Meteor_ Clim_U2_Eng_Agr_2015_II

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Universidade Federal do Acre 
Centro de Ciências Biológicas e da Natureza 
Disciplina: Meteorologia e Climatologia 
Curso: Engenharia Agronômica 
Responsável: Prof. Dr. Jorge W Sousa 
Unidade 2 - Radiação Solar 
1-INTRODUÇÃO: a radiação solar é fonte primária de energia para os processos biológicos e 
meteorológicos que ocorrem na superfície. A sua importância para as florestas é, tanto, quantitativa 
(densidades de fluxos de energia usada na fotossíntese) como qualitativa (comprimento de ondas e 
fotoperíodos para indução ao florescimento e fotossíntese). A luz desloca-se no vácuo a uma 
velocidade de 299 792 458 metros por segundo (m/s) ou aproximadamente 300 mil quilômetros por 
segundo. 
O calor pode ser transmitido na atmosfera através de três processos: condução, convecção e 
radiação. 
-condução: processo de transferência de energia de molécula a molécula, porém o ar não é um 
eficiente condutor de calor; 
-convecção: processo em que há movimentação de uma massa de ar em função de diferenças de 
densidade. A elevação do ar quente acontece porque esse é menos denso do que o ar frio (mais 
denso). 
Além da convecção vertical existe a convecção horizontal a qual é denominada de advecção que 
ocorre em conseqüência de diferenças de pressão; 
-radiação: processo de transferência de energia entre dois corpos sem haver, necessariamente, um 
meio de conexão entre eles. Esse é o principal processo de troca de energia entre a Terra e o Sol. 
 
2-LEIS DA RADIAÇÃO 
LEI DE PLANCK : A luz se desloca no universo por minúsculas partículas denominadas fótons, 
formando ondas eletromagnéticas. A energia de um fóton é diretamente proporcional à freqüência da 
onda e inversamente proporcional ao comprimento da onda. O comprimento de cada onda é a 
distância entre uma crista e outra de uma mesma onda, sendo inversamente proporcional a 
freqüência: 
E = h f f= c/λ e E = h (c/ λ) 
E é a energia de um fóton de radiação (J); 
h é constante de Planck 6,6262 10-34 J/s; 
f é a freqüência da radiação (Hz=ciclos/seg): é o número de cristas de ondas percorridas na unidade 
de tempo (s); 
c é a velocidade da luz (3 108 m/s); 
λ é o comprimento de onda (μm). 
LEI DE KIRCHHOFF 
A absortividade de um corpo é igual a sua emissividade, ou seja, para um determinado comprimento 
de onda o poder emissivo de uma superfície é igual ao poder de absorção da mesma, para 
determinada temperatura. As superfícies apresentam ainda: reflexividade (rλ) e transmissividade (tλ). 
 
Absortividade (aλ): razão entre a quantidade de energia radiante absorvida pela substância ou corpo 
e o total incidente, para um dado comprimento de onda. 
Reflexividade (rλ): razão entre a quantidade de energia radiante refletida pela substância/corpo e o 
total incidente, para um dado comprimento de onda. 
 
Os valores da absortividade, da reflexividade e da transmitividade para um dado material variam de 0 
a 1, sendo que a soma destes será 1. Pela conservação de energia: aλ + rλ + tλ = 1 
 
 
 2 
Corpo negro: é um material hipotético capaz de absorver integralmente toda a energia incidente sobre 
o mesmo, ou seja, apresenta absortividade e emissividade igual a 1 e reflexividade e 
transmitividade igual a 0. 
 
Valores de emissividade para algumas superfícies naturais: neve 0,99 (fresca) e 0,82 (velha); 
gramínea 0,90 (1 m altura) e 0,95 (0,02 m altura); culturas agrícolas 0,94-0,99 (anuais); água 0,92-
0,97 (Sol baixo e alto); floresta decídua 0,96; floresta coníferas 0,98-0,99; solo argiloso 0,97 (úmido) e 
0,95 
(seco). 
 
LEI DE WIEN: o comprimento de onda de máxima emissão (λ max) é inversamente proporcional a 
temperatura da superfície (T) expressa em Kelvin (K). 
λ max = 2.897/T 
Exemplos: 
Terra: temperatura ~ 300 K λ máx = 2.897/300k=9,65 μm (radiação infravermelha 9.660 nm) 
Sol: temperatura ~ 6.000 K λ máx =2.897/6.000k= 0,482 μm (radiação visível (verde) 482 nm) 
 
LEI DE STEFAN-BOLTZMAN: a densidade de fluxo de energia (unidade de energia por unidade de 
área e tempo) emitida, é proporcional a quarta potência da sua temperatura absoluta, expressa em 
Kelvin (K). 
E = eλ σ T4 (W/m2) 
E = densidade de fluxo de energia; 
eλ = emissividade do corpo; 
σ = constante de Stefan-Boltzman 5,67 10-8 W/m2 K4 ou 0,827 10-10 cal/cm2 K4; 
Para a maioria dos objetos o poder emissivo varia entre 0,95 e 1,0. Para fins agrometeorógicos 
adota-se eλ = 1. Dessa forma, um corpo se aquece e se resfria, numa razão proporcional a quarta 
potência da sua própria temperatura e a quarta potência da temperatura do ambiente que o rodeia. 
 
LEI DE LAMBERT: a energia recebida por uma superfície, varia conforme o ângulo de incidência da 
radiação com a componente normal. A irradiância sobre a superfície considerada, será o produto da 
irradiância na superfície normal aos raios pelo co-seno do ângulo de incidência, ou seja I = Io cos z: 
I é a irradiância incidente sobre uma superfície; 
Io é a irradiância normal incidente sobre essa superfície e z é o ângulo de incidência; 
 
Radiância: Representa a intensidade de radiação ou seja, é a quantidade de energia radiante por 
unidade de área, exemplo: 1J/m2 =2,39 10-5 cal/cm2 
A Figura a seguir, apresenta os comprimentos de onda conhecidos: 
 
 
Figura 1. Espectro eletromagnético das radiações, organizadas de acordo com o comprimentode onda. 
 
 
 3 
 
 
 
3-RADIAÇÃO SOLAR: 
Os comprimentos de onda aproximados emitidos pelo sol são: ultravioleta no intervalo de 0,22-0,4 
μm; visível 0,41 a 0,7 μm; infravermelho acima de 0,7 μm (infravermelho próximo: 0,77 μm – 2,5 μm; 
infravermelho distante: 2,5μm – 10,0 μm). Podemos considerar que cerca de 99% dos comprimentos 
de onda da radiação solar, situam-se no intervalo de 0,22μm a 3μm ou 220nm a 3.000 nm, razão pela 
qual é denominada radiação de onda curta, conforme a Figura 2. 
A Figura 2 a seguir mostra o espectro da radiação solar que atinge a superfície da Terra para o caso 
do Sol no zênite (curva inferior), juntamente com o espectro da radiação solar incidente no topo da 
atmosfera (curva superior). A área entre as duas curvas representa a diminuição da radiação devido: 
a) retroespalhamento e absorção por nuvens e aerossóis e retroespalhamento por moléculas do ar 
(área não sombreada) e b) absorção por moléculas do ar (área sombreada). 
As unidades mais utilizadas para a quantificação dos comprimentos de onda são o micrometro (μm), 
o milímetro (mm), o Ǻngstron (Ǻ) e o nanômetro (nm), as quais, apresentam a seguinte condição de 
equivalência: 
1 μm= 10-3 mm =10-6 m= 104 Ǻ = 103 nm; 1 nm = 10-9 m 
 
 
Figura 2- Espectro da radiação solar na parte externa da atmosfera (curva superior) e ao nível médio 
dos mares (curva inferior). 
 
 
 
 
 
 
 4 
Tabela 1-Interação da radiação solar nas florestas/plantas 
 
Comprimento de Onda 
(λm) 
Ação 
0,280-0,315 U.V.: Mata rapidamente a planta 
0,316-0,400 U.V.: É prejudicial a maioria das plantas 
0,401-0,510 Azul-Violeta: Região espectral fortemente absorvida pela clorofila, possui 
grande atividade fotossintética 
0,511-0,610 Verde: Baixo efeito fotossintético, mas com ação no desenvolvimento 
vegetativo 
0,611-0,720, Região espectral fortemente absorvida pela clorofila, possui grande 
atividade fotossintética 
0,720-1,00 Exerce efeito sobre o crescimento das plantas e germinação de 
sementes. 
>1,00 Não causam danos as plantas, são aproveitadas na forma de calor. 
 
 
4.ESTAÇÕES DO ANO 
A Terra sempre gira inclinada com ângulo máximo de 23º 27´ entre o plano do equador e o plano da 
elipse. As posições do sol nas quais a sua declinação é igual aos valores extremos (δ =23º 27´) são 
denominadas de solstícios. As posições de declinação nula são denominadas de equinócios, ou seja, 
quandoo sol, em seu movimento aparente, posiciona-se sobre o plano do equador terrestre (δ = 0º). 
Isto ocorre duas vezes durante o ano (21/03 e 23/09). Cada solstício ou equinócio define o início de 
uma estação do ano. 
As posições dos trópicos de Câncer e de Capricórnio foram definidas em função da declinação solar 
de valores extremos (23º 27´N e 23º 27´S), respectivamente. Em nenhum dia do ano, nas latitudes 
superiores a 23º 27´, o sol culmina zenitalmente. 
Tabela 2-Estações do ano de 2012 
 _________________________________________________________________________________ 
 
 data 
declinação Hemisfério sul Hemisfério norte 
21/12 – solstício -23º 27´ Início do verão Início do inverno 
 
20/03 – equinócio 0º Início do outono Início da primavera 
20/06 – solstício +23º 27’ Início do inverno Início do verão 
22/09 - equinócio 0º Início da primavera Início do outono 
21/12 – solstício 
 
-23º 27´ Início do verão Início do inverno 
 
 
 5 
 
5-PROCESSOS DE ATENUAÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR 
DIFUSÃO: Ocorre sobre os gases, pequenas partículas da atmosfera (aerossóis), poeiras e 
moléculas de água. A eficiência desse processo é inversamente proporcional à quarta potência do 
comprimento de onda: 
Edif = 1/λ4 
Onde: 
 λ = comprimento de onda (nm), 
Assim a cor azul (λ = 425-490nm) apresenta uma maior eficiência de difusão, predominando 
na atmosfera. 
. 
ABSORÇÃO: através da absorção, a radiação é convertida em calor. Quando uma molécula de gás 
absorve radiação esta energia é transformada em movimento molecular interno, detectável como 
aumento de temperatura. Portanto, são os gases que são bons absorvedores da radiação disponível 
que tem papel preponderante no aquecimento da atmosfera. 
 
Figura 3- Absortividade de alguns gases da atmosfera e da atmosfera como um todo. 
Alguns constituintes atmosféricos absorvem certos comprimentos de onda: 
O Nitrogênio, o mais abundante constituinte da atmosfera é um fraco absorvedor da radiação solar 
incidente, que se concentra principalmente nos comprimentos de onda entre 0,2 μm e 2 μm. 
A fotodissociação do oxigênio: 
 
absorve toda radiação solar ultravioleta para 0,1 μm< λ<0,2 μm. O oxigênio atômico assim obtido é 
altamente reativo, sendo de particular importância a reação: 
 
 
 
 
 
 6 
 
 
A radiação ultravioleta para 0,2 μm< λ< 0,3 μm é absorvida na reação de fotodissociação do ozônio 
na estratosfera: 
 
O átomo de oxigênio combina rapidamente com para formar outra molécula de , sem 
mudança na estrutura química, mas somente absorção de radiação e resultante entrada de calor e 
aumento de temperatura na estratosfera. 
 
O ozônio (O3) também possui fracas bandas de absorção na região do infravermelho. O total médio 
de absorção pelo ozônio é de aproximadamente 2%. O percentual médio de O3 na atmosfera é de 
0,001%. 
 
Vapor d'água: É o mais importante, apesar da baixa proporção na atmosfera (<4%). A absorção 
ocorre na troposfera na região do infravermelho, principalmente para comprimentos de onda 
superiores a 800nm (λ0,8μm). O total médio de absorção é de 13%. Esta parte da absorção 
apresenta grande variabilidade devido à distribuição do vapor d'água. 
 
Dióxido de carbono (CO2): Absorve principalmente na região do infravermelho, com janelas de 
absorção de 2 a 15μm. Como nesta região a intensidade do espectro da radiação solar é muito 
pequena, sua absorção é desprezível. A proporção de CO2 na atmosfera é de 0,033%. 
 
Gases permanentes e poeiras: A absorção é quase sempre desprezível, mas nas regiões de alta 
poluição industrial pode assumir valores significativos de até 30%. 
 
Nuvens: O processo de absorção também ocorre nas nuvens, com percentual máximo de absorção 
em torno de 7%. 
 
REFLEXÃO: Ocorre nas nuvens, dependendo da espessura, estrutura e constituição da mesma. 
Observa-se ainda a reflexão na superfície terrestre (Oceanos, mares, neve, florestas, culturas...) 
 
Densidade de fluxo de radiação: representa a quantidade de energia radiante que passa através de 
um certo plano na unidade de tempo e de área, compreendendo as radiações vindas de todas as 
direções. 
Se 1W = 1 J/s então 1 W/m2 = 1 J/m2 s 
Irradiância: é a densidade de fluxo de radiação incidente sobre uma superfície 
 
 
6-ESTIMATIVA DO SALDO DE RADIAÇÃO SOLAR (Rn) 
O Rn representa a principal fonte de energia utilizada nos diversos processos físico-químicos que 
ocorrem na superfície terrestre, tais como: evapotranspiração (LE), fluxo de calor no solo (G), fluxo de 
calor sensível ou aquecimento do ar (H), energia usada nos processos fotossintéticos (P) e a energia 
armazenada na biomassa (S), ou seja, o balanço de energia de uma cultura agrícola pode ser 
expresso por: Rn = LE + G + H + P + S. 
Na agricultura/floresta, a maior parte da energia líquida disponível é destinada para o fluxo de calor 
latente (evapotranspiração), enquanto uma pequena parte vai para o fluxo de calor sensível 
(aquecimento do ar). O fluxo de calor do solo na floresta é função da temperatura do ar, enquanto na 
 
 7 
pastagem depende da radiação incidente e da temperatura do ar, sendo que no solo da floresta 
incide apenas cerca de 1,0-5,0% da radiação solar global incidente no topo da floresta. 
 
SALDO DE RADIAÇÃO SOLAR (Rn) = (BOC) + (BOL) 
 
(BOC)=BALANÇO DE RADIAÇÃO DE ONDAS CURTAS 
(BOL)= BALANÇO DE RADIAÇÃO DE ONDAS LONGAS 
 
BALANÇO DE RADIAÇÃO DE ONDAS CURTAS (BOC) 
 
Inicialmente temos que estimar a Radiação solar global (Qg): Que representa o total de energia solar 
que atinge a superfície terrestre, após os processos de interação com a atmosfera. A Qg é composta 
pela radiação difusa (Qdif) que interagiu com a atmosfera (atenuação) através da difusão; absorção; 
reflexão; e pela radiação solar direta (Qdir), que não interagiu com a atmosfera, ou seja: 
 
Qg = Qdif + Qdir 
 
Quando o céu está sem nuvens a proporção de radiação difusa que atinge a superfície é muito 
pequena. Quando o céu está totalmente incoberto, toda a radiação que chega à superfície é difusa. 
 
ESTIMATIVA DA RADIAÇÃO SOLAR GLOBAL (Qg): Dentre as diversas expressões apresentadas na 
literatura para a estimativa de Qg na superfície terrestre, a de uso mais difundido é aquela proposta 
por Angström-Prescott: 
Qg = Q0 [ a + b (n/N)] 
 
Onde: 
Q0 = Radiação solar incidente na parte externa da atmosfera ou recebida pela superfície da 
Terra, supondo a ausência da atmosfera (cal/cm2 . dia) 
a = 0,29 cos Φ (Latitude da localidade) e b = 0,52 
n = duração de brilho solar observado (h); 
 N = duração máxima da insolação diária (h). 
 
Uma vez obtida Qg, o BOC pode ser estimado conhecendo-se o albedo da superfície em questão, 
conforme a equação: 
BOC = Qg - Qg.α = Qg (1 - α) (cal/cm2 . dia) 
 
A razão entre a radiação solar refletida (Rr) e a incidente sobre uma superfície qualquer é 
representada pelo albedo ou coeficiente de reflexão (α). 
 α= Rr/ Qg 
 
Nas superfícies vegetadas, o albedo varia em função da espécie cultivada, do ângulo de incidência 
dos raios solares (época do ano e hora do dia), do percentual de cobertura do solo pela vegetação, 
condições de umidade do solo e do tipo e da quantidade de radiação. Outros fatores intrínsecos à 
vegetação, também produzem alterações no albedo destas superfícies, a citar, coloração, 
arquitetura e adensamento das plantas, além dos arranjos foliares característicos de cada espécie 
vegetal.As superfícies vegetadas exibem coeficientes de reflexão diferentes de acordo com o 
desenvolvimento da espécie. No início do ciclo ele é determinado, principalmente, pelas 
características óticas das partículas do solo, estrutura da superfície e conteúdo de umidade do solo, e 
no final do ciclo pelas condições físicas das folhas e pela estrutura do cultivo. A refletividade de uma 
cultura depende da sua cor, densidade de copa, da disposição das folhas e do ângulo de incidência 
da radiação solar. Alguns valores de albedo encontram-se a seguir: 
 
 
 
 8 
Tabela 3-Albedo para diferentes superfícies/florestas. 
Superfícies Albedo 
Água 0,05 
Solo claro de deserto 0,27 
Solo escuro 0,10 
Neve recém-precipitada 0,82 
Florestas 
Pinus 0,09 
Floresta Amazônica (Ji-Paraná-RO) 0,13 
Pastagem (Ji-Paraná-RO) 0,19 
 
BALANÇO DE RADIAÇÃO DE ONDAS LONGAS (BOL) 
O balanço de radiação de ondas longas é obtido pela diferença entre a contra-radiação atmosférica 
(Ra) e a radiação emitida pela Terra (Rt) ou BOL = (Ra)-(Rt). Ra é um fluxo de radiação de origem 
atmosférica, de sentido oposto e na mesma faixa de comprimento de onda da Rt, sendo função da 
temperatura do ar e da quantidade de vapor d'água no ar. A segunda depende temperatura do solo e 
da sua emissividade. O BOL é estimado conforme a equação a seguir; 
 
BOL = 1440 σ T4 (0,09 √e - 0,56) [0,1 + 0,9 (n/N)] 
BOL = Balanço diário de ondas longas (cal/cm2 . dia) 
σ = Constante de Stefan-Boltzmann, sendo igual a 4,903 . 10-9 MJ . m-2 . dia-1.K-4 
T = temperatura média diária do ar ao nível do abrigo meteorológico (K) 
1.440 σ T4 = Radiação terrestre, conforme a tabela 3(cal/cm2 . dia) 
e = pressão de vapor d'água (mmHg). 
n = duração de brilho solar observado (h). 
N = duração máxima da insolação diária (h). 
 
Tabela 4 - (1.440 σ T4) Emissão diária de radiação terrestre de acordo com temperatura do ar (cal/cm2 dia). 
 
Temperatura 
(oC) 
 
0,0 
 
0,2 
 
0,4 
 
0,6 
 
0,8 
20 869 872 874 877 879 
21 881 884 886 889 891 
22 893 896 898 901 903 
23 906 908 911 913 915 
24 918 920 923 925 928 
25 930 933 935 938 940 
26 943 945 948 950 953 
27 955 958 961 963 966 
28 968 971 973 976 979 
29 981 984 986 989 992 
30 994 997 999 1002 1005 
31 1007 1010 1013 1015 1018 
32 1021 1023 1026 1029 1031 
33 1034 1037 1040 1042 1045 
34 1048 1050 1053 1056 1059 
35 1061 1064 1067 1070 1073 
36 1075 1078 1081 1084 1087 
37 1089 1092 1095 1098 1101 
38 1103 1106 1109 1112 1115 
39 1118 1121 1123 1126 1129 
40 1132 1135 1138 1141 1144 
 
 9 
 
 Assim, a equação abaixo, expressa o saldo de radiação: 
 Rn = Qg (1 - α) + 1440 σ T4 (0,09 √e - 0,56) (0,1 + 0,9 (n/N)) 
7-INSTRUMENTAL METEOROLÓGICO 
Solarimetria e Instrumentos de Medição 
A medição da radiação solar, tanto a componente direta como a componente difusa na superfície 
terrestre é de maior importância para o estudos das influências das condições climáticas e 
atmosféricas. Com um histórico dessas medidas, pode-se viabilizar instalações de sistemas térmicos 
e fotovoltaicos em uma determinada região garantindo o máximo aproveitamento ao longo do ano 
onde, as variações da intensidade da radiação solar sofrem significativas alterações. 
Piranômetros 
Os piranômetros medem a radiação global. Este instrumento caracteriza-se pelo uso de uma 
termopilha que mede a diferença de temperatura entre duas superfícies, uma pintada de preto e outra 
pintada de branco igualmente iluminadas. A expansão sofrida pelas superfícies provoca um 
diferencial de potencial que, ao ser medida, mostra o valor instantâneo da energia solar. 
Um outro modelo bem interessante de piranômetro é aquele que utiliza uma célula fotovoltaica de 
silício monocristalino para coletar medidas solarimétrias. Estes piranômetro é largamente utilizados 
pois apresentam custos bem menores do que os equipamentos tradicionais. 
Existem vários modelos de piranômetros de primeira (2% de precisão) e também de segunda classe 
(5% de precisão). Existem vários modelos de diversos fabricantes entre eles podemos citar: Eppley 8-
48 (USA), Cimel CE-180 (França), Schenk (Áustria), M-80M (Russia), Zonen CM5 e CM10 (Holanda). 
 
Figura 4 - Piranômetro de Segunda Classe 
 
Figura 5 - Secção transversal de um piranômetro 
 
 10 
Pireliômetros 
Os pireliômetros são instrumentos que medem a radiação direta. Ele se caracteriza por apresentar 
uma pequena abertura de forma a "visualizar" apenas o disco solar e a região vizinha denominada 
circunsolar. O instrumento segue o movimento solar onde é constantemente ajustado para focalizar 
melhor a região do sensor. 
Muitos dos pireliômetros hoje são autocalibráveis apresentando precisão na faixa de .5% quando 
adequadamente utilizados para medições. 
 
 
 
 
Figura 6 - Pireliômetros de Incidência Normal 
 
Figura 7 - Pireliômetros de Cavidade Absoluta 
Heliógrafo 
Instrumento que registra a duração do brilho solar. A radiação solar é focalizada por uma esfera de 
cristal de 10 cm de diâmetro sobre uma fita que, pela ação da radiação é enegrecida. O cumprimento 
desta fita exposta e carbonizada, devido à radiação solar indica o número de horas e décimos de 
insolação. 
 
Figura 8 - Heliógrafo Capbell-Stokes 
 
 11 
Actinógrafo 
Instrumento usado para medir a radiação global. Este instrumento é composto de sensores 
baseados na expansão diferencial de um par bimetálico. Os sensores são conectados a uma pena 
que, quando de sua expansão, registram o valor instantâneo da radiação solar. Sua precisão 
encontra-se na faixa de 15 a 20% e é considerado um instumento de terceira classe. 
 
Energia Solar Fotovoltaica 
A conversão de energia solar em energia elétrica foi verificado pela primeira vez por Edmond 
Becquerel, em 1839 onde constatou uma diferença de potencial nos extremos de uma estrutura de 
material semicondutor quando exposto a luz. Em 1876 foi montado o primeiro aparato fotovoltaico 
resultado de estudos das estruturas no estado sólido, e apenas em 1956 iniciou-se a produção 
industrial seguindo o desenvolvimento da microeletrônica. 
Neste ano a utilização de fotocélulas foi de papel decisivo para os programas espaciais. Com este 
impulso, houve um avanço significativo na tecnologia fotovoltaica onde aprimorou pira-se o processo 
de fabricação, a eficiência das células e seu peso. Com a crise mundial de energia de 1973/74, a 
preocupação em estudar novas formas de produção de energia fez com que a utilização de células 
fotovoltaicas não se restringisse somente para programas espacias mas que fosse intensamente 
estudados e utilizados no meio terrestre para suprir o fornecimento de energia. 
Um dos fatores que impossibilitava a utilização da energia solar fotovoltaica em larga escala era o 
alto custo das células fotovoltaicas. As primeiras células foram produzidas com o custo de US$600/W 
para o programa espacial. Com a ampliação dos mercados e várias empresas voltadas para a 
produção de células fotovoltaicas, o preço tem reduzido ao longo dos anos podendo ser encontrado 
hoje, para grandes escalas, o custo médio de US$ 8,00/W. 
Atualmente, os sistemas fotovoltaicos vêm sendo utilizados em instalações remotas possiblitando 
vários projetos sociais, agropastoris, de irrigação e comunicações. As facilidades de um sistemas 
fotovoltaico tais como: modularidade, baixos custos de manutenção e vida útil longa, fazem com que 
sejam de grande importância para instalações em lugares desprovidos da rede elétrica. 
7-BIBLIOGRAFIA 
 MOTA, F.S. Meteorologia agrícola. Rio de Janeiro, Nobel, 1976. 475p.OMETTO, J.C. Bioclimatologia vegetal. São Paulo, Ed. Agronômica Ceres Ltda.1981. 425P. 
 TUBELIS, A., NASCIMENTO, F.J.L. Meteorologia descritiva: Fundamentos e aplicações 
brasileiras. São Paulo, Nobel, 1980. 374p. 
 VIANELLO, R L., ALVES, A. R. Meteorologia básica e aplicações. Viçosa, Imprensa 
Universitária, Universidade Federal de Viçosa, 1991. 449p. 
VIEIRA, L. Meteorologia e Climatologia Agrícola. Notas de aula: Universidade Estadual de Maringá, 
Cidade Gaúcha, 2009, p.1-8. 
 WALTER, H. Vegetação e zonas climáticas. São Paulo, Ed., Pedagógica e Universitária Ltda. 1986. 
325p.