Apostila Agroclimatologia (parte 2)

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UNIDADE 5 - ELEMENTOS DO CLIMA DE IMPORTÂNCIA AGROPECUÁRIA: 
Radiação Solar 
 
� Unidades das medidas... 
 
� Leis da Radiação: 
 
� Lei de Stefan-Boltzmann 
 
� Lei de Wien 
 
� Lei do Inverso do Quadrado da Distância 
 
� Lei do Cosseno de Lambert 
 
Constante Solar 
 
A Constante Solar (Jo) expressa a densidade de fluxo de energia radiante 
máxima, recebida por em uma superfície perpendicular aos raios solares, 
acima da atmosfera. 
 
A partir da Lei de Stefan-Boltzmann, Jo = 1367 W.m-2 
 
� Temperatura do Sol ~ 5727ºC 
� Raio do Sol é de 650.000 km 
� Terra encontra-se a uma distância média do sol (D) de 150 milhões Km. 
 
� Relembrando: 
1 cal = 4,18J 
Informação: calor latente de evaporação da água = 2,45MJ/litro 
Afélio (D)
1,52.108 Km
Periélio (D)
1,47.108 Km
Sol: fonte pontual 
de emissão de 
energia radiante I, 
emitida nas 4pi
direções.
Total de emissão: 
4piI
Terra: situada a 
uma distância “D” do 
sol, faz parte de 
uma esfera com raio 
igual a D, ou seja 
4piD2
A energia radiante emitida 4piI será interceptada pela 
esfera de raio D, 4piD2, ou seja:
4piI / 4piD2 = I/ D2
(Lei do Inverso do Quadrado da Distância)
 
 
Correção da Constante Solar 
 
� Jo = 1367 W.m-2 ou 118,11 MJ.m-2.d-1 
 
 
� Corrigindo Jo para a variação da distância Terra-Sol ao longo do ano, 
tem-se que 
 
Jo’ = Jo (d/D)2 
 
(d/D)2 = 1 + 0,033 * cos(NDA*360/365) 
 
 
Radiação Solar Extra-Terrestre (Qo) 
 
O total diário de radiação solar que atinge uma superfície horizontal, no topo 
da atmosfera, é uma função da latitude (Φ), da época do ano (declinação 
solar (δδδδ)) e do ângulo horário (h) (função da Φ e δδδδ) 
 
 
 
 
 
 
 
 
Radiação Solar Global 
 
Após sofrer todas as interações com a atmosfera, parte da energia radiante 
extra-terrestre (Qo), incide sobre a superfície terrestre. Esse fluxo de energia 
radiante incidente sobre cada unidade quadrada de superfície chamamos de 
Radiação Solar Global (Qg) 
 
Efeitos da interação com a atmosfera 
� Eliminação da radiação ultravioleta 
� Radiação solar direta 
� Radiação solar difusa 
 






+=











+











=
365
360.
cos.033,01
.cos.cos..
º180
..6,37
2
2
NDA
D
d
hnsensensenhn
D
dQo δφδφpi
Qo 
αQo 
Qg 
αQg 
100% 
~50% 
~5% 
~30% 
~ 15% 
Atmosfera: nuvens, gases 
e partículas 
Superfície terrestre 
 
Variação da Radiação Solar Global 
Diretamente relacionada à radiação solar extraterrestre (Qo), a quantidade de 
energia radiante incidente na superfície terrestre (Qg) é dependente da 
espessura (ângulo zenital) e da composição momentânea da atmosfera 
(principalmente variação porcentual de água: céu claro ou nublado). 
À relação entre Qo e Qg, denominamos de transmitância atmosférica (Tg). 
Tg = Qg/Qo 
 
0,7< Tg < 0,8 
Maior insolação 
 
0,2 < Tg < 0,3 
Menor insolação 
 
Tg médio = 0,5 
Qg ~ Qo*0,5 
 
 
Estimativa da Radiação Solar Global 
 
Conhecendo-se a relação entre Qg e Qo, interação com a atmosfera (absorção 
e difusa) e insolação, podemos realizar como correção entre essas variáveis: 
 
Equação de Angstrom-Prescott 
 
Qg/Qo = (a + b *n/N) 
 
Qg = Qo*(a + b*n/N) 
 
n é a insolação (horas) – valores medidos; 
N é o fotoperíodo (horas) – valores estimados; 
a e b são coeficientes dependentes da latitude e das condições atmosféricas 
do local. 
 
Nos locais onde não houver dados disponíveis, pode-se fazer a seguinte 
aproximação: 
a = 0,29 * cos φ 
b = 0,52 
 
Balanço de Radiação 
Balanço médio de ondas curtas: 
Balanço médio de ondas longas:
 
Qo 
αQo 
Qg 
αQg 
100% 
~50% 
~5% 
~30% 
~ 15% 
Atmosfera: nuvens, gases 
e partículas 
Superfície terrestre 
Atmosfera: nuvens, gases 
e partículas 
Superfície terrestre 
Qatm 
Qsup 
 
 
Balanço de Radiação em uma Superfície Vegetada 
 
A energia radiante restante, provenientes do balanço entre entradas e saídas 
de radiação de ondas curtas e longas, que será utilizada em todos os 
processos físicos, é chamada de Saldo de Radiação 
 
 
Saldo de Radiação 
 
Rn = BOC + BOL = Qg - rQg + Qatm - Qsup
BOC = Qg – rQg = Qg (1 – r) BOL = Qatm - Qsup
Balanço de ondas curtas Balanço de ondas longas
Albedo ou coeficiente de 
reflexão da superfície (r), varia 
com as características ópticas 
da superfície. Exemplos: água 
(r = 5%), florestas (r = 10 a 
15%), neve e areia (r entre 40 e 
90%).
 
 
Medida do Saldo de Radiação 
Saldo radiômetros: 
Medida separada dos balanços de 
ondas curtas e longas
Medida 
conjugada dos 
balanços de 
ondas curtas e 
longas
 
 
 
 
 
 
Estimativa do Saldo de Radiação 
(Rn) 
Na ausência de equipamento de medida, pode-se estimar o Saldo de Radiação: 
BOC – medindo ou estimando Qg e assumindo um valor adequado de r para a superfície 
BOL – pode ser estimado a partir da equação proposta por Brunt (Lei de Stefan-
Boltzmann), corrigida para condições de umidade do ar (ea) e nebulosidade (n): 
Para clima úmido ⇒ BOL = - [ 4,903*10-9*T4*(0,56 – 0,25 √ea)*(0,1 + 0,9 n/N) 
Para clima seco ⇒ BOL = - [ 4,903*10-9*T4*(0,34 – 0,14 √ea)*(0,1 + 0,9 n/N) 
BOL em MJ.m-2.d-1 
T em Kelvin = 273 + ToC 
ea = pressão parcial de vapor do ar (kPa) 
ea = 0,6108*10^(7,5 * T/(237,3 + T))*(UR%/100) 
n = insolação (h) 
N = fotoperíodo (h) 
Rn = BOC + BOL = [Qg * (1 – r)] + {-[ 4,903*10-9 * T4 * (0,56 – 0,25 √ea) * (0,1 + 0,9 
n/N)} 
Rn = BOC + BOL = [Qg * (1 – r)] + {-[ 4,903*10-9 * T4 * (0,34 – 0,14 √ea) * (0,1 + 0,9 
n/N)} 
Unidade: MJ m-2 d-1 
O saldo de radiação é utilizado nos seguintes processos: 
1. Físicos: aquecimento do ar (H), do solo (G) e evaporação (LE) 
2. Biofísico: transpiração (LE) 
3. Bioquímico: fotossíntese (F) 
Rn = H + G + LE + F 
Balanço de 
Energia 
Partição do Saldo de Radiação (Rn) 
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 indistingüiveis, a equação acima pode ser 
aproximada para: 
Rn = H + G + LE 
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. 
Superfície úmida - dia Superfície úmida - noite
Superfície seca - dia
Rn
Rn
RnNormalmente, 
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
Rn
LE/Rn ≈ 0,75 
H/Rn ≈ 0,20 
G ≈ 0,05 LE/Rn ≈ 0,10 
H/Rn ≈ 0,85 
G ≈ 0,05
Os gráficos mostram a partição do saldo de 
radiação em dois ambientes diferentes ao 
longo do ano : um seco (deserto do Arizona) 
e outro úmido (Palm Beach). Observe as 
diferenças na proporção entre LE e H. No 
deserto, praticamente toda a energia 
disponível é destinada ao aquecimento do ar 
(H). Por outro lado, no ambiente mais úmido 
LE predomina.
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
UNIDADE 5 - ELEMENTOS DO CLIMA DE IMPORTÂNCIA AGROPECUÁRIA: 
Temperatura do solo e do ar 
 
� Temperatura - energia interna de uma substância ou um corpo qualquer, 
vulgarmente associado às sensações de frio e calor; mais especificamente é a 
medida da energia cinética associada ao movimento (vibração) aleatório das 
partículas. 
 
� Diversas das propriedades físicas da matéria – se em estado sólido, líquido ou 
gasoso; sua densidade, solubilidade, pressão de vapor, condutividade hidráulica, 
etc – são dependentes da temperatura do sistema em análise. Além de influenciar 
nas propriedades químicas, acelerando a velocidade das reações e do 
metabolismo nos seres vivos. 
 
� Um dos principais fatores determinantes da distribuição e desenvolvimento das 
plantas e animais 
 
Temperatura do ar e do solo 
 
Como vimos na aula de balanço de radiação e de energia, osaldo 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). 
 
Temperatura do solo 
 
O regime térmico de um solo é determinado pelo aquecimento da superfície pela 
radiação solar e transporte, por condução, de calor sensível para seu interior. Durante o 
dia, a superfície se aquece, gerando um fluxo de calor para o interior. À Noite, o 
resfriamento da superfície, por emissão de radiação terrestre (ondas longas), inverte o 
sentido do fluxo, que agora passa a ser do interior do solo para a superfície. 
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-15
-10
-5
0
15 20 25 30 35 40 45
Temperatura do solo (oC)
Pr
o
fu
n
di
da
de
 
do
 
so
lo
 
(cm
)
13h
19h
23h
5h
9h
A variação da 
temperatura do solo 
ao longo do dia 
(temporal) e da 
profundidade 
(espacial) é estudada 
a partir da elaboração 
dos perfis de variação 
da temperatura, 
denominados de 
TAUTÓCRONAS
 
 
Fatores Determinantes da Temperatura do Solo 
 
O fluxo de calor no solo depende, basicamente, da sua condutividade térmica, de seu 
calor específico e de sua emissividade, os quais por sua vez dependem do tipo do solo. 
Além disso, essa variação é afetada pela interação com outros fatores, dentre eles: 
 
Fatores Externos: Relacionados aos elementos meteorológicos: irradiância solar global, 
temperatura do ar, nebulosidade, chuva e vento. 
 
Fatores Intrínsecos: Relacionados ao tipo de solo, ao relevo e ao tipo de cobertura do 
terreno 
 
 
Tipo de Solo: Relacionado à textura, estrutura e teor de matéria orgânica do solo. Solos 
arenosos tendem a apresentar maiores amplitudes térmicas diárias nas camadas 
superficiais e menores em profundidade. Isso ocorre pelo fato dos solos arenosos terem 
maior porosidade, havendo um menor contato entre as partículas do solos, dificultando 
assim o processo de condução. Os solos argilosos, por sua vez, apresentam maior 
eficiência na condução de calor, tendo menor amplitude térmica diária. 
 
Relevo: Este é um fator topoclimático, que condiciona o terreno a diferentes exposições 
à radiação solar direta e, também, ao acúmulo de ar frio durante o inverno. Terrenos de 
meia-encosta voltados para o norte (no hemisfério Sul) recebem mais energia do que os 
voltados para o sul. Já nas baixadas ocorre um maior acúmulo de ar frio durante o 
inverno, o que acaba condicionando redução da temperatura do solo também nessa área. 
 
Cobertura do Terreno: Este é um fator microclimático. Solos sem cobertura (desnudos) 
ficam sujeitos a grandes variações térmicas diárias nas camadas superficiais. A 
cobertura com vegetação ou resíduos vegetais (mulch) 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 no sistema de plantio direto e nos pomares, onde as plantas 
ficam bem espaçadas. Em períodos críticos (inverno) e em locais sujeitos a geadas, a 
cobertura do terreno é um fator agravante das geadas, pois impede que o solo armazene 
calor durante o dia e liberando-o para a superfície à noite 
 
Variação Temporal da Temperatura do Solo 
 
Diária: Varia com a profundidade. Nas camadas mais superficiais, varia de acordo com 
a incidência de radiação solar, tendo o valor máximo entre 12 e 14h. Em profundidades 
maiores, as máximas tendem a ocorrer mais tarde, assim como as mínimas. 
 
Anual: Também segue a disponibilidade de energia na superfície, com valores máximos 
no verão e mínimos no inverno. Em profundidade, ocorre um pequeno atraso nos 
valores máximos e mínimos. A figura ao lado ilustra a variação anual da temperatura do 
solo em duas profundidades. Observe que no verão a temperatura média mensal é maior 
na superfície. Já no inverno, isso se inverte. 
 
Medida da Temperatura do Solo: São utilizados os geotermômetros, cujo o elemento 
sensor é o mercúrio, que tem como princípio de medida a dilatação de um líquido. Além 
deles pode-se utilizar outros tipos de elementos sensores, como os termopares e os 
termistores. Para medida padrão em estações meteorológicas os geotermômetros devem 
ser instalados a 2, 5, 10, 20, 40 e 100 cm de profundidade em superfície gramada ou de 
solo desnudo. 
 
Cálculo da Temperatura Média do Solo 
 
Tmed do Solo = (Ts7h + Ts14h + Ts21h) / 3
Tmed do Solo = (Σ Tsi) / n
Estação Convencional:
Estação Automática :
Tsi é a temperatura do solo medida a cada 
intervalo de tempo e n é o total de observações 
feitas ao longo de um dia
 
Estimativa da Temperatura Média Mensal do Solo 
Caso não se disponha de dados para determinar a temperatura média mensal de um solo, 
pode-se recorrer às estimativas por meio da relação da temperatura do solo com a 
temperatura do ar: 
 Ts = a + b.Tar 
 
Os valores de a e b dependem do tipo de solo e também da profundidade de 
determinação de Ts. 
 
 
 
Temperatura do ar 
 
A temperatura do ar é um dos efeitos mais importantes da radiação solar. O 
aquecimento da atmosfera próxima à superfície terrestre ocorre principalmente por 
transporte de calor, a partir do aquecimento da superfície pelos raios solares. O 
transporte de calor sensível (H) na atmosfera se dá por 2 processos: 
 
Condução Molecular: Processo lento de troca de H, ocorrendo pelo contato entre as 
moléculas de ar. Assim, esse processo tem extensão espacial limitada, ficando restrito à 
camada limite superficial. 
 
Difusão Turbulenta: Processo rápido de troca de energia, em que parcelas de ar 
aquecidas pela superfície entram em movimento convectivo desordenado, transportanto 
calor (H), vapor (LE), etc, para camadas superiores da atmosfera. 
 
Fatores Determinantes da Temperatura do Ar 
 
Os fatores determinantes da temperatura do ar são aqueles associados às três escalas dos 
fenômenos atmosféricos: 
 
Fatores Macroclimáticos: Relacionados à latitude, altitude, correntes oceânicas, 
continentalidade / oceanidade, massas de ar e frentes. 
 
Fatores Topoclimáticos: Relacionados ao relevo, mais especificamente à configuração e 
exposição do terreno. 
 
Fatores Microclimáticos: Relacionados à 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 terrestre. O valor máximo diário da temperatura do ar ocorre 
normalmente de 2 a 3h após o pico de energia radiante, o que se deve ao fato da 
temperatura do ar ser medida a cerca de 1,5 a 2,0 m acima da superfície. Já a 
temperatura mínima diária ocorre de madrugada, alguns instantes antes do nascer do sol. 
O diagrama abaixo mostra a variação diária da temperatura do ar. 
 
Anual: Também segue a disponibilidade de energia na superfície, com valores máximos 
no verão e mínimos no inverno. 
 
Variação Espacial da Temperatura do Ar: A variabilidade espacial (horizontal) é 
basicamente definida pelos fatores determinantes do clima, como latitude, altitude, 
continentalidade, correntes oceânicas, massas de ar, etc. 
 
Variação Espacial da Temperatura do Ar: A temperatura do ar varia espacialmente 
também na vertical. Como tanto o aquecimento como o resfriamento do ar se dão a 
partir da superfície, durante o dia a tendência é da temperatura do ar ser maior próxima 
à 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. 
Variação Espacial da Temperatura do Ar
OLOL
OLOL Gradiente térmico
diurno
Gradiente
térmico
noturno
Temperatura (oC)
A
ltu
ra
(m
)
0oC
Gradiente térmico
diurno
Gradiente
térmico
noturno
Temperatura (oC)
A
ltu
ra
(m
)
-4oC
Inversão Térmica
Noite de inverno com céu limpo – favorável à
inversão térmica e à ocorrência de geadas
Noite de inverno mas com nebulosidade, sem 
condições para ocorrência de geadasMedida da Temperatura do Ar: O padrão para a medida da temperatura do ar visa 
homogeneizar as condições de medida, com relação ao topo e microclima, deixando 
essa variável dependente unicamente das condições macroclimáticas, o que possibilita a 
comparação entre locais. Assim, mede-se a temperatura do ar com os sensores 
instalados em um abrigo meteorológico, a 1,5 – 2,0 m de altura e em área plana e 
gramada. 
 
Cálculo da Temperatura Média do Ar 
Tmed do ar = (Ta9h + Tmáx + Tmín + 2.Ta21h) / 5
Tmed do ar = (Σ Tai) / n
Estação Convencional:
Estação Automática:
INMET
IAC Tmed do ar = (Ta7h + Ta14h + 2.Ta21h) / 4
Valores 
Extremos Tmed do ar = (Tmáx + Tmín) / 2
Real
Tai é a temperatura do ar medida a cada intervalo 
de tempo e n é o total de observações feitas ao 
longo de um dia
Termó-
grafo
Tmed do ar = (Σ Tai) / 24
Tai é a temperatura do ar medida a cada intervalo 
de 1 hora e 24 é o total de observações feitas ao 
longo de um dia
 
 
Estimativa da Temperatura Média Mensal do Ar 
 
Caso não se disponha de dados médios mensais de temperatura do ar para um local. 
Esses podem ser estimados em função das coordenadas geográficas (latitude, longitude 
e altitude), devido à relação de dependência entre elas e a temperatura do ar: 
> Latitude < Temperatura média do ar 
> Altitude < Temperatura média do ar 
Longitude expressa, em alguns casos, a proximidade de oceanos (oceanidade) 
A estimativa da temperatura média normal de um local é de extrema utilidade para a 
agricultura, pois muitas vezes necessita-se dos dados de temperatura para o 
planejamento agrícola e a única forma de obtê-los é por meio de estimativas. 
A estimativa da Temperatura média mensal normal é obtida com o emprego de uma 
regressão linear múltipla: 
Tmed = a + b.ALT + c.LAT + d.LONG 
em que: ALT = altitude, em metros; LAT = latitude e LONG = longitude, ambas em 
minutos (graus x 60). As letras a, b, c e d, representam os coeficientes da equação, 
obtidos estatisticamente.