Climatologia - resumo

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Fundamentos de 
Climatologia
CLIMA
Produção
Animal
Produção 
Vegetal
Construções
Rurais
Fitopatologia
Entomologia
Irrigação
Conservação
do solo
Preparo 
do solo
Fisiologia 
Vegetal
O clima tem papel fundamental tanto no planejamento 
agrícola como nas tomadas de decisão
Planejamento Agrícola
Baseado no clima local e no 
balanço hídrico que define 
as estações seca e úmida
Zoneamento agroclimático
Época adequada de 
semeadura 
Planejamento topo e 
microclimático
Tomadas de Decisão
Baseadas nas condições do 
tempo vigentes e previstas, 
(definem condições térmicas 
e disponibilidade hídrica) 
Semeadura, colheita, irrigação 
Preparo do solo 
Controle fitossanitário 
Medidas contra eventos 
adversos 
Minimiza o risco associado à 
atividade agrícola
Zoneamento Agroclimático: Delimita as áreas aptas ao cultivo de
determinada cultura, considerando as exigências térmicas, hídricas e
fotoperiódicas.
Tomadas de Decisão: Possibilita decidir sobre a viabilidade ou
necessidade de realização de uma prática agrícola, em função das
condições meteorológicas ou hídricas atuais do solo e da previsão do
tempo para os próximos dias. Ex: irrigação, preparo do solo, pulverização,
colheita e semeadura
Planejamento topoclimático: Disposição das culturas de acordo com a
configuração e exposição do terreno, de modo a se evitar as áreas mais
sujeitas às geadas e, também, nas médias latitudes o aproveitamento das
encostas com melhor exposição à radiação solar.
As áreas aptas variam com a safra ou época do
ano, devido às restrições térmicas que ocorrem
no estado. Na safra das águas, todo o estado tem
aptidão para o cultivo do feijão. Na safra da seca,
a cultura é apta somente no centro-sul do estado.
No norte e oeste, as temperaturas são muito
elevadas para a cultura nessa época, limitando
seu desenvolvimento e os níveis de rendimento.
Por outro lado, na safra de inverno a cultura do
feijão é apta somente no norte e oeste do estado,
porque no centro-sul as temperaturas caem
acentuadamente, aumentando o risco de geadas
nas fases de florescimento e frutificação.
Fatores da produtividade agrícola
▪ Ação direta: influenciam diretamente os processos fisiológicos das plantas.
▪ Ação indireta: atuam sobre o ambiente e modifica os fatores de ação direta.
Extraido de Paulo de Tarso Alvim (1978)
Tempo e Clima
O estado da atmosfera pode ser descrito por variáveis que caracterizam sua
condição física, os elementos meteorológicos (temperatura do ar, umidade
relativa do ar, velocidade do vento, precipitação, radiação solar, etc...).
Para um dado local, o estado da atmosfera pode ser descrito tanto em termos
instantâneos, definindo a condição atual, a qual é extremamente dinâmica,
como também em termos estatísticos, definindo a condição média, a qual é
por sua vez uma descrição estática.
À condição média denomina-se clima À condição atual denomina-se tempo
Escalas dos fenômenos climáticos
▪ Macroclima ou macroescala: escala regional/geográfica, clima de grandes
áreas pelos fatores geográficos (latitude, altitude, etc). Não pode ser
modfificado.
▪ Topo(meso)clima: escala local condicionado pelos fatores topográficos
(relevo e exposição/orientação da encosta, vale, espigão ou meia encosta).
O topoclima deve ser considerado no planejamento de implantação e
manejo de um cultivo. Pode ser escolhido ou modificado
▪ Microclima: condiciona o clima em pequena escala (condicionado pela
cobertura do solo). O microclima de um terreno pode ser modificado e
condicionado dependendo da cultura, espaçamento, práticas culturais, etc.
Em um mesmo macroclima podem ocorrer diferentes topoclimas e dentro destes por sua 
vez diversos microclimas
Elementos do clima
Elementos do clima: grandezas meteorológicas médias normais de uma
região que afetam as condições ambientais de forma variável. São
fenômenos que compõe o clima. Ex: temperatura, umidade, pressão
atmosférica, chuva, ventos, radiação solar, insolação, fotoperíodo.
▪ Pressão atmosférica: força que a atmosfera exerce sobre a área de um
corpo imerso em seu meio.
▪ Chuva: quantidade de água precipitada num dado momento e local.
▪ Vento: movimento da atmosfera causada pelo aquecimento diferencial
da superfície de um local. Ex: gramado x asfalto, massa de ar sul-norte.
▪ Insolação: número de horas de brilho solar num determinado dia, do
nascer ao pôr do sol.
▪ Fotoperíodo: número máximo de horas que o Sol pode brilhar num dia
e local. É o comprimento do dia.
Fatores meteorológicos/climáticos
Fatores: agentes causais que condicionam os elementos climáticos. Ex: chuva,
radiação solar, temperatura do ar, velocidade e direção do vento, a pressão
atmosférica, a umidade relativa do ar.
A atuação dos diversos fatores faz com que os elementos meteorológicos
variem no tempo e no espaço.
▪ Radiação solar: elemento meteorológico que atua também como fatore
(quantifica a disponibilidade de energia solar na superfície terrestre e
também condiciona a temperatura, a pressão e outros elementos). São
fenômenos que afetam as condições climáticas de um local de forma
permanente.
▪ Latitude: distância em graus de uma localidade qualquer até o Equador
terrestre. O valor das isotermas decresce com a latitude. A amplitude é
crescente com a latitude.
▪ Altitude: distância de uma localidade, tendo como referência o nível do
mar. Ex: Efeito da altitude sobre a temperatura. Há um decréscimo de
temperatura de 0,6 ºC a cada 100m de aumento da altitude, devido a uma
descompressão adiabática a medida que se eleva na atmosfera.
Orografia/relevo:
Ex: Efeito Fohn (fenômeno que origina o
chamado barlavento (+ úmido e + frio) e
sotavento (+ seco e +quente).
Ex: efeito da orografia sobre a direção que
predomina dos ventos.
Dia: a terra aquece mais do que a água, o ar
sobre ela torna-se menos denso, se eleva e o ar
que está sobre a água e está mais frio vem em
direção ao continente.
Noite: a agua se esfria mais devagar do que a
terra, dessa forma o ar sobre a água fica mais
quente, menos denso e se eleva, estão o ar mais
frio da terra tende a ocupar o espaço deixado
sobre a água, então o vento sopra da terra para
o mar.
DIA
NOITE
Ex: o relevo afeta a disponibilidade de radiação solar.
Hemisfério sul:
▪ Terrenos com face norte são mais ensolarados, mais quentes e mais secos;
▪ Terrenos com face sul são menos ensolarados, menos frios e mais úmidos;
▪ Terrenos com face leste tornam-se mais secos no período da manhã,
porque os raios solares atingem-no primeiro, a temperatura é maior pela
manhã. o potencial de ocorrência de doenças é menor, há menos horas de
orvalho.
▪ Terrenos com face oeste permanecem mais úmidos, são menos quentes e
evaporam menos no período da manhã. há mais horas de orvalho, é a face
de maior incidência de doenças.
▪ Não havendo nebulosidade, tanto as faces leste quanto oeste, no final do
dia deverão ter recebido a mesma quantidade de radiação solar.
▪ O número diferente de horas de orvalho induz a um menor ou maior
potencial de doenças em plantas
Brisa de vale ou anabática:
Ocorre durante o dia, devido a diferença de
temperatura entre o vale e os espigões. é
originado pelo aquecimento gerado pela
radiação solar no topo de uma montanha ou
colina, que por sua vez aquece o ar ao seu
redor. a densidade do ar diminui com o
aumento da temperatura no topo da
montanha, criando regiões de baixas pressões,
provocando fluxo ascendente de ar.
Brisa de montanha ou catabática:
Ocorre durante a noite, pois o ar frio que se
forma, sendo mais denso escoa pela encosta
indo se depositar na baixada. Esse tipo de
brisa pode provocar a ‘geada de canela’ que
é a queima pelo frio dos vasos condutores das
plantas, fazendo com que a parte aérea morra
e haja rebrota próximo ao solo.
Continentalidade e oceanidade
O oceano devido a grande massa de água atua como moderador dos
elementos do clima.
A umidade absoluta decresce a medida que nos afastamos da costa em
direção ao interior do continente. como consequência direta do
decréscimo de umidade, a medidaque nos afastamos do oceano temos:
▪ Variação da nebulosidade nas costas.
▪ Precipitação pluviométrica diminuir a medida que nos afastamos da
costa.
▪ Temperaturas: a presença do oceano induz a uma < temperatura
máxima e a uma < amplitude térmica.
As correntes marítimas, devido a água fria ou quente que transportam
exercem influência sobre o clima, modificando a temperatura do ar e a
precipitação.
Ex: Influencia das correntes marítimas
HN → Continente > Oceano → > Amplitude Térmica 
HS → Continente < Oceano → < Amplitude Térmica
Classificação Climática
Carcteriza em uma grande área ou região zonas com características climáticas
homogêneas e também pode ser feita para localidades específicas, levando-se
em conta tanto as características da paisagem natural (vegetação zonal),
baseando-se no fato da vegetação ser um integrador dos estímulos do
ambiente, como também os índices climáticos (baseados nas normais
climatológicas).
A - Megatérmico (tropical úmido) com 
temp. média do mês mais frio > 18ºC
B - Clima seco
C - Mesotérmico (temperado quente) com 
temp. média do mês mais frio entre -3C e 
18C
D - Microtérmico (temperado frio) com 
temp. média do mês mais frio < -3C e do 
mês mais quente > 10C
E - Polar, com todos os meses com temp. 
média < 10C
Os climas B se subdividem em:
Bw: deserto
Bs: estepe
Se chuva é de inverno:
P < T → Bw
T < P < 2T → Bs
Se não há predominância de estação
chuvosa
P < (T+7) → Bw
(T+7) < P < (2(T+7)) → Bs
Se chuva é de verão
P<(T+14) → Bw
(T+14) < P < (2(T+14)) → Bs
Obs: P = chuva anual, em cm, e T =
temp. média anual (oC)
Rotação: faz com que qualquer local da superfície terrestre experimente
uma variação diária de condições meteorológicas (radiação solar e na
temperatura do ar). Isso gera a escala diária de variação das condições
meteorológicas.
Translação: provoca uma variação estacional da irradiância solar na
superfície terrestre, gerando as estações do ano. Esse movimento
aparente se dá entre as latitudes de 23o27´N e 23o27´S, que
correspondem respectivamente aos Trópicos de Câncer e Capricórnio. O
ângulo formado entre as linhas imaginárias do Equador e a que liga o
centro da Terra ao Sol denomina-se Declinação Solar (), que indica a
latitude na qual o Sol “está passando” num determinado instante no seu
movimento aparente N-S.
Efeméride: Solstício de inverno no Hemisfério Sul (de verão no HN): ocorre
normalmente no dia 22/06, sendo esse o início do inverno. Nessa data, o
fotoperíodo é mais longo no HN (>12h) e mais curto no HS (<12h). Na linha
do Equador, fotoperíodo é igual a 12h.
Efeméride: Solstício de verão no Hemisfério Sul (de inverno no HN): ocorre
normalmente no dia 22/12, sendo esse o início do verão. Nessa data, o
fotoperíodo é mais longo no HS (>12h) e mais curto no HN (<12h). Na linha
do Equador, fotoperíodo é igual a 12h.
Efeméride: Equinócios: ocorre em média nos dias 21/03, sendo esse o início
do Outono, e 23/09, sendo que nessa data se dá o início da Primavera.
Nessas datas, o fotoperíodo é igual a 12h em todas as latitudes do globo
terrestre.
22/06 →  = + 23o27´
22/12 →  = - 23o27´
21/03 e 23 /09 →  = 0o
Zênite
Ângulo 
Zenital (Z1)
Zênite: linha imaginária que liga o centro da
Terra e o ponto na superfície, prolongando-se
ao espaço acima do observador
Ângulo Zenital (Z): ângulo formado entre o
Zênite e os raios solares. Varia de acordo com
a latitude, a época do ano e a hora do dia.
Ângulo Zenital, Z2, é menor do que o ângulo Z1
o que indica haver maior quantidade de
radiação solar no caso 2 do que no caso 1.
Isso se dá porque quando os raios solares se
inclinam, a mesma quantidade de energia se
distribui sobre uma área maior, resultando em
um menor valor de radiação solar
(energia/área*tempo). Isso deu origem a uma
lei da radiação solar denominada Lei do
Cosseno de Lambert.
Lei do Cosseno de Lambert
Energia = S
Área real = Az
Área normal = An
Tempo = unitário
Entendimento da variação diária e
estacional da intensidade da radiação solar
(irradiância solar).
Rotação: ângulo zenital varia ao longo do
dia (horários do nascer/pôr do Sol, Z= 90o e
a irradiância solar = 0). Com a diminuição de
Z com o passar das horas, a irradiância
aumenta até atingir seu máximo ao meio
dia, ou seja quando o sol passa pelo
meridiano local.
Translação: Z varia também ao longo do
ano. Se considerarmos uma localidade
situada na latitude de 23o27´, o Z ao meio-
dia será de 0o (I12h = In) para o solstício de
verão, 23o27´. (I12h = 0,917*In) para os
equinócios e 46o54´ (I12h = 0,683*In) no
solstício de inverno.
In = S / An e Iz = S / Az
Igualando-se as as duas equações:
In An = Iz Az ou In/Iz = Az/An
Do triângulo formado têm-se:
Cos Zh = An / Az
Resultando em:
Iz = In Cos Zh
Desse modo, se:
Zh = 0o → Iz = In
Zh = 90o → Iz = 0
Ângulo horário (h): ângulo formado pela posição do sol e o meridiano do
local ou o ângulo entre o plano meridiano do local e o plano meridiano
que contém o sol.
H = l(12 – hora)l x 15º
Ângulo zenital: função do local, época do ano, hora do local
cos z = senδ x senΦ + cosδ x cosΦ x cosh
h = l(12 – hora)l x 15º → h = l(12 – 9)l x 15º = 45º
cos z = sen(4,2) x sen(22º42’) + cos(4,2) x cos 
(22º42’) x cos(45)
cosz = 0,073 x (-0,386) + 0,997 x 0,923 x 0,707
cosz = 0,623
Z9 = 51,46º ou Z9 = 51º27’ 
1º → 60
0,46 → X 
X = 27’
cos z = senδ x senΦ + cosδ x cosΦ x cosh
Φ = Latitude → (+HN) e (-HS)
Δ = Declinação solar – depende 
da época do ano (tabelado)
H = ângulo horário → equação
Calcular o tamanho da sombra de uma árvore de 10 metros de altura às 16 horas 
do dia 21/04, num local de φ = 20ºs.
Na tabela de declinação solar para 21/04 a δ = 11,6º. (Conservar os sinais de φ e δ)
H = l(12 – hora)l x 15º → h = l(12 – 16)l x 15º = 60º
Cos z = senδ x senφ + cosδ x cosφ x cosh
Cos z = sen11,6’ x sen(-20) + cos11,6 x cos(-20) x cos60
Cos z = 0,2011 x (-0,3420) + 0,9796 x 0,9397 x 0,5
Cosz16 = 0,3915 → z16 = 66,95º → 66º57’ → z16 = 67º
S/A = tgz16 → S = A x tgz16 → S = 10 x tg 67º → S = 10 x 2,3559 
S = 23,56 metros
Fotoperíodo: número de horas que o sol aparece acima do horizonte, isto é,
o comprimento do dia (intervalo entre o nascer e o pôr do sol).
Em virtude da simetria da trajetória do sol com relação ao meio-dia , o
fotoperíodo é igual ao dobro do ângulo horário na hora do nascer do sol (hn).
N = hora do pôr do sol – hora do nascer do sol
N = (2 x hn)/15 → n = 0,13333 x hn
Hn: semi-arco diurno
Calculo do semi-arco diurno hn. No momento do nascer e do pôr do sol
Z = 90º → cos 90º = 0
cos z = senδ x senΦ + cosδ x cosΦ x cosh
cos 90º = senδ x senΦ + cosδ x cosΦ x cosh
0 = senδ x senΦ + cosδ x cosΦ x cosh
cosh = ─ (senδ x senΦ)/(cosδ x cosΦ)
cosh = ─ (tgδ x tgΦ)
h = arccos ─ (tgδ x tgΦ) 
h = hn
os sinais de δ e φ devem ser considerados
No dia 03/03, num local de φ = 22º42’, qual será o valor de N?
Para o dia 03/03 → δ = ─7,1º (tabelado)
N = (2 x hn)/15 → N = 0,13333 x hn
hn = arccos ─ (tgδ x tgΦ)
hn = arccos ─ (tg ─7,1 x tg ─22º42’)
hn = arccos ─ (─0,1246 x ─0,4183)
hn = arccos ─ (0,05212)
hn = 92,9876º = 92º59’
N = 0,13333 x 92º59’ ou N = 12,39 horas ou N = 12h 23min
Hora do nascer do sol: hn = 12 ─ hn/15
Hora do pôr do sol: hp = 12 + hn/15
Radiação solar: principal elemento meteorológico e um dos fatores
determinantes do tempo e do clima. Além disso, afeta diversos processos:
(aquecimento/evaporação, transpiração, fotossíntese).
Ocorre redução da irradiância solar à medida que se afasta do sol.
Considerando-se que a distância Terra-Sol varia continuamente ao longo do
ano, a irradiância solar extraterrestre também irá variar.
Figura: Variação da irradiância solar
extraterrestre, cuja média nos fornece o
valor de Jo
Constante Solar (Jo): irradiância solar
numa superfície plana e perpendicular
aos raios solares, sem os efeitos
atenuantes da atmosfera e a uma
distância Terra-Sol média
Jo  1.367 W/m² ou 2 cal/cm²min
A absorção e a difusão da radiação solar pela atmosfera promovematenuação da irradiância solar que atinge a superfície terrestre (denominada
de global) em relação aos valores observados no topo da atmosfera.
Interação da radiação solar com uma 
superfície
Quando uma quantidade de energia
radiante (iz) atinge um corpo pode
ocorrer: absorção(ia), reflexão(ir) ou
transmissão(it). Pelo princípio da
conservação de energia
iz = ia + ir + it 
dividindo tudo por iz:
iz/iz = ia/iz + ir/iz + it/iz
1 = α + ρ + τ
α = coeficiente de absorção
ρ = coeficiente de reflexão
τ = coeficiente de transmissão
O importante em termos agronômicos é sabermos a radiação que é
refletida, isto é, o albedo da superfície. Em função do albedo sabemos
quanto de energia será aproveitada nos processos fisiológicos e
metabólicos do ecossistema.
Lei de Wien: estabelece que o produto entre a
temperatura absoluta de um corpo e o
comprimento de onda de máxima emissão
energética é uma constante.
T máx = 2,898 * 10
6nmK
(máx = 0,5 m = 500 nm = Ondas Curtas)
(máx = 10 m = 10.000 nm = Ondas Longas)
Na figura acima que quanto menor a
temperatura, maior o comprimento
de onda de máxima emissão (atenção
para a escala invertida).
Isso resulta em que os comprimentos
de onda emitidos pela Terra (T=300K)
sejam considerados “ondas longas”,
enquanto que os comprimentos de
onda emitidos pelo Sol (T=6000K)
sejam considerados “ondas curtas”,
como observa-se na figura ao lado.
Lei de Stefan-Boltzman: estabelece que todo corpo acima de 0K emite
energia radiativa e que a densidade de fluxo dessa energia emitida é
porporcional à quarta potencia da temperatura absoluta desse corpo
E =   T4
A figura ilustra graficamente as leis de
Stefan-Boltzman e Wien. Nesta figura, 4
corpos com temperaturas crescentes (T1
< T2 < T3< T4) apresentam potência
emitida crescente (Q1 < Q2 < Q3 < Q4) e
comprimento de onda de máxima
emissão decrescente (1 > 2 > 3 > 4)
 = poder emissivo do corpo (0,95 a 1,00) 
 = constante de Stefan-Boltzman
 = 5,67*10-8 W/m2K4 = 4,903*10-9
MJ/m2dk4
O saldo de radiação é repartido em diferentes processos:
▪ Físicos: aquecimento do ar (H) e do solo (G) e evaporação (LE)
▪ Biofísico: transpiração (LE)
▪ Bioquímico: fotossíntese (F)
Rn = H + G + LE + F
Balanço
de Energia
Considerando-se que o aproveitamento energético na fotossíntese é menor
que 3% de Rn e que a evaporação e a transpiração (evapotranspiração)
ocorrem simultâneamente e são indistinguiveis, a equação acima pode seer
aproximada para:
Ou seja, o saldo de radiação é repartido entre os três principais
processos: aquecimento do ar, aquecimento do solo e
evapotranspiração. A proporção entre esses três processos irá
depender a disponibilidade hídrica da superfície.
Rn = H + G + LE
Superfície úmida - dia Superfície úmida - noite
Superfície seca - dia
Rn
Rn
Rn
Normalmente, quando a
superfície está úmida LE
predomina, consumindo
cerca de 70 a 80% de Rn.
Sob condição de superfície
seca, o processo de
aquecimento do ar
predomina.
Rn = BOC + BOL = Qg - rQg + Qatm - Qsup 
BOC = Qg – rQg = Qg (1 – r) BOL = Qatm - Qsup 
Balanço de ondas curtas Balanço de ondas longas
r é denominado de albedo ou coeficiente de reflexão da superfície. O valor
do albedo varia com as características ópticas da superfície; água (r = 5%) e
florestas (r = 10 a 15%) tem um albedo baixo, enquanto que as culturas tem
albedo mais elevado (r  20%). Neve e areia tem os maiores albedos (entre
40 e 90%) - veja na figura as áreas de desertos e as geleiras.
Saldo de radiação
Saldo de Radiação na Superfície: balanço entre as entradas e saídas de
radiação de ondas curtas (Qg e rQg) e longas (Qatm e Qsup) na superfície.
Qo = radiação solar no topo da atmosfera, 
Qg = radiação solar na superfície, 
rQg = parcela da RS refletida pela superfície (r = albedo),
Qatm = radiação emitida pela atmosfera, 
Qsup = radiação emitida pela superfície
Umidade do ar: a água é a única substância que ocorre nas três fases na
atmosfera. A água na atmosfera e suas mudanças de fase desempenham
papel importantíssimo em diversos processos físicos naturais:
▪Transporte e distribuição de calor (ciclo hidrológico)
▪Absorção de comprimentos de onda da radiação solar e terrestre
▪Evaporação/evapotranspiração
▪Condensação/orvalho
Em função disso, afeta vários aspectos relacionados à agricultura, silvicultura,
pecuária e conservação de alimentos:
▪Conforto animal
▪Consumo hídrico das plantas
▪Relação plantas-doenças/pragas
▪Armazenamento de produtos
▪Incêndios florestais
Definições e Conceitos
V1
V2
T1
T2
Aquecimento
O teor de vapor d´água na atmosfera varia de 0 a 4% do volume de ar. Isso que
dizer que em uma dada massa de ar, o máximo de vapor d´água que ela pode
reter é 4% de seu volume:
▪Umidade corresponda a 0% do volume de ar: AR SECO
▪Umidade corresponda a um valor entre 0% e 4% do volume de ar: AR ÚMIDO
▪Umidade corresponda a 4% do volume de ar: AR SATURADO
De acordo com a Lei dos Gases Ideais, o ar atmosférico tem a capacidade de se
contrair e expandir com a variação de sua temperatura. Assim, a capacidade do
ar em reter vapor d´água, em termos absolutos, irá aumentar com a
temperatura:
T2 > T1 e V2 > V1c
O aumento da temperatura 
provocou aumento do volume, 
devido à expansão do ar
Lei de Dalton: a pressão atmosférica é igual à soma das pressões parciais exercidas
por todos os constituintes atmosféricos
Patm = PN + PO + ... + PCO2 + PO3 + PH2Ov
Resumindo:
Patm = Par seco + PH2Ov
A pressão parcial exercida pelo vapor d´água (PH2Ov) é simbolizada pela letra “e”.
Para a condição de saturação, ou seja, para o máximo de vapor d´água que o ar
pode reter, utilizamos o símbolo “es” e para a condição de ar úmido, ou seja, para
a condição real de vapor d´água no ar, utilizamos o símbolo “ea”. Portanto, para
chegarmos à umidade relativa (UR, em %), teremos a seguinte equação:
UR = (ea / es) * 100
“ea” e “es” são expressos em unidade de pressão (atm, mmHg, mb, hPa ou kPa)
1 atm = 760 mmHg = 1013,3 mb = 1013,3 hPa = 101,33 kPa
Gráfico psicrométrico: expressa a relação positiva entre a temperatura do ar e a
pressão de vapor, mostrando quanto de vapor o ar pode reter para cada nível de
temperatura do ar. A curva que mostra a relação entre Tar e “es” pode ser
expressa pela equação:
es = 0,611 * 10 [(7,5*Tar)/(237,3+Tar)] (kPa)
Essa equação é denominada de Equação de Tetens e com ela pode-se determinar
o valor de es para qualquer temperatura do ar. Caso se deseje calcular es em
outras unidades, o valor 0,611 deve ser substituído por 4,58 para mmHg ou 6,11
para milibar (mb). O exemplo a seguir mostra a variação de es ao longo do dia,
representado por dois horários (7h e 14h):
7h  Tar = 16oC  es = 0,611 * 10 [(7,5*16)/(237,3+16)] = 1,82 kPa
14h  Tar = 28oC  es = 0,611 * 10 [(7,5*28)/(237,3+28)] = 3,78 kPa
A determinação da pressão real de vapor (ea) pode se dar de duas formas:
conhecendo a umidade relativa e a temperatura do ar. Com a temperatura calcula-
se es e assim chega-se a:
ea = (UR * es) / 100
A outra forma é por meio da equação psicrométrica, conhecendo-se as
temperaturas do bulbo seco (Ts) e do bulbo úmido (Tu), obtidas do conjunto
psicrométrico.
H =  Cp (Ts – Tu) e LE = (E/Patm) (esTU – ea)
Como neste caso H = LE, tem-se que:
 Cp (Ts – Tu) = (E/Patm) (esTU – ea), ou seja (Cp Patm / E) (Ts – Tu) = (esTU
– ea)
Portanto:
ea = esTU – (Cp Patm / E) (Ts – Tu)
(Cp Patm / E) = constante psicrométrica = 
ea = esTU –  (Ts – Tu)
ea: pressão parcial de vapor d´agua(Kpa)
esTU: pressão de saturação de vapor d´agua a temperatura do 
termômetro de bulbo úmido.
: constante psicrométrica, que assume os seguintes valores:
: 0,067 oC-1 para psicrômetros ventilados.
 = 0,081oC-1 para psicrômetros não ventilados.
Ts= temperatura do termômetro de bulbo seco(ºC).
Tu = temperatura do termômetro de bulbo úmido(ºC).
Além da umidade relativa (UR), o conhecimento da pressão real e de saturação de
vapor d´água no ar nos fornece outras informações bastante utilizadas nas
ciênciasagronômica:
Déficit de saturação do ar:
temperatura do ponto de
orvalho
To = (237,3 * Log ea/0,611) / (7,5 – Log ea/0,611)
Razão de Mistura w = (0,622 * ea) / (Patm – ea) (g de vapor / g de ar)
UmidadeAbsoluta UA = 2168 [ea / (273 + Ts)] (g/m3)
Umidade de Saturação US = 2168 [es / (273 + Ts)] (g/m3)
e = es – ea (kPa)
Exemplo: Ts = 28oC e Tu = 17oC (psicrômetro não ventilado)
Patm = 94 kPa
es = 0,611 * 10[(7,5*28)/(237,3+28)] = 3,78 kPa esTU = 0,611 * 
10[(7,5*17)/(237,3+17)] = 1,94 kPa
ea = 1,94 – 0,081 (28 – 17) = 1,05 kPa UR = (1,05/3,78) * 100 = 
27,8%
e = 3,78 – 1,05 = 2,73 kPa
To = (237,3 * Log 1,05/0,611) / (7,5 – Log 1,05/0,611) = 7,7oC
UA = 2168 * 1,05/(273+28) = 7,56 g/m3
US = 2168 * 3,78/(273+28) = 27,23 g/m3
w = (0,622 * 1,05) / (94 – 1,05) = 0,007 g vapor/g ar
Variação temporal da umidade do ar:
▪ Escala diária: praticamente não há variação de “ea” ao longo do dia, ao
passo que “es” varia exponencialmente com a temperatura do ar. Isso faz
com que a UR varie continuamente ao longo do dia, chegando ao valor
mínimo no horário de Tmax e a um valor máximo a partir do momento em
que a temperatura do ponto de orvalho (To) é atingida.
▪ Escala anual: UR média mensal acompanha basicamente o regime de
chuvas, pois havendo água na superfície haverá vapor d´água no ar. AUR
média mensal é maior na estação chuvosa e menor na estação seca. Em
Manaus a UR é sempre maior que nas duas outras localidades, pois a
estação seca ser mais curta e menos intensa. Em Piracicaba e em Brasília, a
UR média mensal é praticamente igual na estação chuvosa, porém menor
em Brasília na estação seca, pois a estiagem ser muito mais intensa e
prolongada nessa região.
Orvalho: condensação do vapor d’água atmosférico sobre uma superfície com
temperatura igual ou menor que a temperatura do ponto de orvalho.
▪ Corpos expostos ao relento trocam calor com o Céu (TºC de -50 º a -60 ºC);
▪ Sem obstruções, como em noites calmas, sem nuvens, a perda radiativa
(balanço de ondas longas) provoca resfriamento da superfície, isto é:
Balanço negativo de radiação: superfície do corpo perde mais energia do que
ganha. Quando a temperatura da superfície atinge a temperatura do ponto de
orvalho da atmosfera, ocorre a formação de orvalho sobre a superfície.
→ Fatores de formação de orvalho:
▪ Ar calmo: ventos homogeneízam a temperatura atmosférica.
▪ Nebulosidade: nuvens obstruem a perda de radiação de ondas longas,
alterando o balanço de ondas longas. A base das nuvens tem TºC próximas
de 0ºC (maior que a TºC do céu limpo). A troca de calor entre a superfície
e a base das nuvens provoca menor queda da temperatura da superfície.
▪ Umidade do ar: quanto mais úmida, mais próxima do ponto de orvalho
está a atmosfera. Regiões ribeirinhas e a beira-mar orvalham mais
facilmente e mais intensamente pela presença de fontes de vapor d´agua.
▪ Posição da superfície: quanto mais horizontal, maior a área exposta ao
céu, maior perda rediativa. A folhagem horizontal facilita a formação de
orvalho, pois resfriam-se mais lentamente.
Orvalho como fator ecológico
▪ Plantas mesófitas: 0,5 mm/noite representa pouco em consumo de água;
▪ Plantas epífitas: orvalho representa boa contribuição ao crescimento e
desenvolvimento.
▪ Plantas xerófitas aproveitam o orvalho como suprimento de água;
▪ Organismos criptogâmicos (fungos, liquens, musgos, algas, samambaias)
necessitam de água livre para sua propagação;
▪ Esporos de fungos germinam dentro de gotas de água na superfície das
folhas, para poder infestá-las.
▪ A ocorrência de orvalho favorece a incidência de doenças em plantas.
Duração do orvalho : Tempo de permanência do orvalho sobre asplantas
Curta: menos de 6 horas sobre as plantas.
Média: de 6 a 10 horas sobre asplantas.
Longa: mais de 10 horas sobre as plantas.
Na lavoura, a duração do orvalho depende da exposição do terreno.
Terrenos com face sul e oeste, apresentam maior duração do orvalho, pois
são menos ensolarados. Em cultivos adensados, o lado inferior das folhas
permanece mais tempo úmido, do que o lado superior, pois este fica mais
tempo exposto aos raios solares e aos ventos.
Frequência de orvalhamento de longa duração: nº de noites com mais de
10 horas de orvalho durante o mês (relacionado à incidência de doenças
fúngicas). Ex: “mal das folhas” da seringueira ocorre apenas quando o nº
de noites cuja UR ≥ 95% por mais de 10 horas consecutivas for acima de
12/mês.
Determinação da duração do período de molhamento (DPM): tempo em
que as superfícies vegetais se apresentam com molhamento,
principalmente derivada da condensação do orvalho. É um fator importante
na fitossanidade vegetal.
Tem relação direta com a umidade do ar, já que só há condensação quando
a UR estiver próxima de 100%. A DPM pode ser medida por sensores ou
estimada em função do tempo (nº de horas) em que a UR ficou acima de
90%.
Cálculo da Umidade Relativa Média do ar
URmed = (UR9h + URmáx + URmín + 2.UR21h) /5
URmed = (UR7h + UR14h + 2.UR21h) / 4
URmed = (URmáx + URmín) / 2
URmed = ( URi) / n
Estação Convencional:
Estação automática:
INMET
IAC
Valores
Extremos
Real
Higrógrafo URmed = ( URi) / 24
URi : umidade relativa do ar medida a
cada intervalo de 1 hora e 24 é o total de
observações feitas ao longo de um dia
URi : umidade relativa do ar medida a
cada intervalo n é o total de observações
feitas ao longo de um dia
A precipitação pluviométrica: forma principal na qual a água retorna da
atmosfera para a superfície terrestre, após evaporação/transpiração e
condensação. A quantidade e a distribuição das chuvas definem o clima de uma
região (seco ou úmido) e, junto com a temperatura do ar, define o tipo de
vegetação natural.
Condensação na atmosfera: necessário a presença de núcleos de condensação,
em torno dos quais se foram os elementos de nuvem (pequenas gotículas de
água em suspensão no ar). Principal núcleo de condensação: NaCl.
Além dos núcleos de condensação, o ar precisa ficar saturado de vapor (ocorre
pelo aumento da pressão de vapor d´água no ar ou por resfriamento do ar) .
Resfriamento do ar: se dá normalmente pela parcela de ar sobe e se resfria por
à expansão interna, que se deve à redução de pressão (processo adiabático).
A ascensão de uma parcela de ar depende das condições atmosféricas. Quando
as condições atmosféricas favorecem os movimentos convectivos e, a
formação de nuvens, a atmosfera é dita “instável”, ao passo que sob condições
desfavoráveis à formação de nuvens, a atmosfera é dita “estável”.
Gradiente adiabático (): taxa de decréscimo da temperatura do ar com a elevação
ar seco = - 0,98oC / 100m
ar saturado = - 0,4oC / 100m
ar úmido = - 0,6oC / 100m
O processo de condensação por si só não promove a precipitação, pois nesse
processo são formadas os elementos de nuvem, que tem massa suficiente para
vencer a força de flutuação térmica. Para que haja a precipitação deve haver a
formação elementos de precipitação, resultantes da coalescência das gotas
menores, que ocorre devido a diferenças de temperatura, tamanho, cargas
elétricas e também devido ao próprio movimento turbulento.
Chuva frontal: 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 de frias e quentes.
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.
Distribuição: generalizada na região
Intensidade: fraca/moderada, 
Duração: média a longa (horas a dias), depende 
da velocidade de deslocamento da frente.
Chuva Convectiva: Originada do processo de
convecção livre, em que ocorre resfriamento
adiabático, formando-se nuvens de grande
desenvolvimento vertical.
Distribuição: localizada, com grande variabilidade 
espacial
Intensidade: moderada a forte, dependendo do 
desenvolvimento vertical da nuvem 
Predominância:no período da tarde/início da noite
Duração: curta a média (minutos a horas)
Chuva orográfica: ocorre em regiões onde as barreiras orográficas forçam a
elevação do ar úmido provocando convecção forçada, resultando em
resfriamento adiabático e em chuva na face a barlavento. Na face a
sotavento, ocorre ausência de chuvas devido ao efeito orográfico.
Medida da chuva: feita pontualmente em estações meteorológicas. O
equipamento básico para a medida da chuva é o pluviômetro. A unidade de
medida da chuva é a altura pluviométrica (h), que normalmente é expressa em
milímetros (mm). A altura pluviométrica (h) é dada pela seguinte relação:
h = Volume precipitado / área de captação
h = 1L / 1m2 = 1.000 cm3 / 10.000 cm2 = 0,1 cm = 1mm
Se 1 litro de água for captado por uma área de 1 m2, a lâmina de água coletada
terá a altura de 1mm. Em outras palavras, 1mm = 1L / 1m2. Portanto, se um
pluviômetro coletar 52 mm, isso corresponderá a 52 litros por 1m2.
Pluviômetro: instrumento normalmente operado em
estações meteorológicas convencionais ou miniestações
termo pluviométricas. O pluviômetro padrão utilizado na
rede de postos do Brasil é o Ville de Paris.
Ville de Paris (A = 490cm2)
Vento: se origina da diferença de pressão atmosférica entre duas regiões. Os
fatores da macroescala formam os ventos predominantes, enquanto que os
fatores da topo e da microescala formam dos ventos locais.
▪ Velocidade: distância percorrida pelo vento em um certo intervalo de
tempo. Ventos excessivos podem ser controlados com o uso dos quebra
ventos (importante saber a direção e a velocidade). A velocidade do
vento exerce influência no consumo hídrico das plantas e é também útil
na estimativa da evapotranspiração das culturas para o manejo da
irrigação. Normalmente é expressa em (m/s), (km/h) ou knots (kt):
Vento: velocidade e direção
▪ Direção: indicada pela direção de onde o vento é proveniente. A direção é
expressa em termos de azimute, isto é, do ângulo que o vetor da direção
forma com o Norte geográfico local.
1 kt = 0,514 m/s ou 1 m/s = 1,944 kt
1 m/s = 3,6 km/h ou 1 km/h = 0,278 m/s
Aumenta exponencialmente com a altura, dada pela redução do atrito conforme o fluxo de 
ar se distancia da superfície. Medida a 10 m de altura (fins meteorológicos) ou 2 m (fins 
agronômicos). 
Temperatura do solo: o regime térmico é
determinado pelo aquecimento da
superfície pela radiação solar e condução
de calor sensível para o seu interior.
Durante o dia, a superfície se aquece,
gerando fluxo de calor para o interior. À
noite, o resfriamento da superfície, por
emissão de radiação terrestre, inverte o
sentido do fluxo, que passa a ser do
interior do solo para a superfície.
Tipo de solo: referente a textura, estrutura,
teor de MO. Solos arenosos tendem a
apresentar maior amplitude térmica diária
nas camadas superficiais e menores na
profundidade. Solos arenosos tem maior
porosidade, tendo menor contato entre as
partículas de solo, dificultando a condução.
Os solos argilosos apresentam maior
eficiência na condução de calor, tendo
menor amplitude térmica diária.
Relevo: fator topoclimático condicionando o terreno a diferentes exposições à
radiação solar direta e ao acúmulo de ar frio durante o inverno. Os terrenos de
meia-encosta voltados para o norte (no HS) recebem mais energia do que os
voltados para o sul. Já nas baixadas ocorre um maior acúmulo de ar frio durante o
inverno, condicionando redução da temperatura do solo também nessa área.
Cobertura do solo: fator microclimático. Solos sem cobertura são mais sujeitos a
grandes variações térmicas nas camadas mais superficiais. A cobertura vegetal
modifica o balanço de radiação e de energia, pois a cobertura intercepta a radiação
solar impedindo que esta atinja o solo. Esse fator é importante nos sistemas de
plantio direto e pomares, onde as plantas ficam bem espaçadas. Em períodos
críticos (inverno) e em locais sujeitos a geada, a cobertura é um fator agravante das
geadas, pois impede que o solo armazene calor durante o dia e libere-o para a
superfície à noite
→ Cálculo da temperatura média do solo:
Tmed = (Ts7h + Ts14h + Ts21h) / 3
→ Estimativa da temperatura media mensal do solo: feita pela relação
entre a temperatura do solo e a temperatura do ar
Estação Convencional:
Estação automática: Tsmed = ( Tsi) / n
Tsi: temperatura do solo medida a
cada intervalo e n = total de observ.
feitas ao longo de um dia
Ts = a + b.tar
Os valores de a e b dependem do tipo de solo e também da profundidade. Veja
a seguir os coeficientes para um Latossolo roso desnudo
Temperatura do ar: o aquecimento da atmosfera próxima à superfície
terrestre ocorre principalmente pelo transporte de calor, a partir do
aquecimento da superfície pelos raios solares. O transporte de calor
sensível se dá por:
▪ Condução molecular: processo lento de trola de calor ocorrendo pelo
contato das moléculas de ar. Tem extensão espacial limitada, ficando
restrita à uma cama superficial.
▪ Difusão turbulenta: processo rápido de troca de energia em parcelas
de ar aquecidas pela superfície entram em movimento convectivo
desordenado, transportando calor, vapor para as camadas superiores
da atmosfera.
→ Fatores determinantes da temperatura do ar:
▪ Macroclimático: latitude, altitude, continentalidade, oceanidade,
massas de ar e frente, correntes oceânicas.
▪ Topoclimático: configuração e exposição do terreno;
▪ Microclimático: cobertura do terreno.
→ Variação temporal da temperatura do ar:
▪ Diária: a temperatura do ar varia basicamente em função da
disponibilidade de radiação solar na superfície. O valor máximo de
temperatura do ar normalmente ocorre de 2 a 3h após o pico de
energia radiante, pelo fato da temperatura ser medida a 1,5 a 2m
acima da superfície. Já a temperatura mínima ocorre na madrugada
alguns instantes antes do nascer do sol.
▪ Anual: também segue a disponibilidade de energia na superfície com
valores máximos no verão e mínimos no inverno.
A temperatura está relacionada ao balanço de energia local. Durante o dia há
mais energia entrando do que saindo (rn > 0) e a temperatura aumenta. O
aquecimento da superfície depende da radiação solar disponível e das
características físicas da superfície.
Id = iz x (1 – ρ)
ID = IZ - ir
Como ir = ρ x IZ ID = IZ x (1 – ρ) a
energia disponível depende da
refletividade da superfície (ρ).
A refletividade da superfície (ρ) depende:
▪ Da cor da superfície: escura (ρ menor - superfície absorve mais radiação -
aumenta mais a TºC) clara (ρ maior - superfície absorve menos radiação - TºC
aumenta menos);
▪ Das condições de umidade da superfície: úmida (parte da radiação
disponível será gasta na evaporação - menos energia disponível para
aquecimento - temperatura aumenta menos) seca (sem consumo de energia
em evaporação - mais energia disponível para aquecimento - temperatura
aumenta mais.
Durante a noite há mais energia saindo do que entrando (n < 0) e a
temperatura diminui. O resfriamento depende das condições atmosféricas:
▪ Atmosfera seca e límpida (céu estrelado): facilita a perda radiativa de ondas
longas e favorece o resfriamento da superfície - temperatura diminui mais.
▪ Atmosfera úmida e nublada: dificulta a perda radiativa - temperatura
diminui menos.
→ Variação espacial da temperatura do ar: [horizontal] basicamente
definida pelos fatores determinantes do clima (altitude, latitude,
continentalidade, correntes oceânicas etc).
→ [vertical] Como tanto o aquecimento como o resfriamento se dão da
superfície, durante o dia a tendência é a temperatura do ar ser maior
próxima a superfície e menor com a altura. Já de madrugada essa
situação se inverte, sendo a temperatura menor próxima à superfície e
maior com o aumento da altura.
Cálculo da temperatura média do ar
Tmed = (Ta9h + Tmáx + Tmín + 2.Ta21h) /5
Tmed = (Ta7h + Ta14h + 2.Ta21h) / 4
Tmed = (Tmáx + Tmín) / 2
Tmed = ( Tai) / n
Estação Convencional:
Estação automática:
INMET
IAC
Valores
Extremos
Real
Termógrafo Tmed = ( Tai) / 24
Tai : umidade relativa do ar medida acada
intervalo de 1 hora e 24 é o total de
observações feitas ao longo de um dia
Tai : umidade relativa do ar medida a cada
intervalo n é o total de observações
feitas ao longo de um dia
Horários de observação: a OMM estabelece horários padrões: 6, 12, 18, 24 horas GMT (3, 9,
15,21 horas no Brasil). No Estado estabeleceu 7, 14 e 21 h.
Variação da temperatura com a altitude: a medida que a altitude aumenta a
temperatura diminui.
O grau de inclinação da reta depende das condições atmosféricas do dia.
Gradiente de temperatura:
∆T/∆z = (t2 – t1)/(z2 - z1)
Há decréscimo da temperatura com a altitude.
Não havendo condensação, normalmente há uma variação de -1,0ºc para
cada 100m de elevação.
Havendo condensação(cada grama de h2o que se condensa libera 590 cal/g
de energia), haverá uma variação de 0,5ºc para cada 100m de elevação.
∆T/∆z = -1ºc/100m (gradiente adiabático seco - gás)
∆T/∆z = -0,5ºc/100m (gradiente adiabático úmido - gau)
Variação da temperatura com os fatores geográficos: os fatores geográficos
que mais afetam a temperatura são:
▪ Altitude (h): quando maior a altitude, menor é a temperatura e vice- versa;
▪ Latitude(φ): quando maior a latitude, menor é a temperatura média e
vice-versa.
Uma maneira de se estimar o efeito conjunto dos fatores que afetam a
temperatura é através de regressão linear múltipla:
y = variável dependente
x e z = variáveis independentes.
y = temperatura média do mês ou do ano(ºC);
x = altitude(m);
z = latitude (min.) (sempre positiva).
y = a + bx + cz
Estimar a temperatura média mensal do mês de janeiro para Piracicaba
usando a equação de regressão linear múltipla.
Altitude (h) = 540 metros
Latitude (Φ) = -22º42’ (sempre positiva e em minutos)
(22x60) + 42 = 1362 minutos
Tjan = ajan + bjan(h) + cjan(Φ)
Tjan = 33,03 – 0,00632(540) – 0,00456(1362)
Tjan = 23,4ºC (estimada)
Tjan = 24,0ºc (observada média de 90 anos)
Estimar a temperatura média anual para Piracicaba usando a equação de
regressão linear múltipla.
Tanual = 38,98 + (-0,00578 x 540) + (-0,01125 x 1362) = 20,5ºc (estimada)
Tanual = 21,1ºc (observada)
a, b e c: tabelado