MARLENCIA ESTER- TRABALHO 1 DE IM

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Marlência Ester Oriel Manhique 
Balanço energético da radiação solar e o efeito na atmosfera
Variação espácio-temporal da radiação solar
Variação espácio-temporal da temperatura do ar
Licenciatura em Física 
Universidade Save
 2022
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Marlência Ester Oriel Manhique 
Balanço energético da radiação solar e o efeito na atmosfera
Variação espácio-temporal da radiação solar
Variação espácio-temporal da temperatura do ar
Licenciatura em Física 
Massinga
2022
Universidade Save 
2021
Trabalho científico da cadeira Introdução a Meteorologia a ser enviado à Faculdade de Ciências Naturais e exactas, para fins avaliativos,
O docente: dr. Marsílio Neves 
Lista de figuras 
Figura 1: Balanço de radiação de ondas curtas	7
Figura 2: Balanço da radiação solar em interacção com a superfície terrestre	12
Figura 3: Efeitos dos movimentos de rotação e translação da terra	15
Figura 4: Influência da altitude do sol na insolação que influencia a temperatura do ar	21
Figura 5: Influencia das correntes oceânicas na variação da temperatura do ar	24
Figura 6: Diagrama da variação diurna da temperatura do ar	27
Lista de tabelas 
Tabela1: Capacidade de emissão infravermelha de várias superfícies	7
Tabela 2: Disposição global da radiação solar incidente no topo da atmosfera durante um ano médio em kly (SELLERS, 1965).	11
Tabela 3: Disposição global da radiação infravermelha no sistema Terra-Atmosfera durante um ano médio, em kly/ano (SELLERS,1965).	11
Tabela 4: Balanço de radiação durante um ano médio em kly/ano	12
Figura 3: Efeitos dos movimentos de rotação e translação da terra	16
Tabela 5: Temperaturas médias dos hemisférios norte e sul	22
Figura 5: Influencia das correntes oceânicas na variação da temperatura do ar	24
Figura 6: Diagrama da variação diurna da temperatura do ar	27
Índice
1.0.Introdução	4
2.0.BALANÇO DE RADIAÇÃO NA TERRA E O EFEITO DA ATMOSFERA	5
2.1.RADIAÇÃO SOLAR	5
2.2.Balanço da radiação	6
2.2.1.Balanço de Radiação de Ondas Curtas	6
2.2.2.Balanço de Radiação de Ondas Longas	8
2.3.Efeitos da atmosfera	14
2.3.1.Causas do efeito Estufa	15
2.3.2.Consequências do efeito Estufa	16
3.0.Variação espácio-temporal da radiação solar	16
3.1. Variação espacial da radiação	16
Figura 3: Efeitos dos movimentos de rotação e translação da terra	17
3.2. Variação temporal da radiação solar	17
3.3.Atenuação da radiação solar pela atmosfera	18
4.0.Variação Espácio-temporal da temperatura do ar	19
4.1.Temperatura do ar	19
4.2.Variação espacial da temperatura	21
4.2.1Factores que influenciam na distribuição da temperatura na superfície terrestre	21
4.2.1.1.Quantidade da insolação recebida	21
4.2.1.2.Natureza da superfície	22
4.2.1.3.Efeito da continentalidade	23
4.2.1.4.Relevo	24
4.2.1.5.Correntes oceânicas	24
4.3.Variação temporal da temperatura do ar	26
4.3.1.Variações diurnas na temperatura do ar	27
5.0.Referências bibliográficas	29
 
1.0.Introdução
O sol é uma fonte primária de energia que fornece uma energia pura pois não emite poluentes à atmosfera. Pode se dizer que todas as formas de energia existentes na terra são provenientes directa ou indirectamente do sol, o sol fornece energia que faz crescer as plantas e portanto manter a vida e a luz que nos ilumina, o desenvolvimento cultural e social do homem e a sua diferenciação dos outros animais só foi possível pela capacidade que tem de concentrar, controlar e explorar fontes de energia a si próprio.
Este trabalho de carácter científico surge no âmbito da cadeira de introdução à meteorologia com os seguintes conteúdos: Balanço energético da radiação solar na superfície, o efeito deste balanço na atmosfera, variação espácio-temporal da radiação solar e a variação espácio-temporal da temperatura do ar.
Falar do balanço energético da radiação solar é falar mesmo da radiação que chega a superfície terrestre, a que é absorvida pela terra e a que é reflectida pela terra ou seja esses 3 itens devem estar em equilíbrio este tema é de relevante importância não só a estudantes de meteorologia mas também a sociedade em geral pois um bom conhecimento da distribuição espacial da radiação solar contribui para um bom aproveitamento da sua energia.
Quanto a variação espácio-temporal da radiação esta assente mesmo na tentativa de compreender o porquê de a radiação que chega a terra não ser igual em toda superfície terrestre, perceber os factores que influenciam esta questão de desigualdade na incidência dos raios solares e o mesmo acontece na variação espácio-temporal da temperatura do ar.
O balanço de radiação e de energia, o saldo de radiação na superfície terrestre será destinado, basicamente, a três processos físicos, dentre os quais dois estão associados à temperatura: fluxo convectivo de calor sensível (temperatura do ar) e o fluxo por condução de calor no solo (temperatura do solo), porem neste trabalho em especial importa nos falar da temperatura do solo.
Quanto a estrutura organizacional o trabalho apresenta uma estrutura simples como é o caso dos elementos como as capas, índice, introdução, referencial teórico e referências bibliográficas.
2.0.BALANÇO DE RADIAÇÃO NA TERRA E O EFEITO DA ATMOSFERA 
2.1.RADIAÇÃO SOLAR 
Antes de falar da radiação solar como tal importa falar da principal fonte de calor no planeta terra que é neste caso o sol. O sol é uma esfera gasosa luminosa que apresenta em sua superfície uma temperatura de 6000°C e emite energia em ondas electromagnéticas que se propagam no vácuo.
O sol fornece 99,7% da energia que é utilizada para vários fins no sistema Terra-Atmosfera sendo directa ou indirectamente responsável por todas as formas de vida encontradas no planeta. Com base nesse pressuposto afirma-se categoricamente que a causa principal do tempo e do clima é a radiação solar e a consequência da mesma é a temperatura do ar que corresponde ao calor sensível produzido pela energia cinética das moléculas de ar. A energia solar constitui a verdadeira causa de todos os processos químicos, Físicos e Biológicos que ocorrem na terra, é responsável pela circulação oceânica, pela modelação da crosta terrestre e por todos processos biológicos.
Conceito
Segundo (Tubelis e Nascimento, 1984) radiação solar é a energia recebida pela terra na forma de ondas electromagnéticas provenientes do sol.
Com base no conceito dado pelos autores acima podemos enfatizar dizendo que a radiação solar é a fonte de energia que o globo terrestre dispõe.
Para (Soares e Batista, 2004) a radiação solar é uma forma de energia que emana sob forma de ondas electromagnéticas, de todos os corpos com temperaturas superiores ao zero absoluto, neste caso (-273°C).
Em outros termos mais simplificados pode se definir radiação solar como o principal elemento meteorológico e um dos factores determinantes do clima e que afecta diversos processos são eles: processos Físicos (Aquecimento/ Evaporação), processos Biofísicos (Transpiração) e os processos Biológicos (Fotossíntese).
A radiação solar é o factor principal do clima determina as formas de circulação geral da atmosfera e dos oceanos e por fim origina e condiciona e mantem o ciclo hidrológico em escala planetária. Os raios solares ao atravessarem a atmosfera sofrem os conhecidos acidentes de propagação da radiação tais como: a reflexão, a refracção, a difracção e a difusão.
O aquecimento desigual da atmosfera e da superfície do globo terrestre é devido a absorção da radiação solar, é a causa da circulação geral da atmosfera que por sua vez induz os grandes sistemas de correntes marítimas que transportam não só grandes massas de água assim como grandes quantidades de calor de condicionam o clima.
A radiação solar é a base para todas as actividades terrestres, responsável por alterar os padrões do clima e por aquecer a superfície e a atmosfera da terra, (LOPES, 2017).
2.2.Balanço da radiação 
Balanço da radiação é a contabilidade de energia radiante absorvida e emitida por um determinado corpo ou ecossistema.
Esse tema é amplamente estudado em climatologia por permitirquantificar a radiação efectivamente disponível para a realização de processos biológicos e físicos nos ecossistemas.
A terra recebe energia proveniente do sol em forma de radiação ultravioleta visível e emite radiação terrestre na forma de energia infravermelha. A intensidade da radiação solar recebida na superfície do globo é muito variável de ponto para ponto, de latitude para latitude devido a transmissividade não uniforme da atmosfera e a variação da nebulosidade, a atmosfera filtra a luz solar absorvendo a maior parte da radiação ultravioleta e parte a infravermelha mantendo as condições propícias a vida tal como a concebemos.
Com base nos princípios ou leis fundamentais da Física é possível avaliar a quantidade da radiação solar que chega a terra, determinar a sua distribuição planetária e estimar em cada instante as várias formas que a energia radiante solar assume.
A entrada de energia é dada pela radiação solar (radiação de onda curta) que chega na Terra e a saída de energia ocorre pela radiação infravermelha (radiação de onda longa) que sai da Terra. 
Se a terra recebesse radiação sem ela emitir ou reflectir energia a sua temperatura aumentaria indefinidamente, porem verifica-se que a temperatura média do globo é praticamente constante sofrendo pequenas variações dentro de certos intervalos limitados logo, a terra incluindo a atmosfera devem emitir energia e a energia terrestre emitida constitui o balanço energético que permite a existência de um ambiente que é possível a existência de formas de vida, qualquer roptura desse balanço pode conduzir a serias consequências tais como o aquecimento global, glaciações, etc., originando variações do clima (QUISSICO, 2005).
2.2.1.Balanço de Radiação de Ondas Curtas
De forma simplificada, o balanço de ondas curtas é uma contabilização da absorção e da reflexão desse tipo de radiação pela superfície terrestre, do total de radiação solar disponível em uma determinada posição geográfica do globo, 15%, em média, é absorvida por constituintes atmosféricos - um exemplo é a radiação ultravioleta absorvida pelo ozónio, enquanto outros 30% acabam retomando ao espaço sideral, reflectidos pela atmosfera. Dos 55% restantes da energia radiante (Qg) que atinge a superfície terrestre 5% em média também é reflectida. Restam, então, 50% do total de energia radiante, representando o balanço de ondas curtas.
A determinação do balanço de ondas curtas pode ser obtido pela diferença entre a radiação solar incidente e a reflectida pela superfície, expressando a radiação absorvida por meio da equação seguinte:
Onde:
 é o balanço de ondas curtas dado por ;
 é a irradiancia solar global ; e
 é o albedo da superfície
Uma das características da radiação na superfície da terra é que ela é determinada pela rotação da terra em torno do seu eixo e pela sua orbita elíptica em torno do sol. A terra em seu movimento anual descreve uma elipse em torno do sol em que este ocupa um dos focos, a quantidade da radiação que atinge a terra é inversamente proporcional ao quadrado da sua distância ao sol sendo portanto necessário conhecer uma certa precisão ou estimativa desta distância ao longo do ano.
Em termos de precisão tem que a distância media Terra-Sol é de conhecida como unidade astronómica, o afélio é de e o periélio é de estas posições são atingidas aproximadamente 4Julho e 3de Janeiro respectivamente.
Figura 1: Balanço de radiação de ondas curtas 
2.2.2.Balanço de Radiação de Ondas Longas
A superfície da terra quando aquecida pela absorção da radiação solar gorna se uma fonte de radiação em ondas longas. A radiação terrestre é também chamada de radiação nocturna uma vez que ela é a forma radioactiva de energia a noite, admite se comummente que a superfície da terra emite e absorve energia como um corpo cinza no comprimento de onda infravermelho.
 Tabela1: Capacidade de emissão infravermelha de várias superfícies 
	Superfície 
	
	Água 
	92-96
	Neve recém - caída
	82-99,5
	Areia seca
	89-90
	Areia húmida 
	95
	Solo nu e húmido
	95-98
	Deserto 
	90-91
	Pradaria seca de montanha
	90
	Mata de arbustos 
	90
	Floresta
	90
	Pele humana
	95
No que se refere ao balanço de ondas longas, o montante de radiação emitido por um corpo ou superfície pode ser estimado pela equação de Stefan-Boltzmann, desde que se conheça a sua temperatura.
Ao longo do dia, a absorção de radiação solar pela superfície provoca seu aquecimento, aumentando a densidade de fluxo de energia de onda longa emitida em direcção à atmosfera. Da mesma forma, ao interagir e absorver certos comprimentos de onda da radiação solar, os constituintes atmosféricos são aquecidos, aumentando a emissão energética em direcção à superfície terrestre. A densidade de fluxo de energia radiante emitida por uma superfície é dependente de sua temperatura e da emissividade dos corpos que a compõem. Na atmosfera, da mesma forma. A emissão energética é dependente da temperatura de seus constituintes, principalmente da quantidade de vapor d'água e da cobertura de nuvens.
O balanço de ondas longas pode ser determinado pela seguinte equação:
Onde:
 é a densidade do fluxo de energia radiante emitida pela atmosfera em direcção a superfície, denominado também por contradição atmosférica.
É a densidade do fluxo de energia radiante emitida pela superfície em direcção a atmosfera.
Com o objectivo de estimar o balanço das ondas longas sabendo que a quantidade de vapor de água na atmosfera era um elemento relevante para a sua determinação, (Brunt,1932) propôs uma equação baseada na lei de Stefan-Boltzmann e numa relação empírica com a pressão parcial de vapor. Diversas modificações foram propostas à equação de Brunt com o objectivo de ajustá-la às condições especificas, sendo que uma dessas foi apresentada por (AlIen et all, 1998) como mostra a equação,
Onde: Corresponde a pressão parcial de vapor de água na atmosfera, Corresponde a radiação global e Corresponde a radiação global estimada para um dia sem nuvem dado por:
Onde: é a altitude do local
 A quantidade de radiação solar incidente sobre o topo da atmosfera da terra depende de 3 factores: o período do ano, o período do dia e a latitude. A distribuição da radiação solar não é simétrica porque a terra em Janeiro esta no periélio (perto do sol) de modo que em todas as latitudes recebe-se mais radiação durante o inverno no hemisfério norte do que no verão no mesmo hemisfério.
A distância entre a terra e o sol varia durante o ano uma vez que a orbita da terra ao redor do sol é mais elíptica do que circular, estas variações da distancia afectam a quantidade de energia solar recebida, temos como exemplo a quantidade de energia recebida por uma superfície normal é de 7% maior no dia 3 de Janeiro no periélio do que no dia 4de Julho no afélio (Ayoade, 1996)
A altitude do sol é o ângulo entre o seu raio e uma tangente a superfície no ponto de observação. 
Quanto mais a altitude do sol mais concentrada será a intensidade da radiação por unidade de área e menor será o albedo ou seja menor será a proporção de radiação incidente reflectida pela superfície. 
A altitude do sol é determinada pela latitude do local, período do dia e estacão do ano. Geralmente a altitude do sol diminui com o aumento da latitude, ela é elevada à tarde porém baixa pela manhã e ao entardecer do mesmo modo que a altitude do sol é mais elevada no verão que no inverno.
Não obstante a quantidade total de radiação recebida em determinado local é também afectada pela duração do dia, logo, o período de luz obviamente afecta a quantidade de radiação recebida.
A duração do dia vária com a latitude e com a estação, aumenta ou diminui com o aumento da latitude, como exemplo no verão por exemplo a duração do dia aumenta do equador em direcção ao polo norte e diminui em direcção ao polo sul.
A quantidade de energia solar interceptada pela terra esta obviamente ligada ou relacionada a energia total emitida no espaço pelo sol o chamado output solar.
É de salientar que o output solar não é constante como ficaevidenciado pelas ligeiras variações de 1-2% no valor da constante solar.
Balanço de radiação significa a diferença entre a quantidade de radiação que é absorvida e emitida por um dado corpo ou superfície 
Por se tratar de contabilidade entre a saída de energia radiante de um dado sistema, o balanço de radiação é positivo durante o dia pois a radiação de ondas curtas recebidas do sol é maior do que a quantidade de energia radiante de ondas longas perdido pela terra.
A noite de um modo inverso o balanço de radiações é negativo pois não há mais energia solar chegando a superfície do solo ou mar, porem a terra continua emitindo radiação para o espaço sideral conforme definido pela lei de Stefan-Boltzmann, motivo pelo qual a temperatura ambiente é maior durante o dia em relação a noite. Também no decorrer do ano como um todo o balanço de radiação na superfície da terra é positiva enquanto o da atmosfera é negativo, para o sistema Terra-Atmosfera como um todo o balanço é positivo entre as latitudes de 30°S e 40°N e negativo no restante. Esses padrões de balanço de radiação têm implicações na circulação geral da atmosfera. A equação do balanço de radiação é dada pela seguinte expressão:
Onde:
 Balanço de radiação ou radiação liquida
 Soma da radiação solar directa e difusa incidente sobre a superfície da terra 
 Albedo superficial
A energia solar incidente sobre o topo da atmosfera da terra é de cerca de 263kly/ano; destes somente 169kly de energia são absorvidos pelo sistema Terra-Atmosfera e os restantes 94kly são reflectidos de volta para o espaço. Este total constitui cerca de 36% da energia total incidente no topo da atmosfera terrestre e é chamado de Albedo Planetário.
Tabela 2: Disposição global da radiação solar incidente no topo da atmosfera durante um ano médio em kly (SELLERS, 1965).
	Energia solar incidente no topo da atmosfera 
	263
	Reflectida pelas nuvens
	67
	Reflectida por moléculas, poeiras e vapor de água 
	15
	Total reflectido pela atmosfera 
	78
	Reflexão da superfície da terra
	16
	Total reflectido pelo sistema Terra-Atmosfera 
	94
	Absorvido pelas nuvens 
	7
	Absorvido por moléculas, poeira e vapor de água 
	38
	Total absorvido pela atmosfera 
	45
	Absorvido pela superfície da terra
	124
	Total absorvido pelo sistema Terra-Atmosfera 
	169
Tabela 3: Disposição global da radiação infravermelha no sistema Terra-Atmosfera durante um ano médio, em kly/ano (SELLERS,1965).
	Radiação infravermelha emitida pela superfície terrestre 
	258
	Liberada no espaço 
	220
	Radiação infravermelha emitida pela atmosfera 
	335
	Liberada no espaço 
	149
	Absorvida pela superfície terrestre como contra radiação 
	206
	Radiação efectiva que sai da superfície terrestre 
	52
	Radiação efectiva que sai da atmosfera 
	117
	Radiação efectiva que sai do sistema Terra-Atmosfera 
	169
	
A radiação efectiva que sai do sistema Terra-Atmosfera é de 169kly/ano, isso significa que para o sistema superfície atmosfera o balanço de radiação ou radiação líquida é zero, como ilustra a tabela abaixo.
Tabela 4: Balanço de radiação durante um ano médio em kly/ano
	
	Ganho 
	Perda 
	Total líquido 
	Superfície terrestre 
	124
	52
	72
	Atmosfera 
	45
	117
	-72
	Superfície-Atmosfera 
	169
	169
	0
Figura 2: Balanço da radiação solar em interacção com a superfície terrestre
2.3.Efeitos da atmosfera 
A atmosfera terrestre é constituída de gases que são relativamente transparentes à radiação solar, enquanto absorvem grande parte da radiação emitida pela superfície aquecida da Terra isso faz com que a sua superfície tenha uma temperatura maior do que se não houvesse a atmosfera, tal processo é conhecido como Efeito Estufa.
Há uma grande preocupação quanto aos riscos de sua intensificação e aos seus reflexos sobre o clima do planeta. Avalia-se que alterações no Efeito Estufa estejam causando Mudanças Climáticas Globais, o que dá uma ideia da dificuldade existente no desenvolvimento de modelos que prevejam suas consequências. O clima é um conceito abstracto e complexo que envolve dados de temperatura, humidade, tipos e quantidade de precipitação, direcção e velocidade do vento, pressão atmosférica, radiação solar, tipo de nuvens e a área que cobrem, bem como outros fenómenos do tempo como nevoeiro, tempestades, geadas e as relações entre eles.
Incluindo-se na análise do balanço de transferência de energia a presença da atmosfera e os processos que nela ocorrem, é que se consegue explicar a energia adicional retida pela terra e, consequentemente, sua maior temperatura superficial média.
Na atmosfera acontecem processos de troca de energia térmica importantes para o clima terrestre. Existem a condução de calor, a convecção e a interacção da radiação electromagnética com os gases e partículas que compõem a atmosfera. Neste último caso pode ocorrer absorção ou algum processo de espalhamento que depende de factores como o comprimento de onda da radiação, a composição química dos componentes envolvidos e o tamanho das partículas. O resultado líquido dessa interacção é um aquecimento adicional da superfície terrestre, possibilitando que a sua temperatura média global seja cerca de 15ºC ao invés daqueles inóspitos -18ºC calculados apenas pelo equilíbrio Terra-Sol. As moléculas de vapor de água, o dióxido de carbono e alguns outros gases absorvem radiação electromagnética, apresentando uma eficiência de absorção relativamente menor para a radiação solar (ondas curtas), do que para a radiação vinda da superfície da Terra (ondas longas). Esses gases atmosféricos aquecidos também emitem radiação, a qual dirige-se em parte para a terra e em parte para o espaço. O aquecimento adicional da superfície terrestre por esse processo é chamado de Efeito Estufa. Como se pode perceber, ele contribui para uma condição climática essencial ao desenvolvimento da biosfera terrestre.
Quem torna possível a existência do chamado Efeito Estufa são alguns gases, que com suas composições e comportamentos têm um papel crucial na termodinâmica da atmosfera. Esses gases vão ter o papel de aprisionar a radiação, produzindo tal efeito. Vale ressaltar que “as concentrações desses gases-traço são afectadas pelas actividades humanas (BARRY: CHORLEY, 2013, p. 14). Entre esses gases está o dióxido de carbono (CO2), que está envolvido em um complexo ciclo global, sendo liberado a partir do interior da Terra, mas também produzido pela respiração dos seres vivos e pela queima de combustíveis fósseis. Essa queima de combustíveis inclusive tem sido alvo de muito debate, sendo associado com fenómenos de alteração climática, como o aquecimento global, destacado como algo preocupante para o futuro próximo pela imensa maioria dos pesquisadores que tratam do tema. Temos também gases como o metano, ozónio e os clorofluorcarbonetos (conhecidos como CFCs), esse último que não estava presente na atmosfera até o ano de 1930, mas que devido à produção humana se tornou um perigoso componente, afectando inclusive a camada de ozónio, sendo proibido na maioria dos países.
Segundo Barry e Chorley (2013, p. 63), “a capacidade da atmosfera à radiação infravermelha, em relação à sua transparência à radiação de ondas curtas, costuma ser chamada de efeito estufa”. A atmosfera, portanto, atua como um vidro de uma estufa, que permite que o calor entre, mas ao mesmo tempo dificulta a sua saída. Ainda conforme Barry e Chorley (2003, p. 63), o efeito estufa total “resulta da capacidade líquida de absorção de radiação infravermelha do vapor d´água, do dióxido de carbono e de outros gases”.
2.3.1.Causas do efeito Estufa 
As causas do efeito Estufa ou melhor as causas para a intensificação do efeito Estufa estão relacionadas com os seguintes parâmetros:
· O aumento dos índices de poluição sobretudo pela emissão de dióxido de carbono no escapamento dos veículos, chaminés das fábricas e outros elementos 
· Remoção das vegetações do planeta, com a expansão do mercado consumidor em todo mundo o meio natural vai dando espaço para as cadeias produtivas sobretudo as relacionadascom agro-pecuária.
· Queima de combustíveis fósseis 
2.3.2.Consequências do efeito Estufa 
 Uma das consequências do efeito Estufa que atormenta o mundo é a problemática do aquecimento global, estima se que no futuro as temperaturas estejam tão elevadas que será difícil a manutenção da vida tal qual nos a concebemos hoje. Outro efeito seria o derretimento gradual das calotas polares, fenómeno que seria responsável pela elevação média no nível dos oceanos, inundando cidades litorâneas e causando prejuízos sociais e humanitários, também temos o aumento de casos de desastres naturais como inundações, tempestades e furacões, extinção das espécies, extinção de espécies, mudanças climáticas que podem ainda afectar a produção de alimentos.
3.0.Variação espácio-temporal da radiação solar
A radiação solar que chega na superfície da terra varia de um lugar para o outro em função da localização geográfica, ou seja, da sua latitude, por outro lado para o mesmo lugar a quantidade de radiação irá vaiar ao longo do dia, mês e época do ano.
3.1. Variação espacial da radiação 
A quantidade de radiação solar que atinge a superfície da terra num determinado instante varia de um lugar para o outro, dependendo da sua localização geográfica em relação ao Equador e da natureza da superfície (liquida ou sólida).
O eixo da terra tem uma inclinação de cerca de 23,5°em relação a sua órbita o que faz com que cada hemisfério receba quantidades diferentes de radiação, dependendo da posição em que a terra se encontra em relação ao sol (Robredo,1952). As regiões próximas do Equador recebem maior quantidade de radiação em relação às latitudes médias e aos polos, ou seja a radiação solar diminui do Equador aos polos.
Em média o hemisfério sul absorve maior quantidade de radiação solar em relação ao hemisfério norte, devido ao facto de maior proporção da superfície do hemisfério sul ser liquida, os líquidos possuem maior capacidade de absorver a radiação solar do que os sólidos, também observa-se que em superfícies vegetadas a radiação solar é atenuada pelas folhas.
A altitude também contribui para a variação da radiação solar a superfície, superfícies elevadas recebem maior quantidade de radiação quando comparadas com as de baixa latitude, isto porque os raios solares percorrerem uma trajectória curta para atingir as superfícies elevadas.
Figura 3: Efeitos dos movimentos de rotação e translação da terra 
3.2. Variação temporal da radiação solar 
A quantidade de radiação solar que atinge um determinado lugar situado na superfície da terra depende de vários factores dos quais se destacam: A duração do dia, a estação do ano, a posição do sol em relação ao referido local, entre outros.
Durante o dia a radiação solar varia com o ângulo com que os raios incidem sobre a superfície que é uma função da hora do dia, ao nascer e ao por do sol o ângulo formado pelos raios solares e a superfície da terra é menor e a quantidade de radiação solar que atinge a superfície da terra é mínima isto porque os raios solares percorrem longas distâncias até atingir a superfície terrestre.
Com a época do ano a radiação solar que chega à superfície da terra depende da duração do dia e posição Terra-Sol, nos meses de verão, os dias são geralmente longos e no inverno acontece o contrário o que se explica pelo facto de que o hemisfério de verão permanece muito tempo iluminado pelo sol e deste modo a quantidade de radiação solar que chega a superfície também será maior.
Fig
Durante os meses de Março e Setembro a terra encontra se em posições igualmente equidistantes do sol, neste período a quantidade de radiação que chega a superfície da terra é a mesma em latitudes iguais de ambos hemisférios posição esta chamada de equinócio onde a duração do dia é igual ao da noite. Em Março ocorre o equinócio de outono no hemisfério sul e de primavera para o hemisfério norte.
3.3.Atenuação da radiação solar pela atmosfera 
A radiação solar depois de atingir e penetrar a atmosfera foca sujeita aos seguintes acidentes:
· Difusão pelas moléculas e partículas em suspensão;
· Absorção pelos gases da atmosfera e partículas de água 
· Difracção por gota de água das nuvens
· Refracção pelos cristais de gelo que formam nuvens altas 
· Reflexão pelas nuvens e pela superfície do globo.
Entretanto esses acidentes chamados de factores de depleção da radiação os mais importantes são a absorção e a difusão.
Absorção: é um processo em que a energia radiante é convertida noutra forma de energia, ou seja é a transformação da energia radiante em calor que por sua vez pode originar outro tipo de radiação. A absorção ocorre nos gases, líquidos e nos sólidos, os absorventes mais importantes da atmosfera são: oxigénio, ozono, dióxido de carbono, vapor de água, óxido de azoto e metano.
Difusão: é um processo contrário do que acontece com a absorção, não envolve qualquer transformação da energia nem modificações nas características da radiação. A difusão origina a redistribuição da energia radiante em torno das partículas difusoras levando um decréscimo da irradiancia na direcção incidente, é de notar que se não houvesse a difusão da luz não teríamos a possibilidade de ver objectos a sombra só poderíamos ver e observar os que fossem iluminados directamente pelo sol.
Como consequência da atenuação da radiação quando atinge a terra apresenta duas a três componentes distintas:
Radiação directa: definida como a radiação recebida numa superfície horizontal proveniente do ângulo sólido limitado ao disco solar durante os períodos em que o sol se encontra descoberto.
Radiação difusa: é a radiação recebida numa superfície horizontal que provêm de todos os ângulos a excepção do ângulo sólido limitado ao disco solar.
Radiação solar global: é a radiação solar proveniente de um ângulo sólido em que incide numa superfície horizontal.
4.0.Variação Espácio-temporal da temperatura do ar
Apesar de o Sol emitir quase constantemente a mesma quantidade de energia, observam-se variações de temperatura tanto ao longo de um dia quanto ao longo de um ano. Neste item, será visto como os movimentos de translação e de rotação da Terra estão associados a essas variações na temperatura. Também será mostrado que a temperatura em um determinado local depende de diferentes factores, como latitude, altitude e proximidade com corpos de água.
Como foi visto que a quantidade de energia emitida pelo Sol praticamente não se altera. Entretanto, variações na temperatura do ar ocorrem tanto ao longo de um dia quanto ao longo de um ano. Tais variações estão associadas aos movimentos de translação e rotação da Terra, mas outros factores também influenciam a temperatura de um determinado local, como a latitude, a altitude, a proximidade com corpos d’água e as circulações oceânicas e atmosféricas.
4.1.Temperatura do ar
A temperatura é o elemento mais discutido do tempo meteorológico, pode ser definida como grandeza de mede o grau de agitação das moléculas deste modo quanto mais agitadas estiverem as moléculas mais elevada será a temperatura.
De uma forma comum a temperatura é definida em termos relativos tornando-se por base o grau de calor que um corpo dom maior temperatura para o outro com temperatura mais baixa.
Podendo ser definida também tomando por base o grau de calor que um corpo possui. “A temperatura é a condição que determina o fluxo de calor que passa de uma substância para outra”. O calor desloca-se de um corpo de maior temperatura para outro com menor temperatura. A temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a radiação que chega (ondas curtas) e a que sai (ondas longas) e pela sua transformação em calor latente e sensível. “Calor sensível é o calor que se detecta, estando associado à mudança de temperatura
A temperatura de um corpo é determinada pelo balanço entre a radiação que chega e a que sai e pela transformação em calor latente e sensível. Temperatura do ar: é a medida do calor sensível nele armazenado sendo comummente dada em graus celsius, Fahrenheit e medida por termómetros.
Para (Mendonça e Danni-Oliveira, 2007) diz que amplitude térmica é a diferença entre a temperatura máxima e mínima e que os valores normais da temperatura do arde um determinado lugar refere-se às medias de 30anos.
A medição da temperatura do ar é feita com termómetros comuns, de mercúrio ou álcool, ou por meio de dispositivos eléctricos, como os termopares. O princípio de funcionamento dos termómetros baseia-se na propriedade dos materiais de expandir-se ou contrair-se com a temperatura. Quando adquirem calor aumentam de temperatura, dilatam-se e aumentam de volume, porém, quando perdem calor ocorre o contrário.
Existem diferentes tipos de termómetros dependendo do elemento medidor, isto é, do meio usado para medir as mudanças nas temperaturas. Há termómetros eléctricos, termómetros de resistência, termómetros a gás, pares termoeléctricos, termómetros de mercúrio em vidro e termómetros de álcool. 
Os meteorologistas utilizam termómetros de máxima e de mínima para medir as variações temporais das temperaturas atingidas pelo ar em um determinado dia, a mais elevada e a mais baixa, respectivamente. Os termómetros de máxima e mínima são mantidos a uma altura de aproximadamente 1,5m acima do solo em um abrigo meteorológico.
O termómetro de máxima é um termómetro de mercúrio que possui, próximo ao bulbo, um estrangulamento que permite a passagem do mercúrio quando este se expande em virtude do aumento da temperatura, mas impede seu retorno quando a temperatura diminui. A temperatura máxima é mostrada pela extremidade do índice mais próximo do mercúrio.
O termómetro de mínima é um termómetro de álcool e vidro no qual quando a temperatura se eleva, o álcool se expande e flui passando pelo índice e quando a temperatura cai o álcool se contrai e arrasta consigo o índice por causa da sua tensão de superfície, a extremidade do índice mais próxima do menisco mostra a temperatura mínima e o instrumento é reajustado por meio de sua inclinação.
Dentro da Meteorologia, têm-se três modalidades principais de temperatura: do ar, da água e do solo. Este importante elemento do clima sofre influência de diversos factores, mas principalmente da altitude, latitude e dos efeitos da maritimidade e continentalidade.
A temperatura do ar é fornecida a qualquer hora e pode ser obtida por um termómetro comum de mercúrio e vidro com ou sem índice. A temperatura do ar pode ser continuamente medida com ajuda de termómetro auto-registrador, conhecido como termógrafo do qual existem 5 tipos segundo (OMM,1971). Os termógrafos também são mantidos num abrigo chamado abrigo de Stevenson.
Dos cinco tipos de termógrafos o mais usado é o termógrafo bimetálico no qual numa faixa de bimetal é torcida em espiral de tal forma que esse espiral se desenrole a medida que a temperatura do ar se eleva, no deslocamento do espiral localiza se uma caneta que traça um gráfico da temperatura do ar.
4.2.Variação espacial da temperatura 
Variação espacial da temperatura refere se ao aquecimento ou resfriamento diferenciado de áreas continentais e oceânicas durante o dia e a noite, originando as brisas continentais e marítimas.
Verifica se uma distribuição espacial das temperaturas em padrões distintos nos hemisférios, nos meses de verão e inverno pela incidência e inclinação da radiação solar.
A temperatura do ar varia de lugar e com o decorrer do tempo em um determinado local, a distribuição da temperatura numa área é normalmente mostrada por meio de linhas isotérmicas enquanto a variação da temperatura na escala temporal é mostrada em gráficos.
4.2.1Factores que influenciam na distribuição da temperatura na superfície terrestre 
Vários factores influenciam a distribuição da temperatura sobre a superfície da terra ou parte, eles incluem a quantidade de insolação recebida, a natureza da superfície, a distância a partir dos corpos hídricos, o relevo a natureza dos ventos predominantes, as correntes oceânicas e o efeito da continentalidade.
4.2.1.1.Quantidade da insolação recebida 
A latitude exerce o principal controlo sobre o volume de insolação que um determinado lugar recebe, isto ocorre porque a variação astronómica da insolação é uma função de latitude. O ângulo de incidência dos raios solares e a duração do dia em qualquer lugar são determinados pela localização latitudinal de tal lugar, sabendo que a quantidade de nuvens e outros constituintes atmosféricos afectam o volume da energia solar que alcança a superfície terrestre.
Figura 4: Influência da altitude do sol na insolação que influencia a temperatura do ar 
4.2.1.2.Natureza da superfície 
A natureza da superfície é significativa a medida em que constitui o factor determinante do albedo e do calor específico. Se o albedo for elevado menos radiação será absorvida pela superfície para a elevação de sua temperatura, o mesmo acontece com o calor específico se o calor específico da superfície é elevado mais energia terá que ser absorvida pela superfície para aumentar sua temperatura.
Como exemplo temos o caso do calor especifico da água do mar e do granito, o,94 e 0,2 respectivamente. No geral a água absorve cinco vezes mais calor a fim de aumentar a sua temperatura em quantidade igual ao aumento do solo.
4.2.1.3.Efeito da continentalidade 
A distância dos corpos hídricos influenciam a temperatura do ar por causa das diferenças básicas nas características térmicas das superfícies continentais e hídricas, essas diferenças ajudam a produzir o efeito de continentalidade no qual a superfície continental se aquece e se resfria mais rapidamente do que a superfície hídrica.
Consequências do efeito de continentalidade 
· Sobre o continente o atraso entre os períodos de temperatura de superfície máxima e mínima é de apenas um mês e sobre os oceanos e locais costeiros o atraso chega a 2meses;
· A amplitude anual na temperatura é menor nas localidades costeiras do que nas localidades interiores; e
· Por causa da maior área continental do hemisfério norte, o verão é mais quente e o inverno é mais frio do que o hemisfério sul. 
Nos meses de inverno, os continentes são mais frios do que os oceanos numa mesma latitude, e, nos meses de verão, os continentes são mais quentes. Isso pode ser explicado pelo fato de a atmosfera ser aquecida a partir das camadas de ar próximas à superfície do planeta, isto é, de baixo para cima. Assim, o tipo de superfície afectará a temperatura do ar. Os continentes possuem capacidade térmica menor do que a da água. Considerando a radiação solar incidente numa mesma latitude, os continentes aquecem-se e resfriam-se mais rapidamente do que os oceanos. A água tem calor específico – quantidade de calor necessária para elevar em 1 °C uma massa de 1 g de substância – muito maior do que a terra. Por essa razão, as variações de temperatura na água são menores do que nos continentes. Além do mais, a água é relativamente transparente, permitindo que a radiação solar atinja profundidades consideráveis, ao passo que a terra é opaca, e a radiação solar é absorvida apenas nos primeiros centímetros da superfície. Outro motivo é que, sobre uma superfície de água, parte do calor fornecido pode ser utilizado na evaporação, quanto maior a quantidade de vapor na atmosfera, menos energia escapa para fora da atmosfera terrestre e há menor redução de temperatura. Outro processo a ser considerado é que a água também é um fluido e pode ser misturada tanto horizontalmente quanto verticalmente, podendo levar energia de uma região para outra, tudo isso explica a variação da temperatura do ar, que é maior sobre uma superfície de terra e menor sobre uma superfície de água.
Tabela 5: Temperaturas médias dos hemisférios norte e sul
	
	Hemisfério norte 
	Hemisfério sul
	Verão 
	22,4°C
	17,1°C
	Inverno 
	8,1°C
	9,7°C
4.2.1.4.Relevo
O relevo tem um efeito atenuador sobre a temperatura principalmente porque a temperatura do ar normalmente diminui com a altitude crescente a uma taxa média de 0,6°C por 10m. Em uma área de topografia e inclinação variada o aspecto grau de Exposição das localidades são factores importantes que influenciama temperatura.
A altura é importante factor que influencia a temperatura nos trópicos, a relativa uniformidade térmica que predomina nos trópicos é distorcida principalmente pelos efeitos da altura. As grandes diferenças de temperatura entre distâncias curtas nos trópicos são usualmente devidas aos efeitos da variação da altitude, entretanto o índice de variação térmica é variável e controlado principalmente pela elevação e nebulosidade também pode haver grandes diferenças nas condições de temperaturas entre os locais á barlavento e os situados á sotavento de uma montanha.
Na região temperada o índice de variação térmica varia consideravelmente com a estação sendo mais elevado no verão do que no inverno, nos trópicos o índice de variação térmica varia menos com a estação, contudo ele é, geralmente maior na estação seca do que na estação chuvosa isto ocorre porque sob condições de céu nublado tais como as que predominam durante a estação chuvosa onde os efeitos da radiação são grandemente reduzidas, pela mesma razão os índices de variação térmica são mais elevados nos trópicos secos do que nas proximidades do Equador quer nos trópicos secos ou nos húmidos a alta elevação topográfica abaixa a temperatura e propicia alivio ao calor agressivo reinante nas baixadas tropicais
4.2.1.5.Correntes oceânicas
As correntes oceânicas são movimentos quase horizontais do sistema de circulação das águas do oceano produzidos por acção dos ventos na superfície do mar. São semelhantes aos ventos na atmosfera, pois transferem quantidades significativas de calor das áreas equatoriais para os polos, e, portanto, desempenham um papel importante no clima global, mais directamente nas regiões costeiras. Além disso, as correntes oceânicas influenciam a circulação atmosférica (e
Vice-versa), interferindo nos elementos climáticos, tais como temperatura, nebulosidade e precipitação. O transporte de calor para os polos realizado pelas correntes oceânicas quentes compensa o ganho de radiação em baixas latitudes e o deficit em altas latitudes. Essas correntes normalmente se movem em direcção aos polos no sector oeste dos oceanos, a leste dos continentes. As correntes quentes contribuem para o aumento da evaporação da água do mar, a qual é a principal fonte de humidade para a atmosfera. Por outro lado, as correntes frias normalmente se movem em direcção ao equador no sector leste dos oceanos, à margem oeste dos continentes.
Os ventos predominantes e as correntes oceânicas também influenciam as temperaturas do ar porque podem transportar ou transmitir por advecção o calor ou frio de uma área para outra dependendo das características térmicas junto as áreas que influenciam. Como exemplo temos as áreas banhadas pelas correntes frias tem temperaturas mais baixas do que os postos localizados em latitudes similares porem não afectados por elas.
 A variação temporal da temperatura do ar acompanha as trajectórias diária e anual aparente do sol que definem a quantidade de energia do Sistema Superfície – Atmosfera. Resulta das variações interanulais de temperatura, expressa pelos parâmetros de tendência e de oscilações térmicas (MENDONÇA e DANNI-OLIVEIRA, 2007).Correspondem aos valores máximos, médios e mínimos diários, mensal e média anual.
Figura 5: Influencia das correntes oceânicas na variação da temperatura do ar
 De forma geral, a temperatura diminui em função do aumento da latitude, ou seja, a temperatura diminui à medida que se afasta do Equador, indo em direcção aos Pólos. Essa modificação na temperatura é basicamente decorrente de dois efeitos: a primeira causa está ligada à forma como se dá a incidência dos raios solares na superfície terrestre, que é “perpendicular” na faixa equatorial e de forma mais oblíqua em direcção aos Pólos. Destaca-se ainda, como citado por (Sadourny,1994), que a temperatura é mínima nos pólos, não só porque os raios solares incidem com uma grande obliquidade, mas também devido à grande capacidade de reflexão (albedo) da neve que cobre a superfície destas regiões. Menor absorção implicará em menor aquecimento do ar atmosférico. Leva-se em consideração, ainda, que a atmosfera tem uma espessura menor sobre o Equador e maior sobre os Pólos, o que favorece uma incidência maior e mais intensa na faixa tropical, e em especial, na faixa equatorial. Por outro lado, têm-se a influência do factor altimétrico agindo sobre os valores térmicos. De um modo geral, na Troposfera, a temperatura diminui à medida que se aumenta a altitude.
Além disso, sabe-se que o ar é mais rarefeito nas regiões mais elevadas, e daí, quanto menos ar, menor quantidade de calor possível de ser contida nesse ar, ou seja, menor a temperatura.
Com isso, tira-se a seguinte conclusão: hora em que há maior ganho energético do Sol é justamente a hora do dia em que ele está mais próximo à superfície, ou seja, a hora em que ele está à pino no horizonte (fazendo zénite), sendo esta hora o meio-dia (12:00 horas), e analisando os primeiros 2 metros de superfície como área de maior actividade biológica, tem-se que o horário de maior temperatura do dia é por volta de 14:00 horas. Por outro lado, sabendo-se que depois do pôr-do-sol a superfície perde sua fonte de energia e que, com isso, o ar começa a perder temperatura culminando nos instantes anteriores ao primeiro raio solar do outro dia, aí é atingido sua temperatura mínima, variando o horário de acordo com a época do ano e latitude.
4.3.Variação temporal da temperatura do ar 
As variações temporais na temperatura do ar resultam principalmente das variações temporais no volume de insolação recebida em qualquer lugar sobre o globo.
As temperaturas em geral são mais elevadas no verão quando os volumes de insolação são maiores e mais baixos no inverno, quando as recepções de insolação são mais baixas. As variações temporais na temperatura do ar são maiores nas áreas extratropicais em particular nos interiores continentais e são mais baixas em torno da faixa equatorial nas superfícies hídricas, portanto podemos dizer que as variações sazonais da temperatura aumentam com a latitude e com o grau de continentalidade.
Dentro das variações temporais na temperatura podemos encontrar as variações diurnas na temperatura do ar.
4.3.1.Variações diurnas na temperatura do ar 
Os processos que produzem a sazonalidade nos valores de temperatura do ar também explicam as variações diurnas na temperatura, embora haja diferenças quanto ao grau como o ciclo diurno é mais curto que o anual descobrimos que a penetração de energia solar na superfície é curta por isso, a amplitude diurna da temperatura é relativamente grande, também por causa da brevidade do ciclo os intercâmbios horizontais do calor não são importantes excepto ao longo das costas onde existem brisas continentais e marítimas.
A amplitude diurna da temperatura geralmente diminui do Equador em direcção aos polos, isso ocorre principalmente porque a variação diária na elevação do sol é grande nas latitudes baixas e razoavelmente pequena nas altas latitudes. Também a amplitude diurna da temperatura é menor sobre o oceano do que sobre o continente devido ao efeito de continentalidade que surge das diferenças nas propriedades térmicas das superfícies continentais e oceânicas, não obstante também é influenciada pela cobertura de nuvens e pela quantidade de humidade do ar pois as nuvens reduzem a insolação durante o dia e aumentam a radiação descendente do céu a noite.
A variação da temperatura na superfície é maior nos dias com vento do que nos dias mais calmos sem grande ventilação, isto ocorre porque em dias com ventos a troca de calor afecta uma camada mais profunda de ar do que em dias calmos.
A latitude e a localização relativa dos oceanos influenciam as amplitudes diurnas da temperatura, nos trópicos as variações da temperatura do dia a dia-a-dia em geral são pequenas assim como o ciclo de temperatura diurna é bastante regular.
Em linhas gerais a temperatura do ar varia em função da disponibilidade de radiação solar na superfície terrestre, o valor máximodiário da temperatura do ar ocorre normalmente de 2-3h após o pico da energia radiante o que se deve ao facto da temperatura que se deve ao facto da temperatura do ar ser medida a cerca de 1,5-2m acima da superfície. Já a temperatura mínima diária ocorre de madrugada alguns instantes antes do nascer do sol.
Figura 6: Diagrama da variação diurna da temperatura do ar 
5.0.Referências bibliográficas 
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