quebra-ventos (QV)
Em regiões de ventos fortes (>10 km/h) torna-se necessário o uso de quebra-ventos.
Quebra-ventos são barreiras contra ventos fortes e são projetados para reduzir a velocidade
do ar do lado do sotavento (lado após a passagem pelo quebra-vento). Barlavento é o lado
anterior à passagem pelo quebra-vento.
Podem ser formados de vegetais ou de materiais artificiais
• Vegetais: Árvores (ex. eucalipto, pinus), plantas anuais ou semi-perenes (ex. milho,
cana-de-açucar).
• Materiais artificiais: utilizados para a proteção de plantas de pequeno porte em
cultivo intensivo e com alto valor comercial. Ex: sombrite e ripados.
Os QV vegetais, além de reduzir os efeitos estressantes dos ventos, servem como abrigo
para a fauna e podem servir com finalidade produtiva (ex. pinus, milho).
Características desejáveis dos QV vegetais:
• Quanto mais alta for a planta protetora, maior será a área protegida;
• Postura ereta sem galhos em sua parte mais baixa para permitir que o o vento
próximo ao solo (menor velocidade) penetre na área evitando o turbilhonamento
atrás do QV;
• Crescimento rápido, pois a área protegida aumenta também aumenta, pois esta é
um múltiplo da altura da proteção;
104
• Folhas perenes, permanecendo sempre ativas, as folhas contribuem para a redução
da velocidade;
• Média permeabilidade (40 a 50%), ou seja, olhando-se frontalmente à linha de
QV deve-se notar que a folhagem ocupa no máximo 50% do espaço. Os QV de
fileiras simples de árvores são mais eficientes. Caso não haja permeabilidade
ocorrerá turbilhonamento logo após o QV, o que é muito prejudicial à cultura a ser
protegida;
• Flexibilidade, plantas flexíveis absorvem melhor o impacto do vento reduzindo sua
velocidade. Plantas rígidas favorecem os turbilhões que danificam as plantas
protegidas;
• O QV deve ser o mais perpendicular possível a direção predominante dos ventos.
O QV ideal deve ser disposto em rede retangular, cercando toda a área a ser
protegida. Desse modo, aumenta-se a eficiência na redução da força do vento em
todas as direções.
Distancia entre fileiras de QV
O QV pode ser disposto tanto em linhas paralelas como em rede retangular
PARALELAS = Nesse caso, a distância entre as fileiras deve ser igual a 15 a 20 vezes a
altura (h ou H) da arvore adulta de QV, ou seja se tiver 5m de altura, as linhas paralelas
devem distanciar entre si de 75 a 100 m.
REDE RETANGULAR = Nessa configuração de QV, a distância entre as linhas aumenta
para 30H na direção predominante dos ventos e 40H na lateral.
105
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA AGRÍCOLA
Prof. Cláudio Ricardo da Silva
6ª Lista de exercícios
1) Qual a força geradora dos ventos?
2) Qual a relação entre espaçamento de isóbaras e velocidade do vento?
3) O que a força de Coriolis causa ao movimento de uma massa de ar no Hemisfério Norte?
e no Hemisfério Sul?
4) O que provoca a força de Coriolis e que fatores influenciam em sua magnitude?
5) Defina ZCIT e como é o tempo ao longo dela?
6) Por que na região subtropical (20-30° de latitude em ambos os hemisférios) ocorrem as
regiões mais desérticas da Terra?
7) O que é o El-niño e La-niña, quais as características físicas que o definem cada evento e
quais suas conseqüências no tempo do Brasil?
8) Supondo que há previsão de El-niño, o que você recomendaria para os agricultores de
cultivo de sequeiro na região Norte-Nordeste e para os da Região Sul?
9) Considerando-se os ventos predominantes originados da circulação geral da atmosfera,
na latitude de 9°S, qual seria a direção da implantação de um quebra vento nessa latitude
para minimizar a ação prejudicial dos ventos?
11) Qual horário do dia você esperaria que houvesse maior brisa de montanha? Por quê?
10) Quais os efeitos negativos do vento nas atividades agrícolas? Quais as características
desejáveis em um quebra-vento?
11) Um produtor de 1 ha (10.000m2) de arroz pede que você recomende, a fim de evitar o
acamamento das plantas, um quebra-vento vegetal e qual o espaçamento de plantio do QV.
O que você recomendaria?
106
Capítulo 7. UMIDADE RELATIVA DO AR
7.1 Introdução
O conhecimento da quantidade de vapor d’água existente no ar é essencial em
vários outros ramos da atividade humana. Sabe-se, por exemplo, que a umidade ambiente é
um dos fatores que condicionam o desenvolvimento de muitos microorganismos patógenos
que atacam as plantas cultivadas e a própria transpiração vegetal está intimamente
relacionada com o teor de umidade do ar adjacente. Também é conhecida a influência da
umidade do ar na longevidade, na fecundidade e na taxa de desenvolvimento de muitas
espécies de insetos. Por outro lado, um dos parâmetros utilizados para definir o grau de
conforto ambiental para pessoas e animais é, também, a umidade atmosférica reinante no
local em questão. Finalmente, ressalta-se que a manutenção da faixa ótima de umidade do
ar constitui objeto de constante controle durante a armazenagem de inúmeros produtos
industriais e agrícolas.
Ao ingressar na atmosfera, o vapor d’água leva consigo o calor latente consumido
na transição de fase (passagem do estado de agregação inicial, sólido ou líquido, ao estado
gasoso). Posteriormente, transfere ao ambiente o calor latente liberado, quando de sua volta
ao estado líquido ou sólido. Desse modo, o vapor d’água é um eficiente veículo de calor,
transportando energia das regiões mais aquecidas da Terra para as mais frias. As fontes de
vapor d'água para a atmosfera constituem, por conseguinte, sumidouros de energia e,
reciprocamente, os sumidouros do vapor d’água atmosférico representam fontes de energia.
Ebulição versus evaporação
Com vimos no tópico sobre saldo de radiação, calor latente pode ser entendido com
a energia térmica necessária para romper a interação entre as moléculas de uma substancia.
Por exemplo, no caso da água pura, são necessários 2,45 MJ para evaporar 1 kg de água a
20°C.
Note que enquanto a ebulição somente ocorre em temperaturas bem determinadas
para uma certa pressão (água 100°C a 101,3 kPa). Se a ebulição, que é a e vaporização
rápida com formação de bolhas, ocorre em temperaturas bem determinadas para uma dada
pressão, o mesmo não ocorre com a evaporação (vaporização lenta) sem formação de
107
bolhas, que se dá em qualquer temperatura, mesmo nas mais baixas, sob pressão
atmosférica. O fato de que as roupas secarem mesmo nos dias mais frios é uma evidencia
disto. Da mesma forma os alimentos constituídos de grande quantidade de água, ressecam
quando não guardados hermeticamente fechados em sacos plásticos nas geladeiras. Ainda,
ao destampar um vidro de perfume, álcool, acetona, podemos sentir o cheiro dessas
substâncias e isso indica que, a temperatura ambiente, o vapor dessas substancias está
saindo do vidro.
7.2 Pressão de saturação do vapor de água
O ar é uma mistura de gases da qual participa o vapor de água (ou vapor d’água),
exercendo uma pressão parcial (ea). De acordo com a Lei de Dalton das pressões parciais,
cada constituinte atmosférico exerce pressão sobre a superfície independentemente da
presença dos outros, de tal modo que a pressão total (atmosférica) é igual a soma das
pressões de cada gás e vapor.
Pode-se considerar a pressão atmosférica (Patm) como sendo composta pela pressão
do ar seco (gases) mais a pressão exercida pelo vapor de água (ea), ou seja:
Patm = Par seco + ea
A pressão parcial (ou atual) de vapor (ea) varia desde zero, para o ar totalmente
seco, até um valor máximo denominado de pressão de saturação de vapor d’água (es).
108
Figura 38. Um recipiente com ar não-saturado (a) e saturado (b) em relação à superfície
planta da água pura a uma dada temperatura T. O comprimento das setas
representa os fluxos relativos de evaporação e condensação.
Considere um recipiente fechado contendo água pura no fundo com temperatura T
(Figura 38). Inicialmente, assuma que o ar está completamente seco. Após um tempo, na
superfície existirão moléculas que possuírem energia cinética suficiente para escapar da
camada superficial. Essas moléculas após abandonarem o líquido, formam sobre a
superfície uma camada de vapor. Uma vez que do líquido escapam aquelas moléculas cuja
energia cinética é maior, o líquido sobre um resfriamento.
Por outro lado, algumas moléculas de vapor, devido ao seu movimento
desordenado, acabam por se chocar com a superfície do líquido e retornam a ele, pois
interagem novamente com o potencial atrativo das demais moléculas. Dessa forma,
próximo à superfície ocorre sempre dois processos simultâneos: a evaporação e a
condensação do vapor.
Quando a taxa de evaporação é maior que a condensação, diz-se que o ar na caixa é
não-saturado (Figura 38a).
Quando a densidade de moléculas do vapor aumenta sobre a superfície da água, a
condensação aumenta enquanto a evaporação diminui. Assim quanto menor a densidade do
vapor sobre a superfície, tanto maior é a evaporação. Isso significa que abríssemos a caixa
estaríamos retirando o vapor ali formado, privilegiando a evaporação.
Quando a pressão de vapor na caixa aumenta até o ponto em que a taxa de
condensação é igual à taxa de evaporação, o ar é dito como saturado em relação a superfície
109
plana da água a temperatura T. Nessa situação a pressão exercida pelo vapor de água é
denominada de pressão de saturação do vapor de água (es) (Figura 38b).
Plotando-se num gráfico os valores de pressão de saturação de vapor versus a
temperatura, tem-se uma curva denominada de CURVA DE SATURAÇÃO DO VAPOR
DE ÁGUA (Figura 39). Note que a pressão de saturação aumenta com a temperatura.
0 4 8 12 16 20 24 28 32 36 400
1
2
3
4
5
6
Pres
são
de v
apor
(kPa
)
Temperatura do ar (°C)
A
∆e
ea
es
Tu TsTo
Líquido
Vapor
Figura 39. Curva de saturação do vapor de água com a temperatura do ar.
Isso acontece, porque o volume de ar se contrai/expande com a variação de T. Essa
variação de volume impõe um limite à quantidade de vapor de água que pode ser retida em
determinado volume. Quanto maior T, maior essa quantidade. Logo a quantidade máxima
(saturante) de vapor de água é representada por es, e sua dependência com a T pode ser
descrita pela equação de Tetens, isto é,
7,5T237,3 Tes 0, 6108 10 +
= × (kPa)
em que,
T é a temperatura do ar em °C e es expressa em kPa.
Pela curva (Figura 39), pode-se deduzir que a saturação de uma amostra de ar úmido
pode ser atingida por um dos seguintes processos:
110
a - aumentando o teor de umidade (evaporando água no interior da amostra de ar,
por exemplo) à temperatura constante, até que a pressão atual (ea) atinja o valor máximo
possível àquela temperatura (es);
b - reduzindo a temperatura, sem acrescentar vapor de água, até o ponto em que a
pressão parcial (ea) torne-se saturante.
Esses procedimentos podem ser claramente visualizados utilizando-se a curva de
saturação. O primeiro deles está representado pelo segmento de reta entre os pontos A(e, t)
e es., já que o valor da pressão atual (ea) aumenta isotermicamente até atingir a saturação.
O segundo processo corresponde ao segmento de reta que vai de A(e, t) até atingir a curva
es, indicando um resfriamento isobárico (sem alteração do valor da pressão parcial do
vapor). Neste caso, o valor da pressão atual não muda; apenas busca-se a temperatura (T)
para a qual esse mesmo valor torna-se saturante, denominada de TEMPERATURA DO
PONTO DE ORVALHO (To). Uma outra evolução que unisse o ponto A(e, t) a qualquer
outro ponto da curva (Tu), estaria representando um processo combinado (resfriamento e
umidificação simultâneos).
Analiticamente, To é dada pela seguinte expressão:
ea237,3log0,6108
Toea7,5 log
0,6108
⎡ ⎤⎢ ⎥⎣ ⎦=
⎡ ⎤− ⎢ ⎥⎣ ⎦
Qualquer amostra de ar que atinja sua temperatura do ponto de orvalho torna-se
saturada. Se, após atingir To, o resfriamento prosseguir, haverá formação de depósitos de
água nas superfícies mais próximas. É exatamente isto que explica a formação de gotas
d’água na superfície externa de um copo contendo uma bebida bem "gelada". Em contacto
com a superfície arrefecida do copo, cuja temperatura é inferior à do ponto de orvalho,
parte do vapor d’água se condensa. O hábito que certas pessoas têm de expirar seu hálito
sobre a lente dos óculos antes de limpá-las, é justificado do mesmo modo. O ar quente e
úmido proveniente dos pulmões resfria-se ao contacto com a superfície mais fria da lente,
provocando a condensação de vapor, haja vista que a temperatura da lente é inferior à do
ponto de orvalho do ar expirado. Um terceiro exemplo é a formação natural de orvalho
sobre a superfície das folhas e de corpos expostos ao ar livre. Durante a madrugada as
111
temperaturas dessas superfícies podem tornar-se inferiores à do ponto de orvalho, advindo
daí a condensação.
Desta forma, podemos definir a UMIDADE RELATIVA DO AR pela relação:
eaURes
=
Freqüentemente, a umidade relativa é expressa em porcentagem. Se o ambiente
estiver saturado, a umidade relativa vale: UR=1 (100%).
7.3 Pressão atual do vapor de água
Pela relação, ea pode ser obtido, da seguinte maneira:
UR esea ..............(kPa)100
×=
Sendo que o valor de UR pode ser medido diretamente com sensores.
A pressão parcial de vapor (ea) pode ainda ser determinada com base nos dados de
um psicrometro pela equação de Tetens:
ea = es' - AP (Ts - Tu)atm
Em que:
ea = pressão atual do vapor de água, kPa;
es’ = pressão de saturação do vapor de água na temperatura do bulbo úmido, kPa;
A = coeficiente psicrométrico: 0,00067°C-1 (aspirado) e 0,00080°C-1 (não aspirado);
Patm = pressão atmosférica (kPa);
Ts = temperatura do bulbo seco;
Tu = temperatura do bulbo úmido.
Exemplo 1. Considere as leituras de um psicrômetro aspirado, sendo a temperatura do
bulbo seco 18,0°C e a do úmido 16,2°C e a pressão atmosférica de 720 mmHg. Então
determine a pressão de saturação do vapor à temperatura do ar e à temperatura do bulbo
úmido, a pressão parcial do vapor, a depressão psicrométrica, a temperatura do ponto de
orvalho e a umidade relativa do ar.
760mmHg = 101, 3kPa ou 1mmHg = 0,133 kPa
112
∴720 mmHg = 95,7kPa
Pressão de saturação a ts e tu
7,5(18,0)7,5T237,3 (18,0)237,3 Tes 0, 6108 10 es 0, 6108 10 2, 06 kPa
7,5(16,2)7,5T237,3 (16,2)237,3 Tes ' 0, 6108 10 es ' 0, 6108 10 1,84 kPa
++= × = = × =
++= × = = × =
Pressão de vapor parcial
ea = es' - AP (Ts - Tu)atm
ea = 1,84 – 0,00067 95,7 (18-16,2)
ea = 1,72 kPa
Temperatura do ponto de orvalho:
ea 1,72237,3log 237,3log0,6108 0,6108
To 15,13 Cea 1,727,5 log 7,5 log
0,6108 0,6108
⎡ ⎤ ⎡ ⎤⎢ ⎥ ⎢ ⎥⎣ ⎦ ⎣ ⎦= = = °⎡ ⎤ ⎡ ⎤− −⎢ ⎥ ⎢ ⎥⎣ ⎦ ⎣ ⎦
Umidade relativa:
UR = ea100/es = 1,72x100/2,06 = 83,4%
7.4 Quantificação da umidade relativa do ar
A quantificação da umidade atmosférica (vapor d’água contido na atmosfera) pode
ser feita pela relação entre a massa de vapor pelo volume de ar (g H2O/m3 de ar),
denominada de massa específica do vapor (ρ), ou UMIDADE ABSOLUTA (UA), que pode
ser calculada a partir da equação de estado dos gases ideais:
PV = nRT
em que,
P, pressão da amostra;
V, volume da amostra;
n, número de moles da mostra de ar(massa/Molécula-grama)
R, constante universal dos gases perfeitos, 0,00831 kPa m3 mol-1 K-1
113
Essa equação, aplicada ao vapor de água contido em uma amostra de ar úmido
(ar+vapor d’água) tem-se:
2168ea =UA=T
ρ [g H2O m-3 de ar]
em que:
ea, em kPa;
T em Kelvin;
A UMIDADE DE SATURAÇÃO (US) pode ser obtida da mesma forma inserindo-
se es no lugar de ea.
A umidade relativa, desta forma, também pode ser obtida pela razão entre a
umidade absoluta e a umidade de saturação que equivale a relação entre ea e es.
UA eaUR 100 100US es
= =
7.5 Equipamentos utilizados na determinação da umidade do ar
Utilizam-se equipamentos que tenham alguma propriedade associada ao teor de
vapor d’água contido na atmosfera. Alguns são extremamente simples, não necessitando
mais que um par de termômetros. Os principais instrumentos são descritos abaixo:
Psicrômetro
É constituído de dois termômetros (Figura 40), sendo um com o bulbo seco, que
mede a temperatura real do ar, e o segundo com o bulbo envolto em uma gaze umedecida,
que perde água a uma taxa dependente da concentração de vapor do ar. Caso o ar que passa
pelos termômetros não esteja saturado, haverá evaporação da água que embebe o
revestimento do bulbo úmido, ou do sensor que atua como tal. O calor latente necessário à
evaporação é, no primeiro instante, retirado do próprio bulbo (calor sensível) e a
temperatura indicada pelo termômetro de bulbo úmido (Tu) começa a diminuir. Uma vez
atingido o regime estacionário (quando Tu não mais se altera), o calor latente de
evaporação é integralmente cedido pelo ar que flui junto ao bulbo úmido (uma vez que sua
114
temperatura não mais se modifica). Estando o ar saturado, nenhuma evaporação irá ocorrer,
obtendo-se Ts = Tu. A diferença psicrométrica (Ts-Tu) é, portanto, um indicador do estado
de umidificação da atmosfera adjacente, sendo tanto menor quanto mais úmido estiver o ar.
Resumidamente, quanto menor for diferença entre as temperaturas, menor o poder
evaporante do ar, isto é, maior a umidade. Quanto maior a diferença, menor a UR e maior o
poder evaporante do ar.
Esse equipamento faz parte das estações meteorológicas convencionais sendo
instalado dentro do abrigo meteorológico.
Figura 40. Conjunto psicrométrico dentro do abrigo. Na frente, termômetros de máxima e
de mínima. Ao fundo, um termo-higrógrafo automático mecânico.
Higrógrafo de cabelo
É um aparelho mecânico que se baseia no princípio de modificação das dimensões
(contração/expansão) de uma mecha de cabelo humano arranjado em forma de harpa
(cabelo sem tratamento químico), com a variação da umidade do ar. A modificação no
comprimento da harpa aciona um sistema de alavancas, que movimenta uma pena sobre um
diagrama (papel registrador), o qual está fixado sobre um mecanismo de relojoaria,
permitindo o registro contínuo da umidade do ar.
115
A desvantagem deste equipamento é que ele precisa de calibração constante,
principalmente pela perda de elasticidade dos fios de cabelo, e necessita de limpeza de
poeira que se fixa nos fios de cabelo.
Como esse aparelho somente mede a UR há necessidade de se medir também a
temperatura para se ter um referencial da quantidade de vapor presente no ar. Sem a
temperatura, a umidade relativa tem pouco significado prático, pois valores iguais de UR
significam valores diferentes de ea, UA e To, em condições de temperaturas diferentes.
Daí, a construção de instrumentos conjugando sensores de temperatura é umidade do ar,
isto é, termo-higrógrafos.
Sensores capacitivos
Sensores capacitivos são utilizados em estações meteorológicas automáticas. O
sensor constitui-se de um filme de polímero, que absorve vapor d’água do ar alterando a
capacitância de um circuito ativo. Este sensor deve ser instalado juntamente com o sensor
de temperatura, em um abrigo do tipo multi-placa (Figura 41).
Figura 41. Sensor capacitivo em um abrigo multi-placas.
116
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA AGRÍCOLA
7ªLista de exercícios
1) Um psicrômetro registra 20°C para o termômetro bulbo seco e 18°C para o termômetro
bulbo úmido, sendo a pressão atmosférica de 710 mm Hg, calcular:
a) pressão de saturação do vapor, pressão atual e umidade relativa;
b)Temperatura do ponto de orvalho.
2) Quais são os fatores que influenciam a evaporação? O que expressa a umidade relativa
do ar?
3) Na escala diária, explique porque ocorre a variação da umidade relativa do ar.
4) O que é orvalho? Por que o orvalho é mais comumente verificado em noites claras (sem
nuvens), em superfícies vegetais próximas ao solo e não em níveis superiores?
5) Calcule a pressão atual de vapor de uma massa de ar (5,5 g de vapor m-3 de ar) a 25°C de
temperatura.
6) Determine a pressão atual de vapor e o déficit de pressão de uma massa de ar que
apresenta 75% de umidade relativa e temperatura de 20,8°C.
7) Uma massa de ar encontra-se saturada a uma temperatura de 18°C. Pergunta-se qual a
umidade relativa? Qual o déficit de saturação? Nesse momento o que acontece com os
valores de pressão atual e de saturação?
8) Supondo que a umidade relativa de uma massa de ar seja de 75% e com temperatura de
27°C. A partir de qual temperatura haveria a formação de orvalho durante a madrugada?
9) Numa sala retangular de 6x15x8m o ar está saturado de vapor de água. A temperatura é
de 30°C. Qual é a massa de vapor que se condensa quando a temperatura cai para 15°C?
117
10) A umidade relativa do ar de um salão de 10 m x 20 m x 5 m é de 60%. A temperatura é
de 20°C. Leva-se um balde cheio dágua fechado para o salão que é então aberto. Mantendo
constante a temperatura, qual a massa de água que ainda pode se evaporar?
11) Utiliza-se de um secador que trabalha com um fluxo de ar de 200m3 h-1 para secar 600
kg de sementes de 14% para 10% de umidade em peso. O ar na entrada possui 41°C e UR
igual a 28%. Na saída o ar estará com uma temperatura de 28°C e 90% de UR. Pergunta-se:
quanto tempo levará para secar as sementes? E para uma tonelada de sementes?
118
Capítulo 8. CHUVA
Nas regiões tropicais, a chuva, ou precipitação pluvial, é a forma principal pela qual
a água retorna da atmosfera para a superfície terrestre após os processos de evaporação e
condensação, completando, assim o ciclo hidrológico. A QUANTIDADE E A
DISTRIBUIÇÃO DE CHUVAS QUE OCORREM ANUALMENTE EM UMA REGIÃO
DETERMINAM O TIPO DE VEGETAÇÃO NATURAL E TAMBÉM O TIPO DE
EXPLORAÇÃO POSSÍVEL.
8.1 Condensação na atmosfera
Núcleos de condensação
Para que haja formação de gotículas de água faz-se necessário primeiramente, uma
superfície de contato para que haja a condensação. Na atmosfera são esse trabalho é feito
por pequenas partículas (0,2 a 1µm), denominados de NÚCLEOS DE CONDENSAÇÃO.
Como esses núcleos são muito leves permanecem em suspensão no ar por muitos dias.
Além disso, muitos núcleos têm raios maiores que 1 µm, o que significa que os núcleos são
suficientemente grandes para facilitar a condensação. Mais importante que a presença de
núcleos relativamente grandes, contudo, é a presença de núcleos higroscópicos, que tem
uma afinidade química especial (atração) por moléculas de água (por exemplo, sais
marinhos, NaCl é o mais abundante, visto que dois terços da superfície terrestre é coberta
por oceanos). Nesses núcleos a condensação ocorre muitas vezes antes da saturação. Um
efeito prático dessa atração é quando tentamos polvilhar o sal de saleiro de restaurante sob
um clima de alta umidade. Como o sal absorve a umidade, aumenta de tamanho e, portanto,
dificulta a passagem pelos orifícios do saleiro.
O vapor d’água na atmosfera irá se condensar quando as condições tendem a
saturação, o que pode ocorrer de duas maneiras:
1 – pelo aumento da pressão de vapor d’água devido à evaporação e transpiração;
2 – por resfriamento do ar.
119
Na realidade esses dois processos podem ocorrer simultaneamente, mas na natureza
o segundo é bastante efetivo em promover a formação em promover a formação de orvalho
e de nuvens.
Esse resfriamento do ar se dá normalmente por PROCESSO ADIABÁTICO, ou
seja, a parcela de ar sobe e se resfria devido à expansão interna, que se deve à redução de
pressão.
Processo adiabático
Para entender melhor o processo adiabático, precisamos antes, colocar o ar em um
fino imaginário elástico (por ex, uma bexiga), definindo desta forma, um certo volume de
ar hipotético. Este pequeno volume de ar é definido como uma PARCELA DE AR. Embora
a parcela de ar possa expandir e contrair livremente, ela não se quebra, mas sim, permanece
como uma unidade (elasticidade). O espaço ocupado pelas moléculas de ar define a
densidade do ar. A velocidade média das moléculas define a temperatura da parcela de ar e
a colisão destas com a parede da parcela definem sua pressão interna.
Na superfície terrestre, a parcela de ar tem a mesma temperatura e pressão que o ar
em volta. Suponha que deixemos a nossa “bexiga” flutuar. Como vimos nos capítulos
anteriores, a pressão diminui com a altura. Conseqüentemente, a pressão externa à parcela
será menor e desta forma, permite que a as moléculas de ar empurrem a parede da parcela
no sentido de dentro para fora, expandindo o volume da parcela de ar (menos denso e,
portanto, mais leve). Como não houve nenhuma energia externa para fazer a expansão, as
próprias moléculas precisam usar sua própria energia para fazer isso, diminuindo desta
forma sua temperatura. Se a parcela retorna para a superfície, retorna a uma região de maior
pressão, desta forma a parcela será comprimida, resultando em diminuição do volume,
aumento da velocidade das moléculas e aumento da temperatura. Então, se uma parcela
de ar está subindo ela se expande e se resfria ao passo que se está descendo a parcela
de ar se comprime e aquece.
Se uma parcela de ar expande e se resfria, ou se comprime e aquece sem nenhuma
troca de calor com o meio em volta, esta situação é denominada de um PROCESSO
ADIABÁTICO. Se o ar na parcela não está saturado (umidade relativa do ar menor que
120
100%) a taxa de resfriamento ou aquecimento é permanece constante. Essa taxa é de -1°C a
cada 100 m de elevação e como se aplica apenas a um não-saturado ar, é denominada de
GRADIENTE ADIABÁTICO SECO. (Figura 41).
Figura 41. Gradiente adiabático seco. A medida que uma parcela de ar se eleva, se expande
e resfria a uma taxa de 10°C por 1000 m.Ao passo que, se a parcela de ar é comprimida, se
aquece a uma taxa de 10°C por 1000m.
Como o ar que se eleva se resfria, a umidade relativa aumenta à medida que a
temperatura do ar se aproxima da temperatura do ponto de orvalho que será de 100%. Um
resfriamento maior irá resultar em condensação e o calor latente é liberado dentro da
parcela de ar aquecendo-a. Devido ao calor adicionado durante a condensação, a taxa de
resfriamento será menor do que o gradiente adiabático seco, denominado agora de
GRADIENTE ADIABÁTICO SATURADO. Diferentemente do gradiente adiabático seco,
o gradiente saturado é bem variável dependendo principalmente do conteúdo de vapor de
água da parcela de ar, no entanto, para facilitar os estudos, considera-se um valor médio de
-0,4°C a cada 100 m de elevação.
A altura na qual ocorre o início da saturação é denominada de NÍVEL DE
CONDENSAÇÃO POR ELEVAÇÃO.
121
Estabilidade atmosférica
O gradiente térmico da atmosfera (real) como um todo, é variável, situando-se em
torno de -0,6°C/100m. Dependendo do gradiente adiabático das parcelas que sobem, em
comparação com o gradiente térmico da atmosfera, os movimentos convectivos são
favorecidos (atmosfera instável) ou não (atmosfera neutra ou estável) (Figura 42).
Figura 42.Situação de instabilidade e estabilidade atmosférica.
Se a temperatura da parcela de ar que se elevam em um nível de altitude for menor,
será mais densa e, portanto, tende a voltar a sua posição inicial. Neste caso, o ar está
ESTÁVEL porque inibe a tentativa de elevação da parcela de ar. Mas se o ar está mais
quente, menos denso (leve), do que o ar externo, ele continua a se elevar até que alcance a
mesma temperatura do ar envolvente. Este é um exemplo de INSTABILIDADE. Se a taxa
adiabática (seca ou saturada) for menor ou a mesma que a taxa de temperatura externa
então a atmosfera será de NEUTRALIDADE, se maior a atmosfera estará INSTÁVEL
A instabilidade é, portanto, favorecida quando se verifica um aquecimento do ar na
superfície e/ou resfriamento em nível superior (Figura 43). Esse aquecimento ocorre
diariamente, pela radiação solar ou pela entrada de um ar quente arrastado pelo vento.
122
1000m
Γreal
-6°/1000m
T
14°C
20°C
12°C
22°C
T
Γreal
-10°/1000m
0m
Figura 43. A atmosfera se tornará mais instável se o ar em nível superior se resfriar e/ou se
a temperatura do ar aumentar na superfície, como ilustrado no diagrama.
8.2 Formação de nuvens
É interessante observar, num diagrama, as relações existentes entre o perfil
observado da temperatura, as linhas adiabáticas secas e saturadas e a formação das nuvens
baixas do tipo cumuliforme. Correntes convectivas associadas ao ar instável podem
produzir este tipo de nuvens. Como a convecção é controlada pelo aquecimento solar, o
desenvolvimento de nuvens cumulus freqüentemente segue a variação diurna da insolação.
Num dia de bom tempo as nuvens cumulus começam a formar-se do meio para o final da
manhã, após o sol ter aquecido o solo. A cobertura de cumulus no céu é maior à tarde -
usualmente o período mais quente do dia, quando a convecção é máxima. Se as nuvens
cumulus apresentam algum crescimento vertical, estas normalmente chamadas cumulus de
"bom-tempo" podem produzir leve chuva. Ao aproximar-se o pôr-do-sol a convecção se
enfraquece e as nuvens cumulus começam a dissipar-se (elas evaporam).
Uma vez formados os cumulus, O PERFIL DE ESTABILIDADE DA
TROPOSFERA determina o seu crescimento. Se o ar ambiente é estável mais para cima o
crescimento vertical é inibido. Se é instável para ar saturado, então o movimento vertical é
aumentado e os topos das nuvens cumulus sobem. Se o ar ambiente é instável até grandes
altitudes, a massa da nuvem toma a aparência de uma couve-flor, enquanto se transforma
123
em cumulus congestus e então em cumulonimbus, que produz tempestades. A Figura 44A,
representa um esquema de nuvens, cumulus de bom tempo. São nuvens pouco
desenvolvidas verticalmente e formam-se quando a camada abaixo do nível de condensação
por elevação é estável ou neutra, mas que na camada superior seja instável, ainda que em
uma pequena distância. O cumulus congestus, Figura 44B, apresenta torres e protuberâncias
bem desenvolvidas, assemelhando-se a couves-flores em sua parte superior. Estas nuvens
ocorrem na presença de uma espessa camada com instabilidade acima do nível de
condensação. As nuvens cumulonimbos, Figura 44C, formam-se quando existe uma
camada mais profunda de instabilidade acima do nível de condensação e chegam a atingir
alturas tais que a temperatura no topo torna-se inferior à de congelamento, com grande
formação de cristais de gelo misturados a gotículas de água. São nuvens que provocam
grandes chuvaradas, granizos e tempestades severas.
Figura 44. Principais tipos de nuvens cumuliformes e respectivos gradientes verticais de
temperatura.
Por outro lado, sob uma atmosfera estável, uma vez que a camada de ar junto ao
solo, estando mais fria em relação à massa invasora, criará uma inversão térmica (aumento
da temperatura com a altitude), que inibirá os movimentos verticais. Nestas circunstâncias,
partículas poluentes em suspensão serão impedidas de subir, concentrando-se próximo à
124
superfície e prejudicando a visibilidade. Nestas circunstâncias, partículas poluentes em
suspensão serão impedidas de subir, concentrando-se próximo à superfície e prejudicando a
visibilidade.
Quando o ar quente invasor é úmido o resfriamento basal favorece a formação de
nevoeiros, cuja espessura vai depender da turbulência mecânica e por conseguinte, da
velocidade do vento a superfície. As precipitações se ocorrerem serão contínuas (chuva e
chuviscos). A visibilidade horizontal será comprometida pela presença de nevoeiros e o
vento, devido à inexistência de convecção, será relativamente fraco e sem rajadas.
8.3 Classificação de nuvens
Apesar da freqüente evolução das nuvens, que mudam constantemente, é possível
definir formas características que permitem classificá-las em diferentes grupos.
Estabeleceu-se como critério de classificação subdividi-las em gêneros, espécies e
variedades. Neste texto, nos limitaremos ao subdividi-las ao nível de gênero.
Com base na aparência, distinguem-se três grupos: cirrus, cumulus e stratus. Cirrus
são nuvens fibrosas, altas, brancas e finas. Stratus são camadas que cobrem grande parte ou
todo o céu. Cumulus são massas individuais globulares de nuvens, com aparência de domos
(dobras) salientes. Qualquer nuvem reflete uma destas formas básicas ou é combinação
delas.
Convencionalmente, à parte da atmosfera em que as nuvens se apresentam
habitualmente foi dividida verticalmente em três camadas: nuvens altas, médias, baixas e
nuvens com desenvolvimento vertical (que freqüentemente atravessam as três camadas).
Nuvens com desenvolvimento vertical geralmente cobrem pequenas áreas e são associadas
com levantamento bem mais vigoroso.
Cada camada está definida pelo conjunto dos níveis em que as nuvens em que as
nuvens de certos gêneros apresentam-se mais freqüentes, isto é:
- Nuvens altas (>6.000m): cirrus, cirruscumulus e cirrostratus;
- Nuvens médias (2.000 a 6.000m): altocumulus, altostratus;
- Nuvens baixas (<2.000m): stratuscumulus, stratus, nimboestratus;
- Nuvens com desenvolvimento vertical: cumulus e nimbocumulus.
125
Estes números não são fixos. Há variações sazonais e latitudinais. Em altas latitudes
ou durante o inverno em latitudes médias as nuvens altas são geralmente encontradas em
altitudes menores.
Devido às baixas temperaturas e pequenas quantidades de vapor d’água em altas
altitudes, todas as nuvens altas são finas e formadas de cristais de gelo. Como há mais
vapor d’água disponível em altitudes mais baixas, as nuvens médias e baixas são mais
densas.
Nuvens com desenvolvimento vertical estão relacionadas com ar instável. Correntes
convectivas associadas ao ar instável podem produzir nuvens cumulus, cumulus congestus
e cumulonimbus. A Figura 45 traz um esquema da forma destas nuvens.
Figura 45. Classificação de nuvens segundo altura e forma.
8.4 Formação das chuvas
Toda nuvem precipita? Nuvem é um conjunto visível de partículas minúsculas de
água líquida ou de gelo, ou de ambas ao mesmo tempo, em suspensão na atmosfera. Este
conjunto pode também conter partículas de água líquida ou de gelo em maiores dimensões,
e partículas procedentes, por exemplo, vapores industriais, de fumaças ou de poeiras.
126
Quando a condensação ocorre, a taxa de crescimento inicial das gotículas é grande,
mas diminui rapidamente porque o vapor d’água disponível é facilmente consumido pelo
grande número de gotículas em competição. O resultado é a formação de uma nuvem com
muitas minúsculas gotículas de água, todas tão minúsculas que permanecem suspensas no
ar.. Uma gotícula de nuvem é extremamente pequena, possuindo um diâmetro médio de 20
µm ou 0,002 cm. Uma típica gota de chuva tem 2000 µm ou 0,2 cm ou 100 vezes maior que
uma gotícula de nuvem. Se a gotícula de nuvem está em equilíbrio com o meio, o tamanho
da gotícula não irá se alterar porque as moléculas de água que estão se condensando é igual
ao número de moléculas evaporando. Se, em desequilíbrio, o tamanho da gotícula irá
aumentar ou diminuir, dependendo se a condensação ou evaporação irá prevalecer.
Mesmo em ar muito úmido o crescimento destas gotículas de nuvem por
condensação adicional é lento (poderia até levar dias) e, além disso, a imensa diferença de
tamanho entre gotículas de nuvem e gotas de chuva sugere que a condensação sozinha não
é responsável pela formação de gotas suficientemente grandes para precipitar.
Estas gotículas permanecem em suspensão sustentada pela força de flutuação
térmica ou empuxo. Para que haja precipitação, deve haver a formação de gotas maiores
(elementos de precipitação), e isto ocorre por coalescência das pequenas gotas, de forma
que a ação da gravidade supere a força de sustentação promovendo a precipitação. A
coalescência (combinação) é resultado de diferenças de temperatura, tamanho, cargas
elétricas e de movimentos turbulentos dentro da nuvem, maior será a probabilidade de
choque entre as gotas, resultando em gotas sempre maiores, até o limite da tensão
superficial.
A probabilidade de ocorrência da chuva aumenta com a espessura da nuvem, nuvens
tropicais, por exemplo, normalmente não produzem chuva se sua extensão vertical for
menor que 2 km, Se a extensão vertical da nuvem for bastante elevada (da ordem de 10
km), poderá ocorrer à formação de granizos, como resultado dos movimentos turbulentos
dos constituintes no interior da nuvem.
8.5 Tipos de chuvas
Os tipos de chuvas se caracterizam pela sua origem. Assim, existem chuvas geradas
por passagem de frentes, por convecção local e por efeitos orográficos (montanhas).
127
Chuvas convectivas
Originam-se de nuvens formadas a partir de correntes convectivas (térmicas) que se
resfriam adiabaticamente ao se elevarem, resultando em nuvens de grande desenvolvimento
vertical (cumuliformes). As chuvas convectivas se caracterizam por forte intensidade, mas
curta duração, podendo ocorrer descargas elétricas, trovoadas, ventos fortes e granizo,
predominando no período da tarde e à noite, quando a força gravitacional supera a força de
sustentação térmica e apresentam grande variabilidade espacial. As chuvas convectivas,
também conhecidas como chuvas de verão, por terem maior intensidade, apresenta grande
potencial de danos, especialmente no aspecto de conservação do solo, visto que muitas
vezes sua intensidade supera a velocidade de infiltração de água no solo. Isto gera
escoamento superficial (enxurada), que ganhando momento (quantidade de movimento),
poderá causar erosão do solo, desde que outros fatores como cobertura do solo, umidade, e
declividade também contribua para isso.
Chuvas orográficas
Chuvas orográficas ocorrem em regiões montanhosas onde o relevo força a subida
da massa de ar úmido. Essa subida forçada é equivalente ao processo de convecção livre,
resultando nos mesmos fenômenos atmosféricos. Devido aos ventos, o ar sobe pela encosta
resfriando-se adiabaticamente, com condensação e formação de nuvens tanto cumuliformes
como estratiformes. Nessa situação, um lado da montanha, geralmente é mais chuvoso que
o outro resutando na chamada sombra de chuva.
Chuvas frontais
Originada do encontro de massas de ar com diferentes características de temperatura
e umidade. Dependendo do tipo de massa que avança sobre a outra, as frentes podem ser
denominadas basicamente de frias e quentes. Nesse processo ocorre a “convecção forçada”,
com a massa de ar quente e úmida se sobrepondo à massa fria e seca. Com a massa de ar
quente e úmida se elevando, ocorre o processo de resfriamento adiabático, com
condensação e posterior precipitação.
128
A frente fria de deslocamento lento normalmente está associada a chuvas muito
intensas com trovoadas antes, durante e após a passagem imediata da frente, pela formação
de nuvens com forte desenvolvimento vertical, do tipo cumulonimbus (Cb). O prenúnico da
aproximação de uma frente é marcado pelo aparecimento de nuvens altas e finas, do tipo
cirrus e cirrostratus (Cs), que tem aspecto fribroso esbranquiçado. A chegada de uma frente
fria causa sensível redução da pressão atmosférica local, aquecimento intenso e
desconforto. A pressão sobe rapidamente a temperatura cai e os ventos mudam de direção,
logo após a passagem da frente, caracterizando a entrada de uma nova massa de ar na
região.
A frente quente, ao encontrar ar estável no local, forma chuvas leves e contínuas.
Com o ar instável, forma chuvas intensas com trovoadas, geralmente 200 a 300 km antes da
chegada da massa quente. As chuvas são causadas por nuvens de pouco desenvolvimento
vertical, tipo altostratus (As) e nimbostratius (Ns) que cobrem totalmente o céu local. As
nuvens tipo cirrustratus (Cs) podem estender-se a centenas de quilômetros adiante da
posição da cunha à superfície.
Grandezas que caracterizam as precipitações:
Altura pluviométrica = h = volume/área;
Duração = Tempo decorrido entre o início e o fim da precipitação (h);
Intensidade = a relação entre a altura e a duração (mm/h)
Medida da precipitação pluviométrica
O equipamento básico para a medição da chuva é o pluviômetro, que é constituído
de uma área de captação (≥100m2) e de um reservatório onde a água da chuva é
armazenada até o momento da leitura. Se o pluviômetro tiver um sistema de registro
contínuo da quantidade e da hora da ocorrência da chuva, então ele é denominado de
pluviógrafo. Nas estações automáticas, o registro é contínuo obtendo-se valores de
intensidade e de altura total diária. Nesse caso, o pluviômetro é dotado de um sensor
eletrônico em forma de báscula que possibilita da resolução de 0,2 mm.
129
A instalação desse equipamento é a de 1,5m de altura, devendo a área de capitação
(boca do aparelho) estar bem nivelada.
130
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA AGRÍCOLA
7ªLista de exercícios
1) O que é um processo adiabático?
2) Por que diminuição da temperatura no gradiente adiabático saturado e úmido são
diferentes?
3) Por que são observados espaços de céu azul entre as nuvens cumulus? Por que estas
nuvens são mais facilmente verificadas no período da tarde do que no período noturno?
4) Suponha um jatinho sobrevoando a uma altitude de 10 km, sob uma temperatura externa
de -70°C. Qual seria o valor da temperatura se o ar fosse trazido para dentro do avião e
comprimido a 1000 hPa a razão do gradiente adiabático seco? Assuma que 1000 hPa é a
pressão equivalente a uma altitude de 0m.
5) Quais são as pré-requisitos para a formação de nuvens convectivas? e para chuvas?
