Jose Virginia Herculano - Trabalho I

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JOSÉ VIRGÍNIA HERCULANO 
 
 
 
 
 
 
BALANÇO DA RADIAÇÃO NA TERRA E O EFEITO DA ATMOSFERA 
VARIAÇÃO ESPÁCIO-TEMPORAL DA RADIAÇÃO SOLAR 
VARIAÇÃO ESPÁCIO-TEMPORAL DA TEMPERATURA DO AR 
 
 
 
Licenciatura em Física 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
UNIVERSIDADE SAVE 
Massinga 
2022 
 
2 
 
 
JOSÉ VIRGÍNIA HERCULANO 
 
 
 
 
 
 
BALANÇO DA RADIAÇÃO NA TERRA E O EFEITO DA ATMOSFERA 
VARIAÇÃO ESPÁCIO-TEMPORAL DA RADIAÇÃO SOLAR 
VARIAÇÃO ESPÁCIO-TEMPORAL DA TEMPERATURA DO AR 
 
 
Licenciatura em Física 
 
 
 
 
 
 
O Docente: Dr. Marsílio Onésio Neves de Andrade 
 
 
 
UNIVERSIDADE SAVE 
Massinga 
2022 
Trabalho de pesquisa a ser apresentado na 
Faculdade de Ciências Naturais e Exactas, 
Departamento de Ciências Naturais, curso de 
Licenciatura em Física, como Requisito Parcial 
para efeitos de avaliação na cadeira de Introdução à 
Meteorologia. 
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Índice 
1. Introdução........................................................................................................................... 5 
2. Balanço da radiação na terra e o efeito da atmosfera ......................................................... 6 
 Balanço de radiação à superfície .................................................................................... 6 
2.1.1. Balanço de onda curta.......................................................................................... 8 
2.1.2. Balanço de onda longa ......................................................................................... 9 
3. Variação espácio-temporal da radiação solar ................................................................... 11 
 Radiação Solar e Insolação ........................................................................................... 11 
 Difusão e absorção........................................................................................................ 13 
4. Variação espácio-temporal da temperatura do ar ............................................................. 13 
5. Referências Bibliográficas ............................................................................................... 15 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Índice de Figuras 
Figura 1. Esquema geral do balanço de radiação solar médio ………………………...... 07 
Figura 2. Esquema do balanço de radiação solar ……………………………….……….. 09 
Figura 3. Redução da irradiância solar à medida que se afasta do sol:… ………………. 11 
Figura 4. Distribuição latitudinal da insolação anual: Adaptado de Ayoade (2003) ……..12 
Figura 5. Variação da temperatura da Terra para os meses de Janeiro (a) c Julho (b)….. 13 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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1. Introdução 
A superfície da Terra se diferencia significativamente de um lugar para outro. A formação e a 
existência dessas paisagens singularizadas e diferenciadas se devem, em grande parte, à 
combinação resultante da actuação conjunta de múltiplos agentes naturais, tais como a 
incidência da radiação solar, a estrutura geológica, o relevo, o clima, o solo, os rios, a 
vegetação, a fauna, etc. Dessa forma, conclui-se que a paisagem não se deve a um só desses 
agentes isoladamente, mas à actuação conjugada e associada de vários deles. 
Dentre esses vários agentes naturais, responsáveis por esta diferenciação espacial das 
paisagens terrestres, a Radicação Solar e as Variações da Temperatura assumem um 
significado expressivo na configuração interna e externa da terra, visto que os mesmos 
influenciam e são influenciados por outros elementos como a latitude espacial dos lugares, a 
configuração ou composição atmosférica, entre outros. 
Neste contexto, a Meteorologia se encarrega do estudo destas variáveis, sendo, contudo, 
surgido a necessidade de fazer uma pesquisa e busca teórica de conteúdos referentes ao 
Balanço da Radiação na terra e o efeito na atmosfera, assim como as variações espácio-
temporais da radiação solar e da temperatura do ar, nesta desta cadeira de Introdução à 
Meteorologia. 
O principal foco por se buscar com esta pesquisa meramente bibliográfica, é compreender 
desde os conceitos básicos da radiação solar, insolação, e o balanço desta radiação na terra 
assim como na atmosfera, fazendo igualmente uma reflexão sobre quais as variações espaciais 
e temporais relacionadas à essa radiação solar assim como à temperatura do ar. 
Tal como referiu-se no parágrafo anterior, esta pesquisa é meramente bibliográfica, isto é, 
baseada na leitura de obras físicas assim como electrónicas para tornar possível a realização 
do mesmo. 
 
 
 
 
 
 
6 
 
2. Balanço da radiação na terra e o efeito da atmosfera 
Segundo Andrade (2011), numa superfície, sem massa e por isso sem capacidade de 
armazenamento, a radiação líquida é a diferença entre perdas e ganhos radioactivos referentes 
a um determinado ciclo (diário ou anual), ou simplesmente referente a um dado momento. 
Portando, para falarmos do balanço da radiação na terra, é preciso antes trazermos alguns 
conceitos básicos relacionados com a radiação tais como: 
A cada minuto o Sol emite 56 × 1026 calorias de energia propagadas em todas as direcções, 
no entanto a intensidade da radiação diminui inversamente ao quadrado das distâncias do Sol, 
com isso o planeta recebe apenas dois bilionésimos da energia que sai da fonte (Soares & 
Batista, 2004). 
 Balanço de radiação à superfície 
Segundo Gomes (2009), o Sol é a principal fonte de energia para diversos processos naturais 
que ocorrem na superfície terrestre. Do total de energia radiante emitida pelo Sol, apenas uma 
pequena parte chega à superfície da Terra. A radiação solar quando penetra na atmosfera 
terrestre, sofre uma série de processos que a modificam, ou seja, parte da energia incidente é 
absorvida e parte é espalhada, ambas influenciando o espectro, modificando 
consideravelmente a energia espectral que passa através da atmosfera. A radiação espalhada é 
denominada de radiação difusa, sendo que parte desta retorna para o espaço e parte chega à 
superfície da Terra. Por outro lado, parte da radiação que incide no topo da atmosfera, atinge 
directamente a superfície terrestre, sendo denominada de radiação directa. Assim, a soma da 
radiação directa mais a radiação difusa é denominada de radiação solar global. 
Rosenberg et al. (1983) definem o balanço de radiação em uma determinada superfície como 
sendo o resultado da contabilização entre a energia radiante recebida e perdida pela superfície. 
Leitão (1989) afirma que este saldo de radiação desempenha papel fundamental nos métodos 
que estimam as perdas de água por superfícies vegetadas, considerando esse parâmetro 
extremamente importante no planejamento das actividades agrícolas. 
De acordo com Bisht et al. (2005), o saldo de radiação (Rn) é uma componente de grande 
importância no balanço de energia e é usado em várias aplicações incluindo monitoramento e 
previsões climáticas e do tempo e em meteorologia agrícola. 
O balanço de energia à superfície representa a contabilidade das interacções dos diversos tipos 
de energia com a superfície e determina a quantidade de fluxo de energia disponível para a 
evaporação da água e para a variação na temperatura da superfície, sendo, portanto, mais 
complexo que no topo da atmosfera, já que considera os fluxos de energia e de humidade por 
condução e por convenção no movimento dos fluidos. Esses movimentos, por sua vez, 
7 
 
dependem basicamente da insolação e características da superfície, tais como humidade, 
cobertura vegetal e albedo, e do estado da atmosfera. 
De acordo com Tubelis e Nascimento (1984), em média dos 100% da energia do Sol que 
chega à atmosfera, como visto na Figura 3.2, cerca de 40% incidem sobre as nuvens e desse 
total são absorvidos 1% e reflectidos 25%, que se perdem para o espaço, chegando apenas 
14% à superfície. Dos outros 60% que incidem sobre áreas sem cobertura de nuvens, 7%são 
reflectidos/difundidos por aerossóis, 16% absorvidos por gases atmosféricos, chegando 37% à 
superfície. Destes 51% que chegam à superfície, subtrai-se ainda 5% que são reflectidos por 
esta, com isso, tem-se que cerca de 46% da energia que incide sobre a atmosfera é absorvida 
pela superfície terrestre. 
Figura 1. Esquema geral do balanço de radiação solar médio Adaptado de: Tubelis e Nascimento 
(1984). 
É importante ressaltar, que a energia absorvida ou reflectida depende da superfície onde 
incide a radiação, assim tem-se a importância de alguns conceitos, definidos por Soares e 
Batista (2004), como: 
Albedo – que indica a reflectividade total de uma superfície iluminada pelo Sol. Absortividade 
- que é a fracção de energia incidente absorvida pelo material; 
Reflectividade - sendo a fracção da energia incidente reflectida pelo material; 
Transmissividade que é a fracção da energia incidente transmitida pelo material. 
Estes coeficientes variam de 0 a 1, onde a soma dos mesmos é igual a 1, visto que toda 
energia incidente sobre qualquer material deve ser absorvida, reflectida e/ou transmitida. 
Emissividade é o coeficiente que indica a eficiência de um corpo em emitir energia. 
8 
 
De acordo com saldo Souza e Escobedo, (1997) de radiação à superfície é resultante do 
balanço entre os fluxos radioactivos de onda curta e onda longa, ou seja, o balanço entre a 
radiação global incidente menos a radiação global reflectida, e a radiação proveniente da 
atmosfera menos aquela emitida pela superfície da Terra. 
2.1.1. Balanço de onda curta 
A radiação de onda curta é aquela com comprimento de onda na faixa de 0,15 a 4,0 μm. 
Na prática, as medidas de onda curta na superfície são representadas por medidas de radiação 
global, que compreende duas componentes: a radiação directa e a radiação difusa. 
Considerando-se a inexistência de observações de radiação solar em muitos pontos da 
superfície da Terra e as dificuldades inerentes a sua obtenção, muitos modelos têm sido 
desenvolvidos visando a estimar a radiação solar global, difusa e directa. Entre eles, citam-se 
os de Beyer et al. (1991), Moriarty (1991), Satyamurty e Lahiri (1992), dentre outros. Esses 
modelos consideram como base de cômputo da Rs outras variáveis rotineiramente medidas 
em estações meteorológicas. 
O balanço de radiação de onda curta na superfície é determinado pela diferença entre os 
fluxos de radiação incidente e reflectido, sendo, portanto, dependentes da radiação solar 
global e da albedo – α da superfície. Portanto, num dado instante e período, o saldo de 
radiação de onda curta é dado por: 
 𝑹𝒏,𝒐𝒄 = 𝑹𝒔 (𝟏 − 𝜶) (2.0) 
O saldo de onda curta numa dada área, como pode ser observado, dependerá da radiação solar 
incidente e da albedo. Nesse sentido, se em dado instante a Rs for constante em dada área o 
𝑅𝑛,𝑜𝑐dependerá exclusivamente do tipo de cobertura do solo, ou seja, do albedo. De tal forma 
que, se o valor do albedo for elevado, o balanço de onda curta será reduzido e se o valor do 
albedo for reduzido, o balanço 𝑅𝑛,𝑜𝑐 será elevado. 
A albedo é uma medida adimensional e varia segundo as características da superfície, a razão 
entre a radiação solar directa e a difusa e em função do ângulo zenital solar. Para superar as 
limitações decorrentes da utilização de albedos prescritas para as superfícies continentais, 
modelos de transferência de radiação nos dosséis de vegetação têm sido desenvolvidos para 
considerar a variação da albedo causada por ambos os factores internos e externos ao dossel 
(Song, 1998). 
Balanço de radiação é a contabilidade da energia radiante absorvida e emitida por um 
determinado corpo ou ecossistema, sendo muito estudada em climatologia por permitir 
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quantificar a radiação efectivamente disponível para a realização dos processos biológicos e 
físicos nos ecossistemas. 
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 
(Qo) em uma determinada posição geográfica do globo, 15%, em média, é absorvida por 
constituintes atmosféricos - um exemplo é a radiação ultravioleta absorvida pelo ozónio (0,) - 
, 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. 
 Figura 2. Esquema do balanço de radiação solar (www.klimanaturali.org) 
2.1.2. Balanço de onda longa 
A radiação de onda longa da atmosfera é a componente do balanço de radiação mais difícil de 
ser medida, pois os instrumentos disponíveis não possibilitam medições com precisão 
satisfatórias. Entretanto, esta variável é obtida indirectamente através da equação do balanço 
de radiação, quando os demais termos são medidos ou estimados através de vários modelos. 
Com uma temperatura média em torno de 300 K, a Terra apresenta a máxima emissão de 
REM em torno de 9,7 μm, sendo que a maioria da radiação emitida pela Terra e pela 
atmosfera está contida no intervalo de 4 a 100 μm e, por isto, é denominada radiação de onda 
longa ou radiação termal (Brutsaert, 1982). 
 
10 
 
O saldo de radiação de onda longa é um componente de grande importância em diversos 
estudos meteorológicos, como, por exemplo, para previsão de variações diurnas de 
temperatura, geadas e nevoeiros nocturnos, bem como em avaliações do resfriamento 
radioactivo nocturno de construções (Jimenez et al., 1987). 
O balanço de onda longa (BOL) a superfície, apresentada na equação 3.0, compreende três 
componentes: a radiação atmosférica incidente (𝑅𝐿↓), a radiação atmosférica reflectida pela 
superfície e a radiação emitida (𝑅𝐿↑). A primeira é função, basicamente, da temperatura do ar, 
da quantidade de vapor de água presente na atmosfera e da cobertura de nuvens. A última, por 
sua vez, depende da temperatura e emissividade da superfície. 
A emitância terrestre, por outro lado, depende da temperatura do solo e de sua emissividade. 
Na prática, quando não se dispõe de aparelhos de medida, uma alternativa seria o uso de 
equações empíricas para a estimativa do balanço de onda longa (Vianello et al. 1991). 
 𝑩𝑶𝑳 = 𝑹𝑳↓ − 𝑹𝑳↑ (3.0) 
Os métodos mais precisos para calcular a radiação de onda longa da atmosfera em dias de céu 
claro são baseados em dados do perfil de humidade e de temperatura do ar próximo à 
superfície (Leitão, 1994). Como estes dados raramente estão disponíveis, modelos mais 
simples têm sido desenvolvidos baseados na lei de Stefan-Boltzmann: 
 𝑹𝑳↑ = 𝛆𝛔𝐓
𝟒 (4.0) 
Em que ε é a emissividade do corpo (adimensional) e σ a constante de Stefan-Boltzmann 
(5,67.10-8 W m-2 K-4). 
Entretanto, balanço radiação de onda longa, pode ser reescrito pela seguinte da seguinte 
forma: 
 𝑩𝑶𝑳 = 𝑹𝑳↓ − 𝛆𝛔𝐓
𝟒 (5.0) 
Hartman (1994) cita que, para a maioria das superfícies naturais, a emissividade, razão entre a 
emissão real de uma superfície e a emissão de um corpo negro a mesma temperatura, varia de 
0,95 a 0,98. Segundo Brutsaert (1982), em áreas gramadas, a emissividade varia entre 
0,97 e 0,98. Como a emissividade é diferente da unidade, parte da radiação de onda longa 
(𝑹𝑳↓) é reflectida pela superfície e pode ser incluída no cálculo do saldo de radiação 
(Equação 6.0). 
 𝑹𝒏 = 𝑩𝑶𝑪 + 𝑩𝑶𝑳(6.0) 
O saldo de radiação de onda longa é um dos componentes de grande importância no balanço 
de energia e seguramente o componente do balanço de radiação mais difícil de ser medido. 
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3. Variação espácio-temporal da radiação solar 
 Radiação Solar e Insolação 
Radiação solar – maior fonte de energia para a Terra, principal elemento meteorológico e um 
dos factores determinantes do tempo e do clima. Além disso, afecta diversos processos: 
físicos (aquecimento/evaporação), biofísicos (transpiração) e biológicos (fotossíntese) 
(Sentelhas & Angelocci, 2012). 
Insolação - é a duração do período do dia com luz solar ou a duração do brilho solar. 
Para os estudos de energia radiante na Terra, o Sol pode ser considerado uma fonte pontual de 
energia, que emite radiação igualmente em todas as 4𝜋 direcções. Portanto, se a intensidade 
luminosa for em um determinado instante igual a 𝑙, o total de energia emitida será 4𝜋𝑙. 
Nesse mesmo instante, a Terra se situa numa esfera hipotética de raio igual à distância Terra-
Sol (D), a qual estará interceptando a energia emitida (4𝜋𝑙). 
Como a área da esfera é 4𝜋𝑅2, ou seja, 4𝜋𝐷2, a densidade de fluxo de radiação solar 
(irradiância solar) na superfície esférica será: 
 𝟒𝝅𝒍 𝟒𝝅𝑫𝟐⁄ = 𝒍 𝑫𝟐⁄ (1.0) 
Isso define a Lei do Inverso do Quadrado da Distância, ou seja, a energia recebida em uma 
superfície é inversamente proporcional ao quadrado da distância entre a fonte emissora e a 
superfície receptora. Essa lei da radiação, nos ajuda a entender que a energia solar que chega à 
Terra está associada à distância entre nosso planeta e o Sol. Caso haja variação da distância 
Terra-Sol a irradiância solar também irá variar. 
Considerando-se que a distância Terra-Sol varia continuamente ao longo do ano, a irradiância 
solar extraterrestre também irá variar. 
Na figura abaixo, pode-se ter uma melhor ideia do porquê ocorre a redução da irradiância 
solar à medida que se afasta do sol. Observa-se que aumentando a distância de 0,5 para 2,0 a 
irradiância diminui de 4 para 0,25. 
Figura 3. Redução da irradiância solar à medida que se afasta do sol: Sentelhas & Angelocci (2012). 
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Considerando-se que a distância Terra-Sol varia continuamente ao longo do ano, a irradiância 
solar extraterrestre também irá variar. 
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). 
De acordo com Tubelis e Nascimento (1984), existe uma diferença entre estes dois conceitos. 
Enquanto a insolação é a duração do período do dia com luz solar ou a duração do brilho 
solar, a radiação solar é a energia recebida pela Terra na forma de ondas electromagnéticas, 
provenientes do Sol. Ela é a fonte de energia que o globo terrestre dispõe. 
Para Ayoade (2003), a distribuição latitudinal da insolação (Figura 3.1), indica que as maiores 
quantidades de insolação são recebidas nas zonas subtropicais sobre os principais desertos do 
globo, graças à baixa nebulosidade em comparação com a região equatorial. Os valores de 
insolação diminuem em direcção aos Pólos, atingindo seu mínimo em torno das latitudes de 
70º – 80º no hemisfério Norte e de 60º – 70º no hemisfério Sul. Esta diferença entre os dois 
hemisférios, é decorrente da maior proporção de oceanos em relação aos continentes do 
hemisfério Sul, ou seja, maior quantidade de água evaporando, significando maior 
nebulosidade. 
 
Figura 4. Distribuição latitudinal da insolação anual: Adaptado de Ayoade (2003) 
Para Soares e Batista (2004), “radiação é uma forma de energia que emana, sob forma de 
ondas electromagnéticas, de todos os corpos com temperaturas superiores ao zero absoluto (-
273 ºC) ”. 
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Ainda de acordo com os autores, o Sol fornece 99,97% da energia utilizada no sistema 
Terra/Atmosfera, sendo directa ou indirectamente responsável por todas as formas de vida 
encontradas no planeta. 
Apesar da variação da distância Terra-Sol promover variação na irradiância solar 
extraterrestre ao longo do ano, essa variação é muito pequena, da ordem de ± 3,3% e essa 
variação NÃO é a responsável pela formação das estações do ano. 
 Difusão e absorção 
Além do aspecto inerente à distância, de acordo com Retallack (1977), a radiação solar ao 
atravessar a atmosfera é atenuada por 3 processos: difusão – espalhamento pelas partículas da 
atmosfera, tais como gases, cristais e impurezas. “Uma parte dessa radiação difundida é, 
portanto, devolvida ao espaço, enquanto a outra parte atinge a superfície e é chamada de 
radiação difusa”; absorção – absorção selectiva por certos constituintes atmosféricos para 
certos comprimentos de ondas, como por exemplo a absorção da radiação ultravioleta pelo 
ozónio (O3); reflexão – a reflexão pelas nuvens depende principalmente de sua espessura, 
estrutura e constituição (Soares e Batista, 2004). 
4. Variação espácio-temporal da temperatura do ar 
A variação espácio-temporal da temperatura do ar é função principalmente da radiação solar, 
sendo mais elevada em locais onde há maior disponibilidade de energia e mais baixa, 
evidentemente, nas regiões com menor incidência de radiação solar. 
A figura 4, ilustra essa relação, apresentando a temperatura média do planeta Terra em duas 
épocas do ano, a partir de imagens obtidas por satélites da Agência Espacial Americana 
(NASA). 
 
Figura 5. Variação da temperatura da Terra para os meses de Janeiro (a) c Julho (b). 
Fonte: National Aerollautics and Space Administration, citado por Lemke (2009). 
14 
 
Observa-se pouca variação da temperatura na região equatorial do globo, dado a 
disponibilidade de radiação solar ser elevada e praticamente constante ao longo do ano. À 
medida que se caminha em direcção ao sul ou norte (latitudes maiores), a variação temporal 
da fotoperíodo e do ângulo de incidência dos raios solares aumenta, chegando a valores 
extremos nos pólos. No Árctico, por exemplo, em 22 de Junho, o Sol permanece 
continuamente acima do horizonte, com fotoperíodo de 24 horas. Em 21 de Dezembro, 
porém, ocorre o inverso, e é a noite que passa a ter 24 horas. 
Devido ao maior calor específico da água, as flutuações de temperatura nos mares e oceanos 
são menores, havendo aquecimento diferenciado entre continentes e essas massas de água, ao 
longo do ano. Normalmente, valores extremos de temperatura são registados em regiões 
distantes dos oceanos. 
Essa característica também explica por que as oscilações térmicas entre as estações de verão e 
inverno são mais suaves no hemisfério sul em comparação com o hemisfério norte, onde há 
maior superfície terrestre que aquática. Por apresentar maior calor específico, a água actua 
como termorregulador, reduzindo a variação da temperatura, impedindo que as máximas 
aumentem e as mínimas diminuam drasticamente. 
A amplitude diária da temperatura do ar está relacionada ao balanço de radiação da superfície. 
Durante o dia, quando o balanço é positivo e a disponibilidade de energia radiante é grande, a 
temperatura aumenta até o valor máximo diurno denominado de temperatura máxima. 
No abrigo meteorológico e em estações automáticas este momento ocorre por volta das 
15hOO minutos, apesar de a máxima irradiância solar ser registada por volta do meio-dia. 
Esse "atraso" deve-se a altura de medida da temperatura do ar, em tomo de 1,50m, e é 
resultado da baixa condutividade térmica do ar. 
Dessa análise pode-se concluir que se o termómetro estivesse instalado próximo à superfície 
do solo, marcaria a temperatura máxima do dia num horário muito próximo (para não dizer no 
mesmo horário) do meio-dia solar, quando se teria a incidência máxima de energia radiante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
15 
 
5. Referências Bibliográficas 
1. Allen, R. G.; Pereira, L. S.;Raes, D.; Smith, M. (1998). Crop evapotranspiration: 
guidelines for computing crop water requirements. FAO Irrigation and Drainage Paper 
56. Rome, Italy. 300 p. 
2. Allen, R.G., Trezza, R. & Tasumi. M. (2002). Surface Energy Balance Algorithms for 
Land. Advance training and users manual, version 1.0, pp.98. 
3. Andrade, José Alexandre. (2011). Energia No Sistema Climático: (Apontamentos Para 
Aulas De Microclimatologia Dos Habitats). Évora, Pag. 3-20. 
4. Apostila da Disciplina Meteorologia Física II – ACA 0326, p. 91 
5. Ayoade, J. O. (2003). Introdução a climatologia para os trópicos. 9. Ed. Rio de Janeiro: 
Bertrand Brasil. 
6. Bisht, G., Venturini, V., Islam, S., Jiang, Le. (2005). Estimation Of The Net Radiation 
Using Modis (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) Data For Clear Sky 
Days. Remote Sensing Of Environment. 97, 52-567. 
7. Brutsaert, W. (1994). Evaporation Into The Atmosphere. D. Reidel. 229p. 
8. Gomes, Heliofábio Barros. (2009). Balanços De Radiação E Energia Em Áreas De 
Cultivo De Cana-de-açúcar E Cerrado No Estado De São Paulo Mediante Imagens 
Orbitais. Campina Grande – Paraíba. 
9. Hartmann, D. L. (1994). Global Physical Climatology. 1 ed. San Diego, Califórnia, 
Academic Press. 
10. Monteiro, Carlos Augusto de Figueiredo. (1976). Teoria e clima urbano. 1976. 181f. 
Tese (Livre Docência) – Instituto de Geografia, Universidade de São Paulo, São Paulo. 
11. Rosenberg, N., Blad, B. L., Verma, S. B. (1983). Microclimate: The Biological 
Environment.2 Edition, Lincoln – Nebraska: John And Sons, 495p. 
12. Sentelhas, P.C. & Angelocci, L. R. (2012). LEB 306 – Meteorologia Agrícola: 
Radiação Solar e Balanço de Energia. ESALQ/USP 
13. Song, J. (1998). Diurnal Asymmetry In Surface Albedo. Agricultural And Forest 
Meteorology. 92(3):181-189. 
14. Tubelis, A. & Nascimento, F. J. L. Do. (1984). Meteorologia Descritiva: Fundamentos 
E Aplicações Brasileiras. São Paulo: Nobel. 374 P. 
	1. Introdução
	2. Balanço da radiação na terra e o efeito da atmosfera
	 Balanço de radiação à superfície
	2.1.1. Balanço de onda curta
	2.1.2. Balanço de onda longa
	3. Variação espácio-temporal da radiação solar
	 Radiação Solar e Insolação
	 Difusão e absorção
	4. Variação espácio-temporal da temperatura do ar
	5. Referências Bibliográficas