Apostila Meteorologia e Climatologia

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Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 1
II –– IIMMPPOORRTTÂÂNNCCIIAA EE GGEENNEERRAALLIIDDAADDEESS 
 
 
 
 
11.. IINNTTRROODDUUÇÇÃÃOO 
 
As funções fisiológicas no sistema Ter-
ra-atmosfera são influenciadas pelo clima e pro-
cessos meteorológicos (tempo). A agricultura é 
uma atividade econômica dependente do meio 
físico (solo e clima), que apresenta distintas 
aptidões para produzir diferentes culturas ou 
cultivares em vários níveis de rendimento. 
O clima determina a aptidão agrícola da 
região pois influi no �crescimento e desenvolvi-
mento das plantas. 
Alguns anos atrás pouca ênfase era dada 
ao clima no planejamento de técnicas agrícolas 
que se tornavam inadequadas prejudicando o 
meio ambiente devido só considerar as relações 
solo-planta. 
Atualmente, sabe-se que as relações 
clima-planta têm grande influência na produção 
vegetal, o que evidência a necessidade de ajustar 
as práticas agrícolas às condições de clima lo-
cais. Assim, podemos equacionar a produção ve-
getal em função dos principais fatores, tais como: 
 
Produção vegetal = f (planta (genética); solo; 
 tecnologia; clima) 
 
O homem (agrônomo ou agricultor) pode 
interferir em larga escala em alguns destes 
fatores: 
* Planta: com a seleção de cultivares, 
melhoramento vegetal, engenharia genética; 
transgênicos, etc. 
* Solo: mediante aração, calagem, 
adubação, práticas conservacionistas, etc. 
* Tecnologia: adoção de práticas 
culturais, manejo racional, plantio direto, agricul-
tura de precisão, etc. 
* Clima: podemos interferir só em pequena 
escala e com custo relativamente alto (muitas 
vezes impraticável) com estufas, irrigação, quebra 
ventos, combate a geadas, cobertura solo, etc. 
Destarte, o aumento desordenado da 
população mundial torna-se necessário um 
aumento da produção de alimentos na mesma 
velocidade, o que pode ser obtido com a 
minimização de perdas (adversidades) e o 
aumento da produtividade das culturas 
exploradas (adaptabilidade). 
Atualmente busca-se a intensificação 
dos estudos agro-climáticos visando o aumen-
to da produção mediante um plano racional de 
exploração agrícola associado à adaptabilidade 
dos cultivos (maior produtividade). 
Não obstante, a crescente necessidade do 
homem em bem utilizar, controlar e preservar os 
recursos naturais e principalmente os recursos 
hídricos (cada vez mais escassos), tornou a 
Meteorologia uma ciência cujo conhecimento e 
aplicação são necessário em detalhe e 
profundidade crescentes. 
O Clima: afeta quase todas as fases das 
atividades agrícolas, desde a seleção de regiões 
ou lugares para a implantação de culturas e 
experimentos agrícolas até o planejamento a 
longo ou em curto prazo das atividades agrícolas 
(cultivo, transporte, armazenamento...). 
Assim podemos destacar o uso das infor-
mações do tempo e do clima em: 
* Zoneamento agro-climático: Estudos de 
aptidões agro-climáticas e seleção de cultivares; 
* Necessidade de irrigação (Planejamento 
e manejo da irrigação); 
* Épocas de semeadura e transplante; 
* Previsões de safras (desenvolvimento de 
modelos e simulação); 
* Controle de adversidades climáticas 
(seca, geada, granizo,...); 
* Conservação da água e do solo 
(Recursos naturais); 
* Épocas de aplicação de fertilizantes e 
defensivos agrícolas; 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 2
* Previsão e prevenção contra ataque de 
pragas e doenças; 
* Dimensionamento de obras e projetos 
agrícolas; 
* Condicionamento do ambiente interno 
das construções rurais (Ambiência); 
* Serviços de vigilância para segurança 
pública, 
* Subsídios para as tomadas de decisões 
e planejamento de operações agrícolas 
As variações no clima condicionam o 
nível de prejuízos na produção agrícola 
(determinando o sucesso ou fracasso desta 
atividade econômica). 
É difícil saber a magnitude das perdas 
agrícolas, ocasionadas pelo fator clima, e que 
poderiam ser evitadas por meio dos serviços 
meteorológicos. Estima-se que o incremento dos 
benefícios seria da ordem de 15 a 30% com a boa 
utilização das informações e previsões dos 
serviços de meteorologia. 
Estratégias gerais e preventivas para 
minimizar os prejuízos agrícolas com Adversida-
des Climáticas: geadas, granizo, secas, tempes-
tades... são: 
* Escolha de culturas e cultivares (com 
base no zoneamento agro-climático e ensaios); 
* Diversificação de cultivos (com base 
no zoneamento agro-climático e ensaios); 
* Época de semeadura adequada (com 
base no zoneamento e ensaios); 
* Escalonamento da semeadura e 
colheita (Graus-dia); 
* Manejo racional e tecnologias 
adequadas (assistência técnica). 
Estima-se que a humanidade está usando 
20% mais recursos naturais do que o planeta é 
capaz de repor. Neste ritmo de crescimento 
populacional, desenvolvimento tecnológico e 
econômico em 2050 a humanidade estará 
consumindo o dobro da capacidade biológica da 
Terra, ou seja, seriam necessários dois planetas 
para suprir de maneira sustentável a demanda de 
recursos naturais. (Fonte: Relatório Planeta Vivo 
2002 – Fundo Mundial da Natureza). 
 
22.. DDEEFFIINNIIÇÇÕÕEESS BBÁÁSSIICCAASS 
 
* Tempo: é o estado atual da atmosfera 
em dado momento e local, sendo caracterizado 
pelas condições de temperatura, pressão, concen-
tração de vapor, velocidade e direção do vento e 
precipitação. 
* Clima: É o estado médio da atmosfera 
(Definição incompleta, devido às variações cíclicas 
do clima). 
É a sequência e a variação habitual dos 
tipos de tempo em dado local no curso do ano. 
* Meteoros: são os processos físicos da 
atmosfera que condicionam o tempo: temperatura, 
precipitação, umidade, pressão, etc. 
* Meteorologia: ramo da física que estu-
da os fenômenos atmosféricos. (meteoros). Seu 
campo de atuação abrange o estudo das 
condições atmosféricas em dado instante (o 
“Tempo”), dos movimentos atmosféricos e as 
forças que os originam (dinâmica da atmosfera), 
condições médias e das flutuações temporais da 
atmosfera em um local (clima), entre outros. 
* Agrometeorologia ou Meteorologia 
Agrícola: ocupa-se com o estudo dos processos 
na atmosfera que produzem o tempo e suas 
relações coma produção agrícola. 
Objetiva melhorar a produtividade ou 
aumentar a produção agrícola pela previsão mais 
precisa e pelo controle do meio atmosférico. Tem 
sua principal aplicação no planejamento e na to-
mada de decisões numa propriedade agrícola, se-
ja na produção animal ou vegetal, sendo uma fer-
ramenta indispensável ao engenheiro agrônomo. 
* Fatores Meteorológicos: são os agen-
tes que condicionam os fenômenos atmosféri-
cos (meteoros), tais como: altitude, latitude, 
relevo, continentalidade, circulação atmosférica, 
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correntes marítimas, etc. 
* Elementos Meteorológicos: são os 
parâmetros que definem e quantificam os 
meteoros, suas propriedades e características 
especiais, tais como: temperatura do ar, umidade 
relativa do ar, evapotranspiração potencial, 
velocidade do vento, etc. 
 
 
33.. DDIIVVIISSÃÃOO DDAA MMEETTEEOORROOLLOOGGIIAA 
 
Didaticamente pode-se dividir a meteoro-
logia como a seguir: 
a) Meteorologia Física: Estuda os pro-
cessos físicos que ocorrem na atmosfera (Radia-
ção, temperatura, precipitação, geadas, evapora-
ção, evapotranspiração, etc.), ou seja, as explica-
ções físicas (leis fundamentais) envolvidas nos 
meteoros. 
b) Meteorologia Dinâmica: Estuda as 
forças e energias que originam e mantém os 
movimentos atmosféricos e as alterações que 
estes causam. 
c) Meteorologia Sinótica: Estuda os 
fenômenose processos atmosféricos a partir de 
observações simultâneas em uma região, com a 
finalidade de previsão do tempo. 
d) Climatologia: Estuda estatisticamente 
os parâmetros meteorológicos e suas inter-rela-
ções, através de seus valores médios, freqüên-
cias, variações e distribuição geográfica. 
e) Aerologia: estuda as condições mete-
orológicas em altitude na atm, mediante obser-
vações feitas por balões, foguetes e satélites. 
f) Meteorologia Aeronáutica: aplica os 
princípios meteorológicos à navegação aérea. 
g) Meteorologia Marítima: aplica os prin-
cípios meteorológicos à navegação marítima e 
fluvial. 
h) Meteorologia Agrícola ou Agrometeo-
rologia: estuda o efeito dos fenômenos meteo-
rológicos nas atividades agrícolas. 
i) Biometeorologia: estuda a ação dos 
fenômenos meteorológicos sobre os animais. 
j) Hidrologia: aplica os conhecimentos 
dos fenômenos meteorológicos no estudo do ciclo 
da água na atmosfera e aproveitamento 
racional dos recursos hídricos. 
 
 
44.. EESSTTRRUUTTUURRAA MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAA 
 
 
Os modelos matemáticos usados para a 
previsão e caracterização do clima foram 
deduzidos a partir do monitoramento das 
variações das condições do tempo e explorações 
das variáveis meteorológicas na atmosfera. Para 
atingir tais propósitos é necessário dispor de uma 
vasta e estratégica Rede de Postos 
Meteorológicos. Esta rede á composta por 
Postos de observações de superfície e de altitude 
que fazem a exploração da atmosfera com 
equipamentos, instrumentos e observações 
visuais. 
As informações obtidas são repassadas 
para os Centros Coletores que os organizam, 
arquivam, colecionam, analisam e difundem (por 
meios de comunicação diversos: publicações 
técnicas, científicas e de divulgação) atividades 
que são coordenadas pelos Serviços Nacionais 
de Meteorologia. 
Quanto à hierarquia das instituições 
meteorológicas temos: 
Em escala Nacional: os Ministérios da 
Agricultura (INMET), da Ciência e Tecnologia 
(INPE), da Marinha e Aeronáutica (SIRAM, etc), 
são as estâncias federais máximas responsáveis 
pelos estudos meteorológicos. 
Em escala Internacional: a Organização 
Meteorológica Mundial (OMM ou WMO) é 
responsável pelas atividades meteorológicas no 
Mundo, sendo o INMET o coordenador e 
representante oficial do Brasil e América do Sul 
mediante esta organização. 
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Em escala Regional as Secretarias 
Estaduais (Secretaria da agricultura), as 
Autarquias (exemplo IRGA, IAPAR e IAC), os 
Institutos de ensino e pesquisa (Universidades) 
e as Empresas mistas e privadas (EPAGRI e 
Cooperativas) são responsáveis pelos serviços de 
meteorologia. 
 
 
44..11.. OORRGGAANNIIZZAAÇÇÃÃOO MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAA MMUUNNDDIIAALL 
((OOMMMM oouu WWMMOO)) 
 
O clima não respeita �fronteiras e isto �fez 
as nações desenvolver atividades em conjunto 
com objetivos econômicos e de segurança. A 
OMM foi fundada em 1947 para a resolução e 
auxílio dos problemas comuns às nações 
relacionados ao clima e suas adversidades, e 
apresenta as seguintes finalidades básicas: 
a) Facilitar a cooperação internacional 
na função de uma rede e central meteorológica, 
objetivando as observações do tempo e 
fornecimento de dados coletados. 
b) Promover a comunicação imediata 
das informações meteorológicas entre as nações. 
c) Promover a padronização das 
observações meteorológicas e uma publicação 
uniforme. 
d) Favorecer a aplicação da 
meteorologia nos campos da navegação aérea, 
marítima, agricultura e demais atividades 
humanas. 
e) Incentivar a pesquisa e o treinamento 
meteorológico. 
 
44..22.. SSIISSTTEEMMAA GGLLOOBBAALL DDEE TTEELLEECCOOMMUUNNIICCAAÇÇÕÕEESS 
MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAASS 
 
Integra o programa de Vigilância Mundial 
e é formado por um "Circuito Tronco Principal” 
(Figura 1) que interliga os Centros Meteoroló-
gicos Mundiais em Washington, Moscou e 
Melbourne. 
Figura 1.1. Fluxo das informações meteorológicas 
no mundo. 
 
 
44..33.. EESSTTRRUUTTUURRAA MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAA NNOO BBRRAASSIILL 
 
O INMET é responsável pela: coordena-
ção, observação, coleta, organização e análise 
dos registros das variáveis meteorológicas; 
Manter a rede nacional de estações meteorológi-
cas; Desenvolver estudos e pesquisas na área 
da meteorologia básica e aplicada; Análise e pré-
visão do de tempo de todo o território nacional. 
Em escala internacional é o responsável 
pela coleta, organização e difusão das obser-
vações meteorológicas da América do Sul. 
Para estes propósitos a estrutura do 
INMET é composta por 1 Órgão Central (com 
sede em Brasília) e 10 Órgãos Regionais ou 
Distritos de Meteorologia (DISME). 
OBS. Santa Catarina e Rio Grande do Sul fazem 
parte do 8o DISME (com sede em Porto Alegre). 
 
44..44.. RREEDDEE NNAACCIIOONNAALL DDEE TTEELLEECCOOMMUUNNIICCAA--
ÇÇÃÃOO MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAA 
 
É composta por 1 Centro de Telecomuni-
cação (com sede em Brasília), 5 Centros Coletores 
(Belém, Recife, Cuiabá, Rio de janeiro, Porto 
Alegre), 9 Sub-centros coletores (Rio Branco, 
Manaus, Floriano, Fortaleza, Salvador, Belo 
Horizonte, São Paulo, Curitiba e Florianópolis) e 
aproximadamente 400 Estações Terminais (Esta-
ções Climatológicas principais e ordinárias) que 
fazem o monitoramento do tempo. 
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O trajeto das informações meteoroló-
gicas pode ser resumido no esquema abaixo. 
Figura 1.2. Trajeto das informações meteoroló-
gicas no Brasil e América do Sul. 
 
 
 
 
44..55.. RREEDDEE DDEE EESSTTAAÇÇÕÕEESS MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAASS NNOO 
BBRRAASSIILL 
 
A maior rede de estações meteorológicas 
no Brasil é a do INMET (Tabela 1), sendo que as 
outras redes: Aeronáutica, Marinha, Empresas 
Estatais e Privadas, atuam isoladamente ou no 
sistema de cooperação com o INMET. 
 
Tabela 1. Rede de estações meteorológicas do 
INMET (1995). 
 
Tipo de Estação Quantidade 
Estação Climatológica Principal 400 
Estação Climatológica Ordinária 374 
Estação de Radiossondagem 18 
Estação Rastreadora de Satélite 4 
Estação de Radar Meteorológico 1 
 
 
 
55.. EESSTTAAÇÇÕÕEESS MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAASS 
 
Estação ou Posto Meteorológico é o 
local onde são coletadas as informações que 
descrevem de maneira sucinta as condições 
meteorológicas (tempo) existentes no momento da 
observação na superfície ou explorando a 
atmosfera em altitude. 
Para isso os aparelhos são instalados 
em locais apropriados, de acordo com as 
variáveis meteorológicas que vão medir. Como 
exemplos temos, ao ar livre o Actinógrafo para 
medir a radiação global, o Tanque Classe A para 
medir a evaporação, o pluviômetro para medir a 
precipitação, etc. No abrigo meteorológico temos 
os Termômetros para medir a temperatura do ar, o 
Higrômetro para medir a umidade do ar, o 
Psicrômetro para quantificar a depressão 
psicrométrica, etc. Dentro do Escritório temos o 
Barômetro e o Barógrafo para medir e registrar a 
pressão barométrica ou atmosférica. 
Algumas recomendações para a escolha 
do local Estação Meteorológica são: 
* Deve ser um local bem exposto aos ventos mais 
freqüentes da região; 
* Apresentar largos horizontes, principal-mente 
nos quadrantes leste e oeste; 
* Local onde não haja interferências (no mínimo 15 
a 20 anos), ou seja, mais afastado possível de 
obstáculos (construções, muros e grandes 
árvores); 
* Deve ter o solo gramado, evitar solo granítico, ou 
de cascalho; 
* Deve ser afastado de praias (quando Estações 
em cidades litorâneas); 
* Local de fácil acesso e em elevação 
representativa da região; 
* Com disponibilidade deágua e energia elétrica; 
* Sua porta de acesso deve estar voltada para o 
quadrante sul (no Hemisfério sul); 
* Deve-se conhecer as Coordenadas Geográficas 
do local para sua localização e identificação. 
 
 
55..11.. EESSTTAAÇÇÃÃOO CCLLIIMMAATTOOLLÓÓGGIICCAA PPRRIINNCCIIPPAALL 
 
São estações de superfície, destinadas a 
avaliar e observar as condições de tempo 
passado, presente e da sua evolução no local da 
estação, através de observações visuais e 
instrumentais. São constituídas por: área 
instrumental e escritório. 
A área instrumental pode apresentar a 
forma: Retangular ou Octogonal 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 6
Figura 1.3. Formatos usuais de área instrumental 
em estações meteorológicas: a) Retangular 
b) Octogonal. 
 
Uma Estação Principal Completa contém 
os seguintes equipamentos: 
1. Heliógrafo: luminosidade (comprimento do dia) 
2. Actinógrafo: radiação 
3. Geotermômetros: temperatura do solo 
4. Pluviômetro: chuva (altura) 
5. Pluviógrafo: chuva (altura e duração) 
6. Orvalhógrafo: orvalho 
7. Evapotranspirômetro: evapotranspiração po-
tencial (ETP) 
8. Lisímetro: evapotranspiração real (ETr) 
9. Tanque de Evaporação Classe A: evaporação 
10. Cata-vento Tipo Wild: velocidade do vento 
11. Anemômetro: velocidade do vento 
12. Abrigo Meteorológico (modelo padrão) com: 
13. Termógrafo: temperatura do ar 
14. Higrógrafo: umidade relativa do ar 
Termo-higrógrafo: temperatura e umidade relati-
va do ar (em substituição aos dois anteriores) 
15. Termômetro de máxima: temperatura máxima 
do ar 
16. Termômetro de mínima: temperatura mínima 
do ar 
17. Psicrômetro (TBS e TBU): depressão psicro-
métrica (URA indiretamente) 
18. Actimômetro de pichê: evaporação 
19. Escritório contendo: 
20. Barômetro de mercúrio: pressão atmosférica 
21. Barógrafo Aneróide: pressão atmosférica 
22. Anemógrafo Universal: ventos 
23. Aparelhagem de Telecomunicação Meteo-
rológica: Telefone, Radio-transmissor, Internet. 
 
Figura 1.4. Planta baixa e disposição dos 
instrumentos de monitoramento do tempo na 
Estação Agrometeorológica do CAV. 
 
 
55..22.. EESSTTAAÇÇÃÃOO CCLLIIMMAATTOOLLÓÓGGIICCAA OORRDDIINNÁÁRRIIAA 
 
São também estações meteorológicas de 
superfície, para medir condições de tempo 
presente e passado da atmosfera próximo à 
superfície da Terra. São feitas observações visuais 
de diversos fenômenos meteorológicos, tais como: 
cobertura do céu (nebulosidade), descargas 
elétricas, trovoadas, granizo, orvalho, geada, etc. 
Só temperatura e chuva são medidas com 
instrumentos. 
São constituídas de: Área instrumental 
retangular: 3 x 4 m com bordadura de 2 a 4 m. As 
demais características e a escolha do local são 
semelhantes à estação principal. 
O instrumental mínimo consiste de: 
1. Abrigo Termométrico (modelo pequeno) com 
Termômetro de máxima, Termômetro de mínima e 
Psicrômetro (Termômetro de bulbo seco e de 
bulbo úmido); 
2. Pluviômetro. 
 
55..33.. EESSTTAAÇÇÃÃOO MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAA DDEE RRAADDIIOO--
SSOONNDDAAGGEEMM 
 
Usada para medir as propriedades físicas 
da atmosfera em altitude, através de balões 
 
 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 7
sondas munidos de equipamentos para registrar 
as informações (até ±40 km). É feita a deter-
minação dos gradientes verticais de Temperatura, 
Umidade do ar, Pressão atmosférica, Direção e 
velocidade do vento. 
Figura 1.5. Esquema simplificado de Estação 
Meteorológica de Radiossondagem; Foto de um 
balão meteorológico com sonda. 
 
Seu funcionamento pode ser descrito 
sucintamente como segue. A estação rastreadora 
recebe e registra os sinais emitidos pela sonda 
que contém os sensores que estão presos ao 
balão (ou foguete), a partir destes pode-se calcular 
a posição do balão (ou foguete) em momentos 
sucessivos e determinar as variáveis meteoroló-
gicas monitoradas e suas variações em altitude 
(gradientes verticais). 
 
 
55..44.. EESSTTAAÇÇÃÃOO RRAASSTTRREEAADDOORRAA DDEE SSAATTÉÉLLIITTEESS 
MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCOOSS 
 
Destina-se a receber imagens da 
atmosfera de satélites meteorológicos. Atual-
mente são também usados para a coleta e trans-
missão de dados meteorológicos, principal-
mente em regiões inóspitas. As imagens são 
armazenadas no satélite e transmitidas a estação 
rastreadora na terra. As trajetórias dos satélites 
podem ser: Polar, equatorial ou estacionário. 
O Brasil recebe imagens de três satélites 
meteorológicos, o GOES e o METEOSAT (com 
órbita equatorial) e o TIROS-N (com órbita polar), 
dois satélites de sensoriamento remoto, o 
LANDSAT e SPOT (com órbita polar) que enviam 
imagens para sensoriamento remoto e 1 de 
transmissão de dados. 
 Os sistemas de recepção das imagens 
podem ser de duas maneiras: 
* Sistema APT: Estação rastreadora (em 
BAURÚ - SP) estimula a transmissão de 
fotografias, as quais são recebidas por antena de 
rastreamento. O sinal recebido é conduzido a um 
receptor q/ registra em fita magnética e filma os 
sinais recebidos, compondo a fotografia 
transmitida pelo satélite. O filme é revelado e se 
obtém a fotografia da nebulosidade atmosférica. 
Figura 1.6. Sistema APT de recepção e transmis-
são de imagens. 
 
* Sistema ATS: os sinais são enviados do 
satélite a estação de rastreamento do Centro 
Nacional em Virgínia, EUA, que processa as 
fotografias em computador analógico e inclui os 
limites dos continentes, os paralelos e os 
meridianos terrestres, fornecendo as coordenadas 
geográficas da nebulosidade e repassadas via 
satélite p/ outros locais. 
 
Figura 1.7. Sistema ATS de recepção e 
transmissão de imagens e repasse das 
informações para outros locais da Terra. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 8
A responsabilidade destas informações é 
do INPE. Possibilitam previsões seguras com 24 
hs de antecedência. Com o desenvolvimento da 
informática, previsões com até 5 dias de 
antecedência são atualmente obtidas com relativa 
precisão (50% de acerto). 
O INPE mantém 4 estação (Cachoeira 
Paulista - SP, São José dos Campos - SP, 
Alcântara - MA e Cuiabá - MT) que monitoram e 
recebem dados via satélite de transmissão de 
dados que são coletados nas chamadas PCI 
(plataformas de coletas de informações 
meteorológicas) instaladas em regiões de difícil 
acesso e permanência de um observador, tais 
como no interior da floresta Amazônica. 
 
Figura 1.8. A) Órbita dos Satélites Meteorológicos 
e de sensoriamento; B) Órbita do satélite de 
transmissão de dados. 
 
 
55..55.. EESSTTAAÇÇÃÃOO DDEE RRAADDAARR MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCOO 
 
Para observar as condições de tempo e 
medir vento em altitude. É constituída por um 
radar com rádio transmissor, receptor e antena. 
Seu funcionamento pode ser sucintamente 
descrito como segue. O transmissor gera uma 
onda eletromagnética (com características 
conhecidas), que é irradiada para a atmosfera pela 
antena, cuja forma é de 1 a 3o de abertura, esta 
onda ao incidir sobre objetos em sua trajetória, 
sofre reflexão e uma pequena parte retorna à 
antena na forma de eco. O sinal de retorno é 
amplificado e codificado pelo receptor na estação 
em Terra e é visualizado na tela do indicador de 
radar. 
Figura 1.9. a) Esquema simplificado de funciona-
mento de uma estação de Radar Meteorológico 
b) Foto de uma imagem RHI de um radar 
meteorológico. 
 
 
55..66.. EESSTTAAÇÇÃÃOO MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCAA AAUUTTOO--
MMÁÁTTIICCAA 
 
Permite o monitoramento automático do 
tempo baseada em computador, é totalmente 
integrada e autônoma, fácil de usar e econômica 
para aquisição e armazenamento de dadose 
execução de relatórios das condições do tempo. 
As variáveis medidas são: Velocidade do 
vento; Direção do vento; Temperatura do ar; Umi-
dade relativa; Pressão barométrica; Radiação 
solar; Precipitação; e outros como: nível d’água, 
umidade e temperatura do solo, temperatura da 
água. 
 
Figura 10. Estação meteorológica automática e 
sensores básicos. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 9
As características principais das estações 
automáticas são: 
* Registro (observações) em intervalos de 
alguns minutos; 
* Os dados são armazenados em fita 
cassete ou atualmente se usa um dataloger (com 
capacidade de armazenar até 3 meses de dados), 
ou ainda os dados podem ser repassados em tem-
po real para uma central de tratamento de dados, 
por rádio, satélite ou conexão direta via cabo; 
* As medidas são feitas quando um sinal 
do ambiente (energia ou massa ou ambas) chega 
a um elemento sensível (ou sensor) previamente 
calibrado. A resposta ou interação do sensor a um 
sinal define o principio básico da medida 
automática; 
* É mantida com bateria de 12 VDC 7A 
recarregável para uso em aplicações remotas, que 
pode ser usada junto com painéis solares para 
alimentação contínua, ou rede elétrica comum 
(Transformador e estabilizador-filtro). 
Quanto à constituição básica além do data 
loger uma estação automática é composta pelos 
sensores instalados em uma estrutura em torre 
ou tripé. 
* Sensor de velocidade e direção do vento: 
anemômetro de conchas e cata-vento de uma pá e 
contrapeso; 
* Sensor de Temperatura e Umidade: termopar 
ou de resistência elétrica (temperatura) e elemento 
capacitivo (UR); 
* Sensor de precipitação: Pluviômetro de 
caçamba oscilante; 
* Sensor de pressão barométrica: barômetro 
eletrônico; 
* Sensor de radiação solar: piranômetro de 
precisão; 
Outros sensores: Nível d’água; temperatura do 
solo e d água, umidade do solo, etc. 
 
 
 
 
Figura 1.11. Estações meteorológicas automáticas 
com estrutura tipo TRIPÉ (A) ou TORRE (B). 
 
A transmissão das informações pode ser: 
via rede telefônica com modem; via radio; via 
satélite de transmissão de dados ou ainda via 
ondas eletromagnéticas infravermelho. 
As vantagens na sua utilização são: 
* Registros das variáveis meteorológicas 
em regiões que apresentam falta de observadores 
treinados e dignos de confiança (regiões 
inóspitas). 
* Pode operar sem atendimento (1 pessoa 
para mudar a fita cassete e calibrar os sensores 
anualmente). 
* É modular: facilmente montada e 
desmontada, facilitando a troca de equipamentos. 
* Os dados podem ser registrados em 
épocas desfavoráveis. 
Suas desvantagens são: 
* Custo relativamente alto (± U$ 8000) 
* Os dados necessitam processamento e 
listagem em computador 
* Utiliza equipamentos sensíveis. 
* No caso de falhas nos registros na fita 
cassete pode ocorre à perda dos dados (são 
detectadas no processamento dos dados). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 10
 
Figura 1.12. Case (encapsulamento 12/14) e 
Dataloger Campbel Scientific – Modelo 21X. 
 
 
 
 
Figura 1.13. Sensores de direção e velocidade do 
vento 
 
 
Figura 1.14. Abrigo multi-placas e sensores de 
umidade relativa e temperatura 
 
 
 
 
Figura 1.15. Sensores de Radiação Solar 
(Radiação Global, Saldo de Radiação, Radiações 
UV e albedômetro) 
 
 
Figura 1.16. Sensores de Precipitação (Com 
báscula) 
 
 
 
 
 
Figura 1.17. Sensores de Pressão barométrica 
(Pressão atmosférica) 
 
 
 
 
 
Figura 1.18. Painel solar (Células fotoelétricas) e 
Bateria para alimentação de energia. 
 
 
 
 
Figura 1.19. Estações meteorológicas automáticas 
instaladas em locais adversos ou carentes de 
observador. 
 
 
 
 
 
 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 11
II - COSMOGRAFIA: RELAÇÃO TERRA - SOL 
 
 
11.. IINNTTRROODDUUÇÇÃÃOO 
 
O Sol é a fonte primária de energia para 
os processos atmosféricos, tais como a evapora-
ção, precipitação, temperatura, etc. A energia 
solar que incide sobre o topo da atmosfera na 
forma de radiação sofre transformações que de-
terminam os fenômenos que observamos. Assim 
há a necessidade de conhecermos as relações 
entre a Terra e o Sol e suas conseqüências. 
 
Figura 2.1. A energia solar mantém a vida e os 
processos meteorológicos no planeta Terra 
 
2. PONTOS E CÍRCÚLOS FIXOS NA SUPER-
FÍCIE TERRESTRE E NA ESFERA CELESTE 
 
A esfera celeste é uma esfera de 
diâmetro tão grande quanto se queira imaginar, na 
superfície da qual todos os astros (Sol, Lua, 
estrelas...) estariam localizados, e cujo centro 
coincide com o centro da Terra que gira ao redor 
do seu eixo. 
Na esfera terrestre temos os “pólos 
geográficos”: o pólo norte (Boreal ou Ártico) e o 
pólo sul (Austral e Antártico). Na esfera celeste 
temos os “pólos celestes”, pólo norte ou Boreal 
e pólo sul ou Austral. 
 
Figura 2.2. Esferas Terrestre e Celeste. 
 
O plano do equador cuja interceptação 
na superfície das esferas terrestre e celeste 
definem o Equador Terrestre e o Equador 
Celeste, respectivamente. O equador da Terra e 
da esfera celeste divide-as em dois hemisférios: o 
Hemisfério Norte ou Boreal e o Hemisfério Sul 
ou Austral. O equador é o círculo máximo, e 
paralelos a este podem ser traçados ao redor da 
esfera terrestre outros círculos menores que ligam 
pontos de iguais latitudes, denominados de 
paralelos variando de 0 à 90o para o norte e 0 à –
90o para o Sul (0o no equador, 90o no pólo Norte e-
90o no pólo Sul). 
Outro ponto fixo é o observador. Se 
levantarmos uma vertical, partindo do centro da 
Terra, passando pelo observador, prolongando 
até tocar a esfera celeste, teremos determinado o 
Zênite. Na mesma vertical e em sentido oposto, 
ainda na esfera celeste encontra-se o Nadir. 
Cada lugar de observação define uma 
linha vertical Nadir-Zênite e perpendicular a esta 
os planos horizontais que definem: 
* O Horizonte Visual: que passa pela vista do 
observador; 
* O Horizonte Matemático: que passa por um 
ponto fixo de um observatório e é a referência 
para as medidas e cálculos; e 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 12
* O Horizonte Astronômico (Geocêntrico): que 
passa pelo centro da Terra. 
 
Figura 2.3. Elementos celestes e terrestres. 
 
Os paralelos de maior importância são: 
Trópico de Câncer e Círculo Polar Ártico 
(hemisfério norte) e Trópico de Capricórnio e 
Círculo Polar Antártico (hemisfério sul). 
Os Círculos Meridianos são os círculos 
que passam pelos pólos geográficos. O Meridiano 
é o semicírculo que vai de um pólo a outro. O que 
passa pelo local de um observador é o Meridiano 
do Lugar. O astro culmina ou passa a pino 
quando passa pelo meridiano do lugar. O meio 
dia astronômico é determinado quando o Sol 
culmina, sendo que lugares sobre o mesmo 
meridiano têm o meio dia ao mesmo tempo. O 
horário oficial civil é determinado pelos fusos 
horários. O Meridiano de referência, para as 
longitudes e horas (fusos horários) é o que passa 
pelo observatório de Greenwich em Londres, 
chamado de Meridiano de Greenwich. 
Na esfera celeste os meridianos são 
denominados de círculos horários e seu ponto 
de referência de ponto vernal. 
 
 
33.. CCOOOORRDDEENNAADDAASS TTEERRRREESSTTRREESS --GGEEOOGGRRÁÁFFIICCAASS 
 
Sua finalidade é o posicionamento de 
pontos na superfície terrestre: No sistema angular 
temos a latitude e a longitude. 
a) Latitude - φφφφ (fi): é o ângulo que a 
vertical de um local qualquer da Terra fazcom o 
Equador, ou é a distância em graus do Equador à 
este local, sendo 0 no Equador e 90o nos pólos. 
Os paralelos ligam pontos com a mesma 
latitude, ou seja, mesma distância (em graus) em 
relação ao Equador. 
 
Figura 2.4. Latitude 
 
Por convenção adota-se que no hemisfério 
norte as latitudes são positivas (+) e no hemisfério 
sul são negativas (-). 
Ex. Lages: latitude de -27o 49' ou 27o 49' sul 
 
b) Longitude - θθθθ (teta): é o ângulo que a vertical 
de um local qualquer da Terra faz com o 
meridiano de Greenwich (em graus), contado 
sobre o equador ou qualquer paralelo. Sendo 0o 
no meridiano de Greenwich e 180o para leste e 
para oeste. 
Os meridianos ligam pontos com a 
mesma longitude ou pontos que tem a mesma 
distância (em graus) em relação ao Meridiano de 
Greenwich. 
 
 
Figura 2.5. Longitude 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 13
Por convenção adotou-se que a oeste de 
Greenwich as longitudes são ocidentais (W) e a 
Leste de GW são orientais (E). 
Ex. Lages tem longitude de 50o 20' oeste GW ou 
50o 20' WGW. 
Existe uma terceira coordenada, porém 
não no sistema angular, e sim linear, que 
complementa a localização do ponto na superfície 
terrestre, que é a altitude. 
 
c) Altitude (Z): é a distância vertical de 
um ponto qualquer na superfície da Terra em 
relação ao nível médio dos mares. Ex. Lages 
(Estação da EPAGRI) tem 938 metros de altitude. 
 
 
 
 
44.. CCOOOORRDDEENNAADDAASS CCEELLEESSTTEESS 
 
São usadas para identificar a posição do 
Sol em relação à Terra, em qualquer instante e dia 
e do ano. Para uma melhor compreensão do 
assunto é necessário o conhecimento de alguns 
conceitos básicos. 
A órbita descreve a trajetória da Terra ao 
redor do Sol durante seu movimento de 
translação (visão heliocêntrica). Essa trajetória é 
semelhante a uma elipse, ora se aproximando 
(Periélio) e ora se afastando do Sol (Afélio). 
 
Figura 2.6. Órbita da Terra 
 
Se fixarmos a Terra (visão geocêntrica - 
imaginária), e projetarmos a trajetória do Sol em 
um plano, define-se a Eclíptica. A Eclíptica será 
então determinada pela Órbita Solar, ou seja, 
pela elipse máxima que corta o plano do equador 
em 2 pontos (equinócios) e forma com este plano 
um ângulo de 23o 27', em consequência da 
inclinação do eixo terrestre. A eclíptica é 
percorrida pelo Sol durante um ano (movimento 
aparente). Para determinar exatamente a órbita 
solar no ano, precisa-se medir diariamente a 
declinação solar. 
 
Figura 2.7. Planos do equador e da órbita. 
 
a) Declinação Solar (δ): é o ângulo que a 
linha que liga o centro da Terra e o centro do Sol 
faz com o plano do equador da Terra, ou é o 
ângulo compreendido entre o plano do 
equador e a direção do Sol. 
* Positiva acima do plano do equador e negativa 
abaixo do plano do equador 
* Duas vezes é nula (0o equinócios de outono e 
primavera) 
* Duas vezes é máxima: +23o 27' (solstício de 
inverno 21/06) e -23o 27' (solstício de verão 22/12) 
 
Figura 2.8. Declinação Solar 
 
O plano do equador terrestre faz com o 
plano da órbita em torno do Sol (Eclíptica) um 
ângulo de 23o 27', ocupando no espaço, as 
posições de Solstício e Equinócio. 
As intersecções das linhas de declinação 
máxima com a superfície da Terra determinam os 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 14
trópicos de Câncer e Capricórnio, e perpendi-
culares a estas linhas passando pelo centro da 
Terra determinam os Círculos Polares Árticos 
(hemisfério N) e Antártico (hemisfério S). 
Assim temos: 
* Círculo Polar Ártico: 66o 33' N 
* Trópico de Cancer : 23o 27' N 
* Trópico de Capricórnio: 23o 27' S 
* Círculo Polar Antártico: 66o 33' S 
 
 
Figura 2.9. Círculos e Trópicos 
 
 
A oscilação da declinação solar devido 
aos movimentos diurnos (rotação) e anual 
(aparente - translação) faz com que o Sol 
descreva uma trajetória espiral de 365,24 espiras 
até 23o 27’ para ambos os lados do equador. 
 
Figura 2.10. Extremos positivo e negativo da 
declinação solar 
 
A Terra gira em seu eixo N-S dando uma 
volta completa em 24 horas (Movimento de 
Rotação) definindo o dia (na parte iluminada 
voltada para o Sol); e a noite (na parte oposta e 
escura), que vão mudando constantemente, e ao 
redor do Sol (Movimento de Translação - órbita 
elíptica), completando uma elipse em cada ano 
(365 ou 366 dias), definindo as estações. 
O eixo N-S da Terra é inclinado em 
relação ao plano da órbita 23o 27', sendo assim, a 
posição do Sol (declinação), a uma dada hora 
(por exemplo, meio dia), muda gradualmente a 
cada dia do ano. 
Os valores da declinação solar (δδδδ) podem 
ser obtidos nos Anuários do Observatório 
Nacional, para todos os dias do ano, ou ainda 
podem ser estimados com o uso de expressões 
matemáticas. Algumas expressões foram 
propostas, tal como a equação de SPENCER 
(1971) cuja notação é: 
 
δ = 0,006918 - 0,399912.cosx+0,070257.senx 
- 0,006758.cos2x+ 0,000907.sen2x 
- 0,002697.cos3x + 0,00148.sen3x 
 
em que, 
 x = 2.pi.(j-1)/nda (δ e x em rad) 
onde, δ é a declinação solar (o); j é o dia juliano e 
nda é número de dias do ano. 
Uma outra equação mais simplificada é 
proposta por COOPER: 
 
δ = 23,45. sen [360.(284+j)/365] 
onde, δ é a declinação solar (o); j é o dia juliano e 
nda é número de dias do ano. 
 A figura a seguir mostra a oscilação da 
declinação solar representada em um sistema de 
eixos onde na abscissa temos o tempo ao longo 
do ano e na ordenada à declinação solar em 
graus. 
 
Figura 2.11. Representação gráfica do curso da 
declinação solar ao longo do ano 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 15
Nos solstícios de inverno e verão a 
declinação assume o valor de ±23o 27' oscilando 
até 0o nos equinócios, o que faz com que os 
pontos diferentes da Terra em seu movimento de 
translação, recebam quantidades diferentes de 
energia e conseqüentemente de iluminação. 
Assim, os dias terão durações diferen-
ciadas (Fotoperíodo) e variações de temperatu-
ras, além de outras, definindo as estações do 
ano: verão, outono, inverno e primavera. 
 
Figura 2.12. Declinação solar e estações do ano 
 
A declinação é positiva (+) se o Sol está 
acima do plano do equador e negativa (-) se 
está abaixo. No ano a declinação do Sol oscila de 
+23o 27' (Trópico de Câncer) em 21/06 até –23o 
27' (Trópico de Capricórnio) em 22/12. 
Devido à inclinação do eixo da Terra o 
centro do Sol passa na vertical de um ponto do 
Trópico de Câncer em 21/06 e na vertical de um 
ponto do Trópico de Capricórnio em 22/12. 
A área iluminada do hemisfério norte é 
maior que a área iluminada do hemisfério sul em 
21/06 (δ �=23o 27'). Nesta data o hemisfério norte, 
está recebendo o máximo anual de energia solar e 
o hemisfério sul, o mínimo. Iniciam o Verão no 
hemisfério norte e o inverno no hemisfério sul. Diz-
se que o Sol está culminando no Zênite de um 
ponto do trópico de Câncer. 
Em 22/12 a Terra se situa do lado oposto 
da órbita, nessa ocasião, o hemisfério sul recebe o 
máximo anual de energia solar e o hemisfério 
norte recebe o mínimo. A declinação do Sol nesse 
dia assume o valor mínimo anual de -23o 27'. O 
Sol passa no Zênite de um ponto do trópico de 
Capricórnio (Solstício), é o início do verão no 
hemisfério sul e do inverno no hemisfério norte. 
A cada ano, o Sol executa um movimento 
aparente no sentido N-S, passando uma vez no 
Zênite de um ponto de cada trópico e 2 em pontos 
do equador. 
Nos solstícios, o Sol incide verticalmente 
sobre os trópicos; ocorre a maior diferença entre 
asdurações do dia e da noite. No solstício de 
inverno a noite é maior que o dia; No solstício de 
verão o dia é maior que à noite. Isto ocorre quan-
do a declinação solar assume seu valor máxi-
mo 23o 27' (solstício de inverno em 21/06) e míni-
mo -23o 27' (solstício de verão em 22/12), para o 
hemisfério sul e vice-versa para o hemisfério norte. 
Nos equinócios, o Sol incide vertical-
mente sobre o equador; então a duração do dia é 
igual à duração da noite (12 horas) em toda a 
Terra (equinócio de outono em 21/03 e 
equinócio de primavera em 23/09). Isto ocorre 
quando a declinação solar é 0o. 
 
Figura 2.13. Posicionamento do Sol nos solstícios 
e equinócios 
 
b) Ângulo Zenital (Z): é o ângulo formado 
com a vertical de um local ou de um observador na 
Terra com a linha que liga o centro do Sol a partir 
daquele local. 
Figura 2.14. Ângulo zenital 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 16
* O valor mínimo é igual a 0o quando o Sol está 
sobre o meridiano 
* O valor máximo é igual a 90o (quando do 
nascer e por do Sol) 
* Seus valores oscilam simetricamente de 0 a 90o 
Pode ser estimada a partir da latitude do 
local, declinação solar e ângulo horário do Sol, e 
deduzida a partir do triângulo astronômico obtendo 
 
Z= arc cos (senφ.senδ +cosφ.cosδ.cosh) 
 
onde, Z é o ângulo zenital (o); φ é a latitude do 
local (o); δ é a declinação (o); h é o ângulo horário 
do sol (o). 
 
c) Ângulo Horário do Sol (h): é o ângulo 
entre o plano do meridiano do Sol e o meridiano 
do observador (ou do lugar), com referência ao 
centro da Terra. 
 
h = (12 - H).15 
onde, h é o ângulo horário do Sol (graus e 
décimos); H é a hora do dia (horas e décimos). 
 
Figura 2.15. Ângulo horário do Sol 
 
 
55.. RREELLAAÇÇÕÕEESS EENNTTRREE CCOOOORRDDEENNAADDAASS 
TTEERRRREESSTTRREESS EE CCEELLEESSTTEESS ((φφφφφφφφ,, θθθθθθθθ,, ZZ ee hh)) 
 
Para determinarmos a quantidade de 
energia solar que atinge determinado local da 
superfície da Terra é necessário o conhecimento 
do ângulo zenital que é determinado a partir da 
seguinte relação obtida do triângulo astronômico 
cosZ=senφ.senδ+cosφ.cosδ.cosh 
Z= arc cos (senφ.senδ+cosφ.cosδ.cosh) 
onde, Z é o ângulo zenital, φ é a latitude do local, δ 
é a declinação solar e h é o ângulo horário do Sol. 
A mais clássica aplicação desta relação 
ocorre na dedução da Lei de Lambert que 
relaciona a quantidade de radiação absorvida em 
diferentes pontos da superfície da Terra. 
De acordo com a Lei de Lambert: 
"Se um feixe de radiação de intensidade 
I incidir normalmente sobre uma superfície de 
poder absortivo A, esta superfície absorverá 
uma intensidade Ia de energia", assim temos: 
 
Ia = I.A 
 
Figura 2.16. 1o Enunciado de Lambert 
 
"Se este feixe de radiação de 
intensidade I incidir sobre a superfície segundo 
uma direção que forma um ângulo Z com a 
normal à superfície, esta superfície absorverá 
uma intensidade Ioa de energia", assim temos: 
 
Ioa = Ia.cosZ 
Ioa = I.A.( senφ.senδ+cosφ.cosδ.cosh) 
 
Figura 2.17. 2o Enunciado de Lambert 
 
Interpretando os enunciados podemos 
dizer que a intensidade de radiação recebida 
sobre uma superfície de um determinado plano 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 17
é igual à radiação sobre a unidade de área de 
um plano normal aos raios incidentes 
multiplicado pelo co-seno do ângulo formado 
entre as duas superfícies. 
 
Figura 2.18. Interpretação da Lei de Lambert 
 
Obs. Isto explica o maior aquecimento da Terra à 
medida que nos aproximamos do equador, 
durante as horas do dia, e também as diferenças 
de aquecimentos nas diferentes encostas de uma 
elevação (montanha). 
 
Figura 2.19. Conseqüências da Lei de Lambert na 
superfície da Terra 
 
 
 
 
66.. MMAARRCCHHAA AAPPAARREENNTTEE DDOO SSOOLL 
 
Quando observamos o Sol durante o dia, 
temos a impressão de que ele cruza o céu de 
leste para oeste (trajetória aparente do Sol). No 
entanto, a Terra é que gira de oeste para leste. 
Quando a Terra encontra-se no equinócio 
o Sol nasce bem à leste e põe-se ao oeste, pás-
sando ao meio dia a pino, ou pelo zênite do local. 
No início do inverno no hemisfério sul uma 
pessoa no equador vê o Sol nascer à leste, porém 
mais ao norte, o Sol não passa a pino, exatamente 
ao meio dia, passando à 23o 27' do zênite 
(solstício de inverno). 
No início do verão no Hemisfério sul uma 
pessoa no equador vê o Sol nascer à leste, porém 
mais ao sul, o Sol não passa a pino, exatamente 
ao meio dia, passando à 23o 27' do Zênite 
(solstício de verão). 
Uma pessoa sobre o trópico de 
Capricórnio, no inverno, observa o Sol ao meio dia 
com um ângulo de 46o 54' do Zênite. O Sol passa 
mais ao norte aquece menos a Terra (Lei de 
Lambert). 
 
Figura 2.20. Marcha aparente do Sol 
 
77.. MMEEDDIIDDAA DDOO TTEEMMPPOO 
 
Em consequência dos movimentos diurno 
e anual (aparente), o Sol descreve uma trajetória 
espiral de 365,24 espiras até 23o 27' para ambos 
os lados do equador. 
Um giro completo da Terra em seu eixo 
(movimento de rotação) define um dia civil de 
24 horas (mais precisamente 23 horas, 56 min e 
44 seg). 
Um giro completo da Terra ao redor do 
Sol (movimento de translação) define um ano 
civil com 365 dias. Na verdade este movimento 
dura 365 dias, 5 horas e 48 minutos, um pouco 
mais que um ano. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 18
 
Figura 2.21. Movimentos da Terra: Rotação e 
Translação 
 
Estas horas e minutos a mais formam de 4 
em 4 anos, um dia suplementar (29 de fevereiro), 
originando o ano bissexto com 366 dias (os anos 
bissextos são os divisíveis por quatro). 
Ao longo do movimento de rotação pontos 
sobre o mesmo meridiano, tem o "meio dia" ao 
mesmo tempo, pontos em diferentes meridianos 
têm "meio dia” diferentes (dia sideral). A hora dos 
relógios (horário civil) muda com a posição solar, 
no decorrer do dia. 
Como a Terra está girando (do oeste para 
leste), é natural que as horas não sejam as 
mesmas em diferentes longitudes (mais 
adiantadas nas longitudes que estejam à leste e 
mais atrasadas nas que estejam a oeste, onde o 
Sol passa primeiro). 
Se considerássemos rigorosamente as 
horas pela exata posição do Sol, elas variariam 
tanto que precisaríamos acertar os relógios cada 
vez que caminhássemos para leste ou para oeste. 
Para evitar esse problema, adotaram-se os fusos 
horários que correspondem a faixas horárias, 
no sentido dos meridianos, com diferença de 
uma hora, que definem a hora legal ou hora civil. 
Como o dia civil tem 24 horas e a Terra 
esférica possui 360o, cada fuso horário 
corresponde a uma faixa de 15o (360o/24 = 15o). 
Dentro dessa faixa de 15o a hora não variará, ou 
seja, todos os lugares em um mesmo fuso terão 
sempre a mesma hora civil. Cada fuso possui 
um meridiano central, cujos quais tem longitude 
de 15o, a partir do Meridiano de GW para cada 
lado, sendo que os horários serão mais cedo a 
oeste de GW e mais tarde a leste de GW. 
 
Figura 2.22. Definição dos Fusos Horários 
 
No 1o, 2o,3o ... fusos a oeste de Green-
wich, o tempo é 1, 2, 3... horas a menos do que 
Greenwich, no 1o, 2o,3o ... fusos a leste de 
Greenwich, o tempo é 1, 2, 3... horas a mais do 
que Greenwich. 
 O Brasil encontra-se a oeste de 
Greenwich e devido a sua grande extensão no 
sentido Leste-Oeste, abrange 4 fusos horários, 
que são os fusos de: Fernando de Noronha (-2 
horas de GW), Brasília (-3 horas de GW), Manaus 
(-4 horas de GW) e Acre (-5 horas de GW). 
 
Figura 2.23. Fusos horários no Brasil 
 
 
 
 
88.. DDIIAA EE NNOOIITTEESe a Terra estivesse parada, somente 
uma de suas faces seria iluminada enquanto a 
outra permaneceria escura. Na iluminada seria 
sempre dia, na escura sempre noite. Porém, a 
Terra gira, de modo que, durante as 24 horas, ora 
uma face é iluminada, ora outra, variando 
sucessiva e continuamente. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 19
Em consequência da rotação diária da 
Terra em redor do seu eixo inclinado (Rotação) e 
da revolução anual ao redor do Sol (Translação), 
a "iluminação“ (duração do dia) da Terra sofre 
variações diárias e anuais. 
 
Figura 2.24. Imagem mostrando a linha de separa-
ção entre o dia e a noite sobre a Europa e África. 
 
Os raios solares que incidem sobre a 
Terra, são paralelos à linha que liga o centro da 
Terra ao centro do Sol. Os raios tangenciais 
determinam na superfície da Terra um círculo 
máximo que define o limite de separação entre 
luz e sombra. 
 
 
Figura 2.25. Inclinação do eixo terrestre e 
luminosidade 
 
A iluminação e o aquecimento da Terra 
são moderados pelos seus Movimentos. 
Sem a rotação, um lado da Terra 
permaneceria sempre escuro, com temperaturas 
baixas (trevas eternas), e o outro lado sempre 
iluminado com super aquecimento. 
Se o eixo da Terra não fosse inclinado, e 
seu movimento fosse ao redor do eixo AA1 (como 
júpiter), os dias seriam iguais às noites em todas 
as partes, proporcionando um clima constante sem 
estações definidas. Sendo assim a inclinação do 
eixo terrestre é o agente moderador da variação 
da iluminação (duração dos dias) e do rigor do 
clima (estações do ano). 
Se a Terra não girasse ao redor do Sol 
(translação), também vários problemas: Devido à 
inclinação do eixo, que permanece sempre na 
mesma direção, na região A1A3 sempre seria dia 
e na região AA2 sempre noite. No hemisfério sul 
seria muito quente e no hemisfério norte muito frio. 
O movimento de translação ao redor do Sol evita 
estes problemas. 
Levando-se em consideração os movimen-
tos de Rotação e Translação e a inclinação do 
eixo terrestre, pode-se observar que: 
Só no equador os dias são iguais as noites 
(mesma duração) o ano todo. Nas outras latitudes 
os dias são maiores que as noites ou vice-versa 
dependendo da declinação solar. Pontos na 
mesma latitude têm a mesma duração do dia e da 
noite numa mesma data do ano. 
 A duração máxima do dia, que varia ao 
longo do ano, é denominada de fotoperíodo. 
 
 
99.. FFOOTTOOPPEERRÍÍOODDOO 
 
É o intervalo de tempo que transcorre 
entre o nascer e o ocaso do Sol. Varia ao longo 
das estações do ano, depende da latitude do local. 
Ver tabela da duração dos dias em anexos. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 20
No equador os dias são iguais às noites 
durante todo o ano. À medida que se afasta do 
equador, a duração dos dias e das noites é maior 
ou menor dependendo da época do ano. 
 
 
 
Figura 2.26. Fotoperíodo ou duração do dia 
 
 
No equador os dias são iguais às noites 
durante todo o ano. À medida que se afasta do 
equador, a duração dos dias e das noites é maior 
ou menor dependendo da época do ano. 
No início do verão do hemisfério sul, o 
fotoperíodo é maior que 12 horas e a noite menor 
que 12 horas, em qualquer latitude do equador até 
o círculo polar (no hemisfério norte é o oposto). 
No início da primavera e do outono, o 
dia dura como a noite, 12 horas em todas as 
latitudes, exceto nas calotas polares. 
No início do inverno o fotoperíodo dura 
menos de 12 horas e a noite mais de 12 horas, em 
todas as latitudes do hemisfério sul, exceto nas 
calotas polares. 
 
 
Figura 2.27. Variação do Fotoperíodo com a 
declinação solar e estações do ano 
A inclinação do eixo terrestre explica a 
sucessão das estações do ano e determina, 
também, a alternância das estações do 
hemisfério norte para o hemisfério sul. Durante 
a translação, a Terra fica sempre na mesma 
posição: com seu eixo inclinado sempre na 
mesma direção. Assim, às vezes o hemisfério sul 
recebe mais diretamente luz e calor do Sol, outras 
vezes é o hemisfério norte. O eixo terrestre 
conserva-se sempre paralelo a si mesmo durante 
o curso anual da Terra (Inércia), com isso, o pólo 
norte ficará meio ano voltado para o Sol e o pólo 
sul o outro meio ano é voltado para o Sol. Nas 
regiões polares o dia terá 6 meses de duração e a 
noite 6 meses, já no equador os dias e as noites 
serão de 12 horas. Nos outros pontos, dos pólos 
ao equador, apresentam mudanças contínuas na 
duração dos dias e noites, dependendo da 
declinação solar e da latitude, como será 
detalhado a seguir: 
* Lugares sobre o Equador (latitude 0o): A 
duração do dia é igual à da noite durante todo o 
ano. Na data dos equinócios (2 vezes) o Sol 
passará no Zênite do lugar, iluminando por igual 
os dois Hemisférios. 
* Lugares entre o Equador e o Círculo 
Polar Norte (0o até 66o 33' de latitude norte): Os 
pontos recebem iluminações diversas. Dia 21/06 o 
Sol culmina no Zênite dos lugares sobre o trópico 
de Câncer, começando o verão no hemisfério 
norte. A duração do dia varia com a latitude do 
local em função da inclinação do eixo terrestre, 
sendo de 12 horas no equador (0o) até 24 horas 
nos pontos sobre o círculo polar (66o 33' latitude 
norte). Entre estes as durações dos dias variam 
entre 12 a 24 horas conforme a latitude do local. A 
partir desta data, em função do movimento de 
Translação, os dias irão decrescer durante 6 
meses. No dia 23/09 em todos os pontos, a 
duração é de 12 horas, quando ocorrerá o 
equinócio de outono. No dia 22/12, quando ocorre 
o Solstício de inverno, as durações terão uma 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 21
variação de 12 a 0 horas, conforme as latitudes. A 
partir desta data (22/12) os dias irão crescer 
durante 6 meses. No dia 21/03 em todos os 
pontos, a duração é de 12 horas, quando ocorrerá 
o equinócio de primavera. No dia 21/06, quando 
ocorre o Solstício de verão, as durações terão uma 
variação entre 12 a 24 horas, conforme as 
latitudes. 
* Lugares entre o Equador e o Círculo 
Polar Sul (0o a 66o 33' de latitude sul): Estes 
pontos também recebem iluminações diversas, 
ocorrendo o inverso que ocorre no hemisfério 
norte. Dia 21/06 o Sol culmina no Zênite dos 
lugares sobre o trópico de Câncer, começando o 
inverno no hemisfério sul. A duração do dia varia 
com a latitude do local em função da inclinação do 
eixo terrestre, sendo de 12 horas no equador (0o) 
até 0 hora nos pontos sobre o Círculo Polar Sul 
(66o 33' latitude sul). Entre estes as durações dos 
dias variam entre 12 a 0 hora conforme a latitude 
do local. A partir desta data, em função do 
movimento de Translação, os dias irão crescer 
durante 6 meses. No dia 23/09 em todos os 
pontos, a duração é de 12 horas, quando ocorrerá 
o equinócio de primavera. No dia 22/12, quando 
ocorre o Solstício de verão, as durações terão uma 
variação de 12 a 24 horas, conforme as latitudes. 
A partir desta data (22/12) os dias irão decrescer 
durante 6 meses. No dia 21/03 em todos os 
pontos, a duração é de 12 horas, quando ocorrerá 
o equinócio de outono. No dia 21/06, quando 
ocorre o Solstício de inverno, as durações terão 
uma variação entre 12 a 0 hora, conforme as 
latitudes. 
* Lugares que estão sobre o Círculo Polar 
Norte (66o 33' de latitude norte): No dia 21/06 o Sol 
fica visível durante 48 horas consecutivas (2 dias 
de 24 horas), e após esta data diminuem durante 
6 meses de 24 a 0 horas. No dia 22/12 ocorre uma 
noite de 48 horas consecutivas (2 noites de 24 
horas), e após esta data os dias aumentam 
durante 6 meses de 0 a 24 horas. Durante os 
equinócios de outono e primavera (23/09e 21/03) 
os dias e as noites apresentam a mesma duração 
de 12 horas. 
* Lugares que estão sobre o Círculo Polar 
Sul (66o33' de latitude sul): Ocorre as mesmas 
durações com diferença de 6 meses. No dia 22/12 
o Sol fica visível durante 48 horas consecutivas (2 
dias de 24 horas), e após esta data diminuem 
durante 6 meses de 24 a 0 hora. No dia 21/06 
ocorre uma noite de 48 horas consecutivas (2 
noites de 24 horas), e após esta data os dias 
aumentam durante 6 meses de 0 a 24 horas. 
Durante os equinócios de outono e primavera 
(21/03 e 23/09) os dias e as noites apresentam a 
mesma duração de 12 horas. 
* Lugares que estão entre os Círculos 
Polares e os Pólos (66o 33' a 90o): Quanto mais 
perto o lugar considerado estiver do pólo norte ou 
sul tanto mais perto o Sol fica por cima do 
horizonte no verão, e por baixo do horizonte no 
inverno. No tempo dos equinócios os dias têm de 
12 a 24 horas, crescendo depois até 6 meses 
conforme a latitude. 
* Lugar que está no Pólo Norte ou Pólo Sul 
(90o): Em cada um dos dois pólos há um dia de 6 
meses e uma noite de 6 meses. Enquanto o pólo 
norte goza de seu dia de 6 meses, o pólo sul é 
envolvido em trevas, depois a luz passa durante 6 
meses para o pólo sul e o pólo norte fica em 
trevas. Nos pólos o Sol descreve em 24 horas um 
círculo completo, paralelo ao horizonte (e ao 
equador). Em 21/06 tem a altura máxima de 23o 
27' (igual a declinação do Sol). Em seguida a 
altura do Sol diminui, sendo em 23/09 igual a 0o. O 
Sol descreve, por conseguinte, uma curva 
Helicoidal, ficando no seu curso constantemente 
quase paralelo ao horizonte, porque nos pólos o 
horizonte geocêntrico coincide com o equador 
celeste. Em 23/09 o Sol circula sobre o horizonte 
do pólo norte e do pólo sul. Em 22/12 tem maior 
altura austral de 23o 27'. Em 21/03, está nova-
mente sobre os horizontes de ambos os pólos. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 22
III. A ATMOSFERA 
 
1. GENERALIDADES 
 
É a camada gasosa que envolve a Terra 
e a acompanha em seus movimentos, consiste 
numa mistura de gases, vapor d’água e 
impurezas. Se não existisse, não existiria vida na 
terra (animais e vegetais). Adquire coloração 
azulada devido a dispersão da luz solar (ondas 
curtas) pelas moléculas do ar. É transparente, 
impalpável, não tem sabor, odor e cor. 
Antigamente pensava-se que o ar fosse um “fluido 
sem peso”, ou seja, imponderável. Hoje se sabe 
que a atmosfera apresenta peso, ou seja, pode 
ser ponderada. 
 
Figura 3.1. A atmosfera é a finíssima camada 
gasosa que envolve a Terra. 
 
A temperatura é bastante variável nas 
distintas camadas da atmosfera. Na tropos-fera 
diminui numa proporção média de 0,65o C para 
cada elevação de l00 m (gradiente térmico) 
variando nas diversas estações do ano, conforme 
a hora do dia, localidade, etc. Nas camadas mais 
altas da Troposfera a temperatura atinge 
valores de –60o C. Na termosfera as 
temperaturas são bastante altas chegando a + de 
1000o C. 
2. ESTRUTURA 
 
Altura acima de 1500 Km. Dividida de 
forma geral em 4 ou 5 regiões distintas 
(características homogêneas). A subdivisão é 
arbitraria, constitui-se numa convenção adotada 
em Meteorologia. As sub-divisões (regiões) da 
Atmosfera são: 
 
Figura. 3.2. Regiões da atmosfera terrestre 
 
a) Troposfera: Altura de ±12 Km. É a pri-
meira camada acima da superfície e apresenta-se 
de grande importância para os meteorologistas, 
onde ocorrem os fenômenos meteorológicos. 
Nesta ocorrem as variações atmosféricas, 
formam-se os ventos, nuvens e chuvas. É a 
camada sujeita as variações segundo a latitude e 
as estações do ano. São registradas as variações 
termométricas e barométricas. Temperatura e 
Pressão diminuem com a altitude. Sua espessura 
é variável com a latitude e com as estações do 
ano, sendo em torno de 8 km nos pólos e 16 km 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 23
no equador. Apresenta-se menos alta no inverno, 
tendendo a aumentar no verão, obedecendo a lei 
de expansão dos gases e a influência do calor da 
radiação solar acumulada na superfície da Terra. 
Nesta camada concentra-se 80% dos gases da 
atmosfera e 75% de todo seu peso. Excluindo-se 
o vapor d'água, a composição do ar e constante 
nesta camada. 
b) Estratosfera: Mede cerca de 65 km 
(40 - 70 km), iniciando-se a partir da troposfera. 
Apresenta-se em repouso sem vento e sem 
tempestades, sem chuvas, sua temperatura é 
muito baixa (-50o C) e constante. Predomínio de 
gás nitrogênio, não existe oxigênio, mas 
encontra-se em quantidade apreciável o 
hidrogênio. Nas regiões elevadas da estratosfera 
(20 - 35 km) encontra-se a sub-camada de 
ozônio (O3) ou ozonosfera com propriedades 
distintas do oxigênio (O2) e na região entre a 
troposfera e a estratosfera existe outra sub-
camada denominada de Tropopausa. 
Ozonosfera: Sub-camada responsável pelo 
controle da quantidade de radiação ultravioleta 
(comprimento de onda 0,2 - 0,4 µ�), de origem 
solar, que atinge a Terra. Funciona como um 
"filtro solar", permitindo a vida sobre a terra. A 
absorção das radiações UV provoca o 
aquecimento desta camada, causando perturba-
ções atmosféricas nas regiões superiores. 
Tropopausa: Entre a troposfera e a estratos-
fera (11 - 17 km), é uma camada de separação, 
intermediária. Parece ter a função de zona de 
inversão térmica. Sua altura varia com a latitude 
e estações do ano, não apresentando altitude 
determinada. Apresenta-se como, uma camada 
deprimida nos pólos e dilatada no equador. 
c) Mesosfera ou Camada Hidrogenada: 
Com espessura de 120 km que se inicia a mais 
ou menos 80 km, superpondo-se a estratosfera. É 
formada predominantemente de hidrogênio. 
d) Termosfera ou Ionosfera: Esta 
camada esta acima de 200 km (até 500 km) de 
altura e estende-se por muitas centenas de 
quilômetros, onde as moléculas se acham 
ionizadas, ou seja, as radiações solares, 
partículas, raios cósmicos e meteoritos 
microscópicos provocam a fissão das moléculas 
de oxigênio. 
 e) Exosfera: é a camada mais externa da 
atmosfera, os gases encontram-se bastante 
rarefeitos ou inexistem. 
 
 
3. PESO DA ATMOSFERA 
 
Metade do peso da atmosfera esta abaixo 
de 5,6 km de altitude. A medida que consideramos 
camadas da atmosfera cada vez mais altas, elas 
se tornam menos densas. 
A atmosfera apresenta uma pressão de 
1,033 kg.cm-2 na superf do planeta, ao nível do 
mar. Sabendo a superfície total do planeta, 
podemos calcular o peso total da atmosfera. A 
superfície total do globo é de 5l0 l00 800 km2, 
obtemos assim o peso total da atmosfera 
que corresponde a 5 269 341 264 000 000 de 
toneladas (peso equivalente a 479.031 cubos 
maciços de chumbo, tendo cada cubo 1 km de 
lado). 
 
Figura 3.3. Peso da atmosfera ao nível do mar 
 
Segundo a Lei de Pascal a pressão em 
um fluido é exercida em todas as direções. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 24
4. COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA 
 
É praticamente constante, salvo varia-
ções nas quantidades de gás carbônico (CO2), 
ozônio (O3) e vapor d'água. Sua composição 
próxima da superfície (válido até 25 km de 
altitude) é de ar puro e seco, impurezas e vapor 
d’água: 
 
Tabela. Constituintes do ar seco 
 
 
 
 
Ar puro e 
seco 
(invariável) 
Componentes Volume percentual 
Nitrogênio 78,09 
 
99,997 
Oxigênio 20,95 
Argônio 0,93 
Gás Carbônico 0,03 
Neônio 
Kriptônio 
Hélio 
Ozônio 
etc. 
 
 
Traços 
 
Sem 
importância 
como 
volume 
 
 
 
Tabela. Constituintes das impurezas do ar. 
 
 
 
 
Impurezas 
Fumaça, cinzas vulcânicas: com a 
explosãodo vulcão Krakatoa, entre 
Java e Sumatra, as cinzas ficaram 
suspensas por mais de 3 anos em 
toda a terra. 
Poeira e partículas higroscópicas. 
Sementes, pólen, esporos, etc.: que a 
chuva traz para a superfície. 
 
 
O Dióxido de carbono, gás que se 
encontra numa percentagem muito baixa na 
atmosfera. Importante para que os vegetais 
realizem a fotossíntese (Tecidos vegetais). Os 
seres vivos devolvem-no ao ambiente pela 
respiração. Permite também reter o calor na 
atmosfera. 
O Oxigênio é importante para que a vida 
no planeta seja possível, já que é respirado por 
todos os seres vivos. Permite a combustão dos 
materiais para obter energia, e é fonte de 
purificação do ar e das águas, entre outras 
funções. 
O Nitrogênio ao combinar-se com outras 
substancias, este gás forma excelentes 
fertilizantes, que permitem o crescimento dos 
vegetais. No entanto, sua função mais importante 
é tornar respirável o oxigênio, já que o dilui. 
O Vapor d’água, estado gasoso da água 
que é fundamental para a formação das nuvens. 
Quando o vapor d’água precipita, na forma de 
chuva ou outras, é utilizado pelos animais e 
vegetais. Também, retém o calor na atmosfera. 
Sua concentração é variável, e depende da 
distância que exista ao mar e da altitude. É a fonte 
dos hidrometeoros: chuva, granizo, neve, orvalho, 
geada, etc. Ocorre apenas na troposfera. 
O Ozônio cumpre uma função muito 
importante, já que serve de filtro da radiação 
solar, absorvendo radiação ultravioleta. A 
passagem destas radiações até a Terra provoca 
muitos problemas aos seres vivos, como maior 
dano aos olhos, câncer de pele e destruição dos 
vegetais e microorganismos. 
Suspeita-se que as emissões de alguns 
gases decorrentes de atividades humanas, 
principalmente os CFCs, são responsáveis pela 
destruição do Ozônio, o que é evidenciado pelos 
grandiosos buracos existentes na subcamada de 
ozônio, principalmente sobre os pólos. 
 
Figura 3.4. Subcamada de Ozônio e Buraco sobre 
o pólo Sul em 2000. 
 
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IV–FATORES CLIMÁTICOS E METEOROLÓGICOS 
 
São os agentes que condicionam os fe-
nômenos atmosféricos (meteoros). Ex: altitude, 
latitude, relevo, continentalidade (oceanidade), 
circulação atmosférica, correntes marítimas, etc. 
 
 
1. ASPÉCTOS DO CLIMA: MACRO, TOPO E 
MICRO-CLIMA 
 
Na climatologia agrícola, o clima deve ser 
considerado sob três diferentes aspectos: 
macro-clima, topo-clima e micro-clima. 
a) MACRO-CLIMA: é o clima da região 
(clima regional ou geográfico). Caracterizado 
pelos elementos meteorológicos obtidos nas es-
tações climatológicas padrões, onde os instru-
mentos são expostos em condições conven-
cionais, padronizados, para afastar influencias 
locais condicionadas pela forma de exposição 
instrumental. O macro-clima é uma característica 
geográfica da região e normalmente não pode 
ser modificado pelo homem. Depende dos 
fatores climatológicos, que são condicionados 
pelas características geográficas locais (altitude, 
relevo, etc.). O Agricultor aproveita das 
condições favoráveis do macro-clima para 
cultivar as plantas a ele adaptadas. Pode-se 
dizer: O macro-clima da região do Planalto 
Catarinense, de Campinas, de Pinhal, de Recife, 
de Buenos Aires, de Bombaim, etc. 
b) TOPO-CLIMA: é o clima local. 
Corresponde às condições climáticas próprias 
de um terreno em função de sua topografia, 
exposição cardinal, configuração topográfica, 
disposição dos acidentes topográficos, etc. 
Durante o dia, um terreno com exposição norte é 
mais ensolarado ou batido pelo Sol que um 
terreno de face sul. É, pois topograficamente mais 
quente. Durante a noite um terreno de baixada 
de configuração côncava, onde se concentra o ar 
frio que escorre dos outros terrenos vizinhos mais 
altos, é mais frio que outro terreno elevado ou 
convexo, não sujeito à estagnação ou 
convergência do ar frio. Esses terrenos baixos, 
em depressão são, pois, topograficamente, mais 
frios e mais sujeitos as geadas em noites frias, 
ou as neblinas em noites com atmosferas 
úmidas. O topo-clima não depende dos fatores 
geográficos, mas sim dos fatores locais e 
acidentes topográficos. Pode variar muito, de 
lugar para outro, numa mesma região. O 
agricultor pode escolher em sua propriedade o 
terreno com o topo-clima mais adequado para 
cada atividade agrícola que pratica. 
c) MICRO-CLIMA: é o clima condiciona-
do pela cobertura do solo. Ex., o micro-clima de 
um terreno coberto com mata é diferente do 
micro-clima de outro coberto com grama, cana-
vial ou cafezal, de água, palha, areia ou qualquer 
outro tipo de revestimento do solo, etc. Um terreno 
nu tem o micro-clima próprio. O micro-clima de um 
terreno cultivado pode ser modificado e 
condicionado pelo agricultor. Depende do tipo de 
cultura e cultivo que faz, do espaçamento, das 
praticas culturais, da poda, arborização, etc. 
A distinção dos três diferentes 
aspectos do clima é fundamental para a 
climatologia agrícola. Sem uma visão clara 
desses aspectos não se pode compreender bem a 
climatologia e sua aplicação na agronomia. 
 
 
2. FATORES METEOROLÓGICOS MACRO-
CLIMATICOS 
 
São os de ordem geográfica. Condicio-
nam o clima regional, geral ou macro-clima de 
uma região. Podemos Citar: Radiação solar; 
Fatores atmosféricos; Natureza da superfície; 
Altitude; Circulação geral da atmosférica; 
Circulação local da atmosfera; Correntes 
marítimas; Continentalidade; Orografia... 
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2.1. RADIAÇÃO SOLAR 
 
O Sol é a única fonte de energia na su-
perfície da Terra, ligada aos fenômenos meteoro-
lógica. A superfície solar, com aproximadamente 
5500 °C (5760 °k), emite grande quantidade de 
energia radiante, sendo que a Terra intercepta 
uma fração insignificante (1/2.000.000.000), mas 
que é suficiente para condicionar o tempo. 
Assim, a radiação solar (energia solar) é o 
móvel e o fator fundamental do clima. A energia 
solar que chega ao topo da atmosfera terrestre é 
chamada de: Radiação solar extraterrestre, 
Radiação solar no topo da atmosférica, ou 
Radiação solar na ausência de atmosfera: 
Esta quantidade de energia que chega 
verticalmente, com a radiação solar acima da 
atmosfera é praticamente constante, daí denomi-
nada constante solar e definida como segue: 
CONSTANTE SOLAR: é a quantidade 
média de calorias por centímetro quadrado que 
chega por minuto a Terra, supondo a ausência 
da atmosfera (Cal/cm2/min). É igual a 1,97 
Cal/cm2/min. Atualmente, admite-se que é ±2,0 
cal/cm2/min. 
Em média a Terra recebe, nos trópicos 
acima da atmosfera, em superfície horizontal cerca 
de 800 cal/cm2/dia. Nas diferentes latitudes e 
estações do ano essas quantidades de energia 
solar variam bastante. 
A Radiação global corresponde à quanti-
dade de energia solar que chega à superfície da 
Terra. Três causas modificam esta quantidade de 
energia solar recebida na superf da Terra: 
* Variação do angulo de incidência (Z). 
* Variação da duração do dia e da noite. 
* Variação da distância do sol. 
a) Variação do angulo de incidência (Z): 
o aumento do ângulo de incidência (Z) reduz o 
aquecimento da superfície pela ampliação da 
área a ser aquecida. Esta redução é proporcional 
ao co-seno de Z (Lei de Lambert). 
Supondo Z = 60° Cos60° = 0,5. 
 
Portanto, se a inclinação (Z) for de 60°, a 
redução será de 0,5 só em função da ampliação 
da área a ser aquecida. A redução do aqueci-
mento será maior se for considerado o aumento 
da massa atmosférica, a ser atravessada. 
b) Variação da duração do dia: varia 
segundo a latitude e estação do ano. 
O eixo da Terra está inclinado de 23°27’ 
em relação ao plano da eclíptica.Esse fato 
condiciona as estações do ano. Aliado à latitu-
de, à inclinação resulta a enorme variação da 
duração do dia no curso do ano. No geral, quan-
to maior a duração do dia maior a quantidade 
de energia que incide no local considerado. 
c) Distancia do Sol: A órbita da Terra em 
torno do sol é ligeiramente elíptica. Dessa forma 
no afélio, quando a Terra esta mais afastada 
seria mais fria. Ao contrário, no periélio, estaria 
mais quente. Mas a diferença na quantidade de 
calor recebida pela Terra entre uma e outra 
posição é muito pequena, apenas de 2%. Pouco 
efeito representa. Como a Terra acha-se no afélio 
em julho (inverno do H. sul), pode-se inferir que, 
em igualdade de condições, o inverno nesse 
hemisfério seria mais rigoroso que o do H. 
norte, o que não ocorre. Porque? 
 
ESPECTRO SOLAR: A energia emitida 
pelo Sol (Radiação solar) é constituída por um 
conjunto de ondas eletromagnéticas de vários 
comprimentos, que recebe o nome de espectro 
solar, sendo que cada faixa de comprimento de 
ondas, apresenta características peculiares, 
principalmente quanto a seus distintos efeitos 
sobre as plantas. O Sol emite radiação em 
praticamente todos os comprimentos de onda 
mas, cerca de 99% da energia solar tem 
comprimento entre 0,2 e 4,0 micra, intervalo este 
chamado "domínio da radiação solar”. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 27
 
Figura 4.1. Espectro Solar 
 
A Comissão Holandesa de Irradiação 
Vegetal, em 1953, estabeleceu os efeitos específi-
cos causados por determinados trechos do espec-
tro, estabelecendo oito faixas diversas com 
características próprias: 
1a faixa: Radiações com comprimento de onda 
maior que 1 micra (µ). Não causam danos às plan-
tas e são por elas absorvidas. São aproveitadas 
sob a forma de calor sem que haja interferência 
com os processos biológicos. 
2a faixa: Radiações entre 1 e 0,72µ. Exercem efei-
to sobre o crescimento das plantas. Próximo a 1µ 
é importante para o fotoperiodismo, germinação da 
semente, controle de floração e coloração do fruto. 
3a faixa: Radiações entre 0,72 e 0,61µ. São forte-
mente absorvidas pela clorofila. Gera forte ativida-
de fotossintética, apresentando também forte ati-
vidade fotoperiódica. 
4a faixa: Radiações entre 0,61 e 0,51µ. Tem baixo 
efeito fotossintético e de fraca ação sobre a 
formação da planta. Corresponde à região verde 
do espectro. 
5a faixa: Radiações entre 0,51 e 0,40µ. É a região 
mais fortemente absorvida pelos pigmentos ama-
relos e pela clorofila. Corresponde ao azul violeta 
e é também de grande atividade fotossintética, 
exercendo vigorosa ação na formação da planta. 
6a faixa: Radiações entre 0,40 e 0,315 µ. Exerce 
efeitos de formação. As plantas tornam-se mais 
baixas e as folhas mais grossas. 
7a faixa: Radiações entre 0,315 e 0,28 µ. É 
prejudicial à maioria das plantas. 
8a faixa: Radiações com um comprimento de onda 
menor que 0,28µ. Mata as plantas. 
 
Figura 4.2. Distribuição da Energia solar na 
atmosfera - Espectro de Radiação solar 
 
O Balanço Radioativo do Sistema Ter-
ra-Atmosfera pode ser resumido em: O ar puro 
(seco e transparente) e o vapor d'água absorvem 
pouco as radiações de ondas curtas e médias 
(< 0,92µ). 
O aquecimento principalmente nas 
camadas inferiores da atmosfera se dá graças a 
emissão da superfície da terra, que absorve e 
emite a energia incidente provinda do Sol em 
radiações caloríficas de maior comprimento de 
onda (infravermelho), que são absorvidas pelo 
vapor d'água da atmosfera, CO2 e outros gazes 
e poeiras existentes (principalmente nos 
primeiros 5 Km da Troposfera), fenômeno que se 
deu o nome de Efeito Estufa. 
 
Figura 4.3. A radiação solar atravessa a atmosfera 
e aquece a superfície da Terra e a troposfera. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 28
No Balanço energético da Radiação na 
atmosfera temos: 
 
Figura 4.4. Balanço de Radiação solar no sistema 
Terra-atmosfera 
 
1) Difusão (Refração), reflexão e absorção pela 
atmosfera: diminuem a intensidade da radiação 
(átomos de oxigênio, Ozônio, vapor d'água e CO2). 
2) Radiação emitida da atmosfera (Radiação do 
céu): Incide sobre o solo, vinda de todas as 
direções (parcela da radiação difusa). Sua 
intensidade depende da latitude, altitude, ângulo 
solar, nebulosidade e turbidez da atmosfera. 
3) Radiação solar direta: aquela não é 
interceptada pela atmosfera. A soma da radiação 
difusa com a direta é a Radiação Global, ou seja, 
a radiação recebida na superfície da Terra. 
4) Reflexão e difusão do solo: nem toda a 
radiação global é retida pela superfície da terra. 
Parte é refletida e parte é difundida. 
A intensidade da reflexividade depende da 
natureza e do estado da superfície que recebe a 
radiação. 
Albedo: é o coeficiente de reflexão 
(proporção da radiação refletida e a radiação total 
recebida), varia em função das características da 
superfície. 
EX: neve: r = 85%; vegetação: r = 25% (ver tabela 
em anexos). 
5. Absorção pelo solo: O solo absorve parte da 
energia que chega, aquecendo-se e transferindo 
calor por condução, para as camadas mais 
profundas. Parte desta energia absorvida é 
transferida para a atmosfera por: Condução, 
Convecção, Irradiação (Efeito estufa) e calor 
latente (Evaporação da água). A radiação recebida 
que não é refletida ou reirradiada é conhecida 
como "radiação líquida", que é a medida da 
energia disponível na superfície do solo. 
 
 
2.2. Fatores atmosféricos 
 
A atmosfera é o envoltório gasoso da 
Terra. Sua composição próxima da superfície é de 
ar puro e seco, impurezas e vapor d’água. 
* Características da atmosfera: densidade de-
cresce com a altitude. Seu limite superior é muito 
difuso. Acima de 100 km, praticamente inexiste. É 
elástica (compressível). Exerce fricção (atrito), 
destruindo os meteoritos, que a atingem a 
altíssimas velocidades. 
* Efeito de termostato: controla a temperatura da 
Terra. Evita superaquecimento diurno e o super-
resfriamento noturno. 
 
Figura 4.5. Efeito protetor da atmosfera terrestre, 
na redução das variações extremas das 
temperaturas. 
 
Obs. Lua: sem atmosfera; ha grandes diferenças 
termométricas entre dia e noite; 
Terra: com atmosfera; pequenas diferenças 
termométricas entre dia e noite. 
Efeitos da inclinação dos raios solares: 
A forma redonda da Terra resulta na obliquidade 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 29
da incidência dos raios na maior parte da 
superfície. 
Dois efeitos surgem: 
a) Aumenta a massa atmosférica a atravessar e 
assim aumentam as perdas; 
b) Dilui e espalha a radiação incidente na 
superfície. 
Figura 4.6. Ângulo de incidência e massa 
atmosférica. Efeitos da obliquidade dos raios 
solares: diluição da incidência de energia na 
superfície e aumento da absorção pela atmosfera 
(aumento da massa atmosférica). 
 
Massa atmosférica: é massa atravessada pela 
radiação, na distância zenital. 
Perdas da radiação solar na passagem 
pela atmosfera: 
a) Absorção: transformação da radiação em calor 
sensível (processo seletivo). 
* Ozônio é mais eficiente para radiação 
ultravioleta (< 0,3 µ). 
* Gás Carbônico (CO2) é mais efetivo na 
banda de 15 µ (ondas longas, sendo desprezível); 
* Vapor d’água é mais efetivo entre 0,8 a 
2,7 µ e acima de 15 µ (desprezível); 
* Nuvens e nevoeiros: radiação infraver-
melho (> 0,7 µ) e refletem a radiação luminosa. 
b) Espalhamento (ou Difusão): devido à refração 
(desvio na direção dos raios) principalmente das 
ondas mais curtas do espectro solar provocada 
pelas minúsculas partículas em suspensão no ar e 
pelas próprias moléculas do ar (processo seletivo),Espalhamento especialmente das de 
menor comprimento (< 0,4 µ, azuis, violetas e 
ultravioletas) o que dá a coloração azul para a 
atmosfera ou abóbada celeste. As radiações de 
ondas mais longas, acima de 0,6 µ, correspon-
dentes ao amarelo, vermelho e infravermelho, 
praticamente, não sofrem difração e atravessam 
bem a atmosfera. Raios solares se tornam aver-
melhados a tarde. São os que conseguem atra-
vessar diretamente a grande massa atmosférica. 
c) Reflexão: não é seletivo, ou seja, todos os 
raios não absorvidos são igualmente refletidos por 
nuvens e nevoeiros. 
A luz branca é o conjunto de todas as 
radiações luminosas da radiação solar. A maior 
parte da reflexão das nuvens vai para o espaço 
exterior e se perde. 
 
Figura 4.7. Disposição da radiação solar na 
atmosfera e superfície da terra. 
 
 
2.3. Fator natureza da superfície 
 
A disponibilidade de energia solar 
recebida na superfície depende das suas proprie-
dades: terra, mar, floresta, planície, montanha, etc. 
Três processos ocorrem na superfície: 
a) Reflexão (albedo): a energia é devolvida ao 
espaço sem alterar a natureza da radiação. 
b) Absorção: a energia é absorvida pela 
superfície e transformada em calor sensível. 
c) Transmissão: a energia absorvida é transmitida 
por um dos processos de dissipação. 
* l. Radiação (Irradiação): é a transferência de 
calor (ou energia) de um corpo para outro através 
de ondas eletromagnéticas, mesmo que entre 
eles não exista ligação material. A transferência 
de energia gerada pelo Sol ocorre por Radiação 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 30
(chamada Radiação Solar), se propagando no 
espaço em todas as direções. Na atmosfera a 
radiação terrestre se propaga por ondas longas 
e é importante para o efeito estufa. 
* 2. Condução: é a transferência de calor (ou 
energia) de molécula para molécula sem ocorrer 
transporte de massa. Ex. Aquecimento de um 
arame. Na atmosfera a condução térmica ocorre 
para o solo ou para o ar. 
* 3. Convecção/Advecção: é a transferência de 
calor (ou energia) de molécula a molécula, com 
transporte de matéria, com as moléculas frias se 
deslocam para regiões quentes e vice-versa. Ex. 
Chaleira com água fervendo. Na atmosfera ocorre 
o aquecimento do ar em contacto com a superfície 
aquecida pela radiação solar, sendo que o ar 
aquecido, dilatando-se se torna mais leve e sobe, 
em corrente ascendente, levando a energia por 
convecção. 
 Outro processo físico de transferência de 
calor (ou energia) que ocorre no sistema Terra-
atmosfera é a mudança de estado da água, que 
ocorre mediante gasto ou liberação de energia. 
Mudança de estado (ou fase) da água: 
ocorre a transformação de calor latente em calor 
sensível (ou vice-versa) com influência na 
temperatura do ar. 
As principais características da superfície 
que influi na radiação são representadas pelo 
albedo 
Albedo (coeficiente de reflexão): é a 
porcentagem da energia devolvida, por reflexão, 
ao espaço em relação à energia incidente 
(radiação global). Depende muito da natureza da 
superfície. Quanto mais clara e mais lisa maior o 
albedo. Assim, superfícies brancas e lisas têm 
albedo máximo ao contrario, superfícies negras e 
rugosas têm o albedo mínimo. 
 Na natureza o albedo varia bastante: 
Quanto menor o albedo, maior será a absorção 
da radiação solar e, portanto, o aquecimento da 
superfície. Assim, superfícies negras e rugosas 
aquecem-se muito quando ensolaradas e 
superfícies brancas e lisas, praticamente não se 
aquecem, quando expostas à insolação. 
A superfície aquecida irradia calor por 
ondas longas (IV) que dá origem ao efeito estufa 
na atmosfera. 
 
Efeito de estufa 
 
O efeito de estufa aumenta considerável-
mente a temperatura nos ambientes fechados 
com paredes transparentes a radiação solar 
(ondas curtas). Exemplo: casas de vegetação. 
O vidro transparente à radiação solar (on-
das curtas), permite a sua livre entrada na estufa. 
O vidro e as paredes opacos à radiação terrestre 
(ondas longas) impedem a saída e também sua 
dissipação por convecção, aumentando a quanti-
dade de energia no interior, aquecendo o 
ambiente. 
 
Figura 4.8. Casa de vegetação de vidro (Estufa) e 
ilustração do Efeito Estufa. 
 
A atmosfera da Terra desempenha o 
papel de estufa: a energia solar que atravessa a 
atmosfera é absorvida pela superfície da Terra 
provocando seu aquecimento, e assim a superfí-
cie da Terra passa a irradiar calor (ondas 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 31
longas), uma parte do qual é absorvido por 
nuvens, gases de estufa e por partículas em 
suspensão, o resto 10 a 15% se perde para o 
espaço. Uma parte do calor absorvido na atmos-
fera é devolvida à superfície (Efeito Estufa). 
 
Figura 4.9. Efeito estufa na atmosfera. 
 
O efeito estufa aumenta com a poluição 
atmosférica (CO2) e tende a tornar a Terra mais 
aquecida. O efeito estufa é responsável por um 
aquecimento médio de 33° C. 
 
 
2.4. Fator altitude 
 
A altitude influi decisivamente: 
a) na temperatura do ar: diminui com o aumento 
de altitude. 
b) na pressão atmosférica: diminui com o 
aumento a altitude. 
c) na radiação solar global: aumento de 
intensidade da Radiação solar principalmente de 
ondas curtas. 
d) nas precipitações: aumenta em geral, as 
precipitações pluviais. 
Distribuição vertical da temperatura na 
troposfera 
 
Gradiente de resfriamento normal: é a 
média de variação de temperatura do estado geral 
da atmosfera a diferentes altitudes. Em torno de 
0,65°C/100 m de aumento da altitude. 
Gradientes adiabáticos: refere-se às 
variações térmicas da atmosfera com movimentos 
verticais (convecção). São diferentes do gradiente 
de resfriamento normal (estático). 
 Gradiente adiabático do ar não 
saturado é 1°C/100 metros 
 Gradiente adiabático do ar saturado (ar 
úmido) é 0,5°C/100 metros. 
O processo adiabático de modificação 
térmica, não envolve qualquer adição/subtração 
de calor. 
O processo não adiabático envolve ganho 
ou perda de calor. 
 
EFEITO FOEHN 
 
É o enorme aquecimento do ar que 
galgou uma montanha e desceu aquecendo-se na 
encosta oposta (no caso: de 21° C para 27,5° C). 
 
Figura 4.10. Ilustração do Efeito Foehn e sombra 
de chuva. 
 
Inversão térmica – Gradiente térmico negativo 
 
É a inversão do gradiente adiabático 
natural da atmosfera. Em vez de a temperatura 
diminuir com a maior altura, ela passa a diminuir 
com a proximidade do solo. É uma exceção ao 
gradiente natural. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 32
Há cinco casos de ocorrência de inversão 
do gradiente térmico da atmosfera: 
a) Inversão superficial: causada pelo 
contacto com a superfície fria, resfriada pela perda 
de calor, por radiação, em noites de atmosfera lím-
pida e calma, como acontece em noites de geada. 
b) Inversão superficial em baixada: o ar 
frio formado, pelo contacto com a superfície fria, 
durante as noites sendo mais denso e pesado, 
escorre para as baixadas, reduzindo ainda mais a 
temperatura com a proximidade do solo. 
c) Inversão de advecção: ocorre quando 
há invasão do ar quente sobre uma superfície fria, 
como um lago com água ainda fria depois do 
inverno. 
d) Inversão frontal: quando há contato de 
duas massas de ar de temperaturas diferentes. A 
massa mais fria, como é mais densa, fica sempre 
por baixo. No limite dessas massas aparece a 
inversão. 
e) Inversão superior: é a inversão de 
altitude elevada. Ocorre quando grandes massas 
de ar se espalham sobre uma massa mais fria e 
permanece estável, ou quando há uma camada 
superior rica em gases de estufa. 
Isotermia:é a condição de uniformidade 
da temperatura em altitude elevada. Ausência de 
gradiente térmico, como ocorre na Estratosfera. 
 
Figura 4.11. Inversões do gradiente vertical 
térmico, na atmosfera. 
2.5. Fator circulação geral da atmosfera 
 
É muito complexa, mas muito importante 
como processo de transporte de calor de uma 
região para outra, na superfície do planeta. 
A causa básica da circulação ou vento é a 
diferença de Patm na superfície, o que é 
conseqüência de diferenças de temperatura ou 
do balanço térmico na superfície. 
Variação vertical da pressão: A 
atmosfera está comprimida na base pelo seu 
próprio peso. Daí aumenta a pressão com a 
redução da altitude, resultando um gradiente de 
pressão vertical, que não é constante e sim 
aproximadamente geométrico. 
Variação da pressão na superfície: É 
muito menor que em perfil vertical. Ao nível do 
mar esta normalmente entre 982 e 1033 mb (73,5 
a 77,5 cm Hg). É bastante variável no tempo: 
 Estas variações podem ser aleatórias, 
cíclicas que são anuais ou diárias. 
* Aleatórias: ocorrem principalmente com a 
invasão de massas de ar. 
* Ciclo anual: máximo no inverno (ar frio mais 
denso) e mínimo no verão (ar quente mais leve) 
* Ciclo diário: valor máximo as 10 e 22 horas e 
mínimo as 4 e 16 horas (maré barométrica) 
As variações de pressão entre diferentes 
pontos na superfície causam os ventos. O ar se 
move horizontalmente dos pontos de alta 
pressão para os de baixa pressão. 
Figura 4.12. Convecção e advecção causadas 
pelas variações de pressão na superfície. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 33
No globo terrestre, quente no Equador 
(baixa pressão) e frio nos pólos (alta pressão), a 
circulação seria a esquematizada com duas 
células, não fora à influência da rotação da Terra. 
 
Figura 4.13. Circulação da atmosfera se a Terra 
não girasse 
 
Efeito de Coriólis ou Força de Coriólis: 
Efeito da rotação terrestre. Desvia a direção do 
vento para a direita no H Norte e para a esquerda 
no H Sul. 
 
Figura 4.14. Desvio dos ventos em conseqüência 
do Efeito de Coriólis. 
 
Circulação geral e celular: A tendência de 
circulação geral da atmosfera. 
Nas faixas de alta pressão ou de baixa 
pressão há em geral calmarias. Nas faixas 
intermediárias, entre alta e baixa pressão, 
aparecem os ventos predominantes da 
circulação geral. 
 
Figura 4.15. Esquema da circulação geral da 
atmosfera 
 
 
Massas de ar 
 
São enormes volumes de ar aproximada-
mente homogêneos em suas propriedades 
físicas (principalmente Temperatura e umidade) 
que se formam pelo acumulo de grandes 
massas de ar sobre certas regiões geográficas, 
que permanecendo certo tempo sobre a área, 
adquire características de temperatura e 
umidade da referida área. 
Figura 4.16. Imagem de satélite onde pode-se 
observar o as massas de ar com nebulosidade. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 34
Ao se deslocar provocam conflitos fron-
tais (Frentes) afetando as condições do tempo. 
Quando se movem, tendem a reter suas 
propriedades durante certo tempo, não se 
misturando com massas de propriedades 
diferentes. A analise e previsão do tempo se 
baseiam nas características e movimentação 
das massas de ar sobre a região. 
O Brasil sofre a ação das massas de ar 
relacionadas na figura a seguir. 
 
 
Figura 4.17. Massas de ar predominantes na Amé-
rica do Sul. A = Alta pressão B = Baixa pressão 
 
A massa equatorial continental (cE) forma-
se na região amazônica (quente e úmida), 
causando chuvas; a massa equatorial marítima 
(mE) forma-se sobre o oceano (quente e úmida), 
causando chuvas; a massa continental tropical 
(cT) forma-se na região do chaco (quente e seca), 
causando poucas chuvas; a massa tropical 
marítima (mT) forma-se sobre os oceanos 
(temperada úmida) e causa poucas chuvas; a 
massa polar marítima forma-se na região sub-
antártica (fria e seca), causa chuvas frontais. 
Os anticiclones em sua marcha para 
noroeste passam muitas vezes por São Paulo. 
Normalmente, de cada uma a duas semanas, 
passa um anticiclone. São mais raros no verão. Na 
entrada traz vento SE e mau tempo. Quando o 
centro passa pela região, dois a cinco dias após, o 
tempo torna-se em geral bom, sem vento e com 
céu límpido. 
As massas de ar podem ser: 
Massas quentes: são formadas em áreas 
quentes, como: Golfo do México, Amazônia, etc.. 
Massas frias: são formadas em áreas frias como 
as polares: Patagônia, Sibéria, etc. 
A Classificação varia, mas em geral se 
classificam em quatro grandes tipos, segundo a: 
1o - Latitude de origem: Ártica (Antártica) - A; 
Polar - P; Tropical - T; Equatorial – E. 
2o - Natureza da superfície: Marítima – m; 
Continental - c 
3o - Estabilidade: Massa estável: quando invade 
região mais fria que a de origem da massa. 
 Massa instável: ao contrário, quando vai para 
área mais quente. 
4o - Temperatura: Massa Quente e Massa Fria. 
 
As propriedades das massas quentes e 
frias são: 
* Massa quente: é relativamente estável; de 
origem tropical. É resfriada pela base, reduzindo 
o gradiente de resfriamento normal. Sem convec-
ções e turbulências; estratificada (camadas) Sem 
nebulosidade, mas, frequentemente, com bruma 
seca, persistente. A visibilidade é baixa, pela 
presença da bruma seca. Ocorrem Nevoeiros 
matinais, comuns nas baixadas. 
* Massa fria: é relativamente instável, de 
origem polar; vem de áreas mais frias que a 
atual. É aquecida pela base; o gradiente de 
resfriamento aumenta, tornando-se instável. 
Desenvolvem-se convecções e turbulências 
atmosféricas; nuvens, do tipo cúmulus no topo de 
cada corrente ascendente; precipitações e 
aguaceiros fortes e localizados; visibilidade ótima, 
nos períodos de bom tempo; ar límpido. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 35
Frente 
 
É o limite ou a faixa de transição entre 
duas massas de ar antagônicas. Sua passagem 
traz mudanças rápidas na temperatura. Segundo a 
massa que avança temos dois tipos principais de 
frentes: frente quente e frente fria. 
Frente quente: Quando a massa mais 
quente e leve avança sobre a mais fria. Sua 
passagem ocorre com uma velocidade de ±20 
km/hora e com uma duração média de 48 horas. A 
massa quente, mais leve, sobrepõe a fria, ao 
mesmo tempo em que a empurra. No processo, o 
ar quente se eleva, resfria, condensa a umidade, 
dando nebulosidade e precipitações leves e 
generalizadas. Sua intensidade depende do grau 
de instabilidade da massa quente. 
 
Figura 4.18. Esquema de um corte em uma frente 
quente. 
 
Frente fria: a massa quente é empurrada 
e elevada pela entrada da massa fria, mais 
pesada, que penetra por baixo. Quando o avanço 
é rápido ou o ar quente e instável, aparecem 
cumulunimbus (CB) e fortes tormentas. A frente 
fria chega bruscamente, com ventos de sudeste 
(SE) no hemisfério sul. As chuvas em geral 
precedem à entrada da frente. A intensidade 
depende da instabilidade da massa quente que é 
deslocada. Sendo instável, estará sujeita a 
grandes convecções e tempestades, freqüente-
mente, tornados e granizo. 
 
 
Figura 4.19. Esquema de corte em uma frente fria. 
 
 
2.6. Fator Circulação Local 
 
São causadas pela diferença de 
aquecimento das superfícies insoladas. 
 O ar em contato com a superfície quente 
também se aquece, dilata-se, torna-se mais leve e 
sobe, produzindo correntes ascendentes (con-
vecção). Isto faz diminuir a pressão na superfície. 
 
Figura 4.20. Esquema de convecção formada 
sobre superfície aquecida pela insolação. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso.2/2005 36
Podem ser de ciclo diário ou anual. O 
vento sopra então das áreas circundantes, menos 
quentes, de maior pressão, para a de menor 
pressão e assim ocupa o lugar do ar que se 
elevou. Surgem movimentos de convecção 
(vertical) e advecção (horizontal). No topo da 
corrente ascendente formam-se, frequentemente, 
nuvens Cúmulus. São as correntes ascendentes 
que carregam para o alto os esporos dos fungos, e 
outros agentes de reprodução que depois caem e 
vão disseminar moléstias e pragas nas plantações. 
Os principais tipos de circulação local são: 
Brisa Terra-mar, Brisa de encosta e Monções. 
* Brisa "Terra-Mar": de Ciclo diário, é 
causado por diferenças diurnas e noturnas de 
temperatura da superfície de água e de terra. 
a) brisa marítima: diurna - Inicia-se cerca das 10 
horas da manha e vai até ±21 horas. Durante o 
dia, a Rs aquece muito mais a superfície da Terra 
que a massa de água. Formam-se correntes as-
cendentes (convecção). Desenvolvendo-se baixa 
pressão, aparece a brisa de mar para a terra. 
 
Figura 4.21. Brisa marítima; circulação "terra-mar" 
diurna, qdo a Terra está mais aquecida que o mar 
 
 
b) brisa terrestre: noturna - Inicia-se ±22 horas. 
Menos definida, mais rasa, mais lenta, menos 
extensa que a brisa marítima. A radiação terrestre 
para o espaço sideral, durante a noite faz resfriar 
muito mais a Terra do que a massa de água. 
Desenvolve-se convecção sobre o mar e a brisa 
de Terra para o mar. 
 
Figura 4.22. Brisa terrestre ou circulação noturna; 
ocorre quando o mar esta mais aquecido. 
 
 
* Brisas de encosta: Também de ciclo 
diário. Durante o dia ensolarado a brisa é ascen-
dente do vale para a montanha. Durante a noite 
límpida, brisa de encosta catabática (descenden-
te). Em vales longos a brisa fria, catabática desce 
e o ar frio acumula nas baixadas e várzeas. 
 
Figura 4.23. Brisas de encostas, diurna e noturna. 
 
* Monções: (típico da índia) - ciclo anual, 
estacional. Monção (Árabe) = estação. É uma 
espécie de brisa "terra-mar", em dimensões quase 
continentais. Ocorre quando a costa continental é 
± paralela e pouco afastada do Equador, como na 
Índia, Arábia e sul da Ásia. 
a) Monção de terra: durante o inverno. Terra ou 
continente frio resulta alta pressão atmosférica. O 
vento sopra então durante o inverno do continente 
frio para o oceano mais quente. 
b) Monção de mar: durante o verão. O continente 
se aquece, o ar quente mais leve sobe e a pres-
são cai. O vento sopra então do mar, mais frio, 
com alta pressão. Provoca tremendas e prolon-
gadas precipitações de verão (climas monçônicos 
típicos da Índia). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 37
* Ventos ciclônicos: São ventos com 
movimento circular. Ciclones: quando tem baixa 
pressão (B) no centro do círculo, e Anticiclone: 
quando o centro é de alta pressão (A). 
 
Figura 4.24. Sentidos de rotação dos ciclones e 
dos anticiclones, no hemisfério Sul. 
 
O efeito de Coriólis desvia o vento para a 
esquerda no H. sul e para a direita no H. norte, 
condicionando o sentido da rotação das massas 
de ar. As massas de ar possuem normalmente cir-
culação do tipo ciclônica quando são quentes e 
com baixa pressão no centro e são do tipo antici-
clônicas, quando frias e com alta pressão no 
centro. 
Classes de ciclones: Conforme a dimen-
são, duração e características, os ciclones podem 
ser Ciclones (propriamente ditos), Furacão (ou 
Tufão) e Tornado. 
a) Ciclones (propriamente ditos): São massas de 
ar quentes de dimensões continentais, que quan-
do se movimentam causam as frentes quentes. 
 
Figura 4.25. Ciclone propriamente dito. 
 
b) Furacão ou Tufão (“ciclone tropical”): menores 
que os ciclones. Diâmetro 150 a l000 km. Forma-
se no mar quente, próximo ao Equador, e dirige-se 
sempre para oeste. Não ocorrem no Brasil. 
Freqüentes no Caribe, na Índia, Japão, etc. Sua 
duração é longa; algumas semanas, durante seu 
curso, sua passagem dura cerca de 10 horas. 
Ocorrem cerca de 8 a 10 por ano durante o verão. 
Tem nomes de mulher (ordem alfabética em cada 
estação). Ex: Ana, Beatriz, Carmem, Dione, etc. 
Os ventos são regulares a fortíssimos, 20 a 100 
km/h, ou até 400 km/h, na periferia do furacão. O 
centro (olho) é calmo, com diâmetro de cerca de 
10 a 50 km. Seus prejuízos são enormes, pela 
força do vento ou pelas pesadas precipitações e 
inundações que provocam. Desloca-se com 15 a 
35 km/h. Em sua rota percorre milhares de 
quilômetros. 
 
 
Figura 4.26. Imagem de satélite do Fenomeno 
Catarina que atingiu o Sul do Brasil em 2004. 
 
c) Tornado: Bem menor com diâmetro de 500 a 
1000 metros, apenas. Duração de algumas ho-
ras, percorrendo algumas dezenas de quilome-
tros. Sua Frequência é muito variável. Suas princi-
pais características são: extremamente violento, 
centro muito rarefeito. Gira a velocidade tremenda, 
300 - 500 km/h. Seu deslocamento é variável, 50 a 
70 km/hora. Sua passagem, em cada ponto, geral-
mente, persiste menos de um minuto. Apresenta 
aspecto de grande tromba ou funil que desce das 
nuvens. Nem sempre atinge o solo. O funil sobe e 
desce, gira, retorce. Onde atinge a Terra pode fa-
zer grande destruição. A faixa de destruição pode 
variar de 100 a 1000 ou mais metros de largura. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 38
Provoca destruição, devido: a) violência 
do vento; b) efeito explosivo, pela possibilidade 
de baixar subitamente, com baixíssima pressão 
sobre um edifício; c) efeito ascendente do interior 
do funil, que poderá levantar e transportar objetos 
a grandes distâncias. 
 Quando se forma sobre a água (Tromba 
d´água) suga até peixes, para cima. Sua formação 
ocorre na entrada dos anticiclones, frentes frias, 
ou em lugares com grande variação de tempera-
tura de um terreno para outro: mata ao lado de 
terreno nu. São muito frequentes e violentos no 
meio-oeste dos E.U.A. Ocorrem também no Brasil. 
É relativamente frequente no litoral do Estado de 
São Paulo e mesmo no planalto. 
 
Figura 4.27. Tufão sobre o continente e série de 
tufões sobre o oceano. 
 
 
2.7. Correntes Marítimas 
 
São verdadeiros rios que correm no 
oceano. Causados pelos ventos predominantes 
da circulação geral, ventos alísios e predomi-
nantes de oeste. É um importante fator climático. 
Pode afetar consideravelmente o clima das 
regiões costeiras onde banham. 
Podem ser quentes ou frias, conforme a 
região de origem: Quentes quando provem das 
regiões equatoriais e se dirigem para as polares. 
Frias, ao contrario, quando vem dos pólos para o 
equador. 
Efeitos das Correntes como fator 
climático 
* Correntes quentes: aumentam a umidade do ar 
e a temperatura das costas. Ex: Costa do Brasil e 
da Europa: águas quentes, litoral chuvoso. 
* Correntes frias: reduzem a umidade do ar e a 
precipitação das costas. Ex: Costa do Chile e 
Peru, Costa Sudoeste da África: águas frias, litoral 
desértico. 
Efeito na piscosidade do mar: 
Correntes frias são em geral mais 
piscosas (corrente do Peru). São águas mais 
ricas de elementos nutritivos (N, P, K, etc). e 
com abundancia de luz solar, haverá grande 
atividade fotossintética e maiores possibilidades 
de alimentação da fauna marinha. 
Correntes quentes são pouco piscosas. 
Suas águas quentes permanecem na superfície. 
Os elementos nutritivos são carregados para o 
fundo e não mais retornam a superfície. 
 Correntes marítimas de maior importância nas 
Américas são (Figura): 
 
Figura 4.28. Correntes marítimas, no oceano 
Atlântico e Pacífico, próximo a América do Sul. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 39
2.8. Continentalidade e OceanidadeContinentalidade é o maior ou menor 
afastamento de uma área em relação ao litoral. 
Oceanidade: é o quão próximo ou no 
interior do oceano está o local considerado. 
* Efeito moderador do oceano: Massas de água 
(oceano, lagos, represas) têm efeito moderador 
térmico devido sua alta capacidade térmica. As 
amplitudes das temperaturas (diárias e anuais) 
são, portanto maiores no interior dos continen-
tes, livres desse efeito moderador, e naturalmente 
menores quanto mais próximo dos oceanos. 
* Efeito de defasagem térmica da oceanidade: 
As grandes massas de água armazenam 
considerável quantidade de energia solar, 
resultando em um atraso ou defasagem no curso 
anual das temperaturas médias mensais em 
relação à energia solar recebida. 
* Efeitos da Circulação "Terra-Mar": Os efeitos 
das brisas de Terra e de Mar afetam bastante e 
diferentemente a oceanidade dos climas 
litorâneos. 
* Correntes quentes tornam o clima costeiro mais 
quente e úmido, como no litoral Paulista. 
* Correntes frias provocam clima costeiro mais 
frio e seco, como no litoral peruano e norte chileno 
(costa do Pacífico). 
 
 
2.9. Orografia 
 
Orografia está relacionada à disposição 
dos acidentes naturais (montanhas). 
Apresenta com efeitos importantes: 
a) Aumento das precipitações: Na 
encosta batida pelo vento (barlavento) o ar sobe 
pela encosta sofrendo resfriamento, condensação, 
formação de nuvens e de precipitações. 
b) Sombra de chuva: é a redução das 
precipitações nas encostas das montanhas opôs-
tas a incidência das correntes de ar (sotavento) 
em regiões cercadas de montanhas ou em 
grandes depressões do terreno. Ex: o interior do 
estado do Ceara; a depressão central do Vale do 
Rio Doce; a depressão do Vale do Paraíba, em 
SP. 
c) Efeito de Foehn: é o sufocante e 
desagradável aumento das temperaturas 
verificado nas proximidades das bases das serras, 
quando o vento quente e seco desce por suas 
encostas. Ex: vento noroeste, verificado no litoral 
Paulista. 
 
Figura 4.29. Efeito Foehn e Sombra de chuva. 
 
d) Canalização dos ventos: Cadeias de monta-
nhas guiam a direção dos ventos podendo apare-
cer diferentes efeitos, não só nas velocidades e 
direção dos ventos, mas também, na intensifica-
ção ou redução das chuvas. Ex: Ventos predomi-
nantes nas direções SW - NE no vale do Paraíba 
(SP), condicionado pelas direções gerais da Serra 
do Mar e da Mantiqueira. 
e) Redução das temperaturas médias e aumen-
to geral das precipitações pluviais nas cadeias 
de montanhas. 
 
 
3. FATORES TOPO-CLIMATICOS 
 
 São os agentes modificadores do clima local. 
Dependem da exposição, da configura-
ção topográfica e dos acidentes do terreno. 
Podem ser indicados e mapeados em 
escala topográfica, ao nível de propriedade ou de 
pequeno vale. Escalas de 1:100.000 ou 1:50.000 
(IBGE ou Instituto Geográfico e Geofísico de SP). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 40
Podem alterar e afetar drasticamente o 
clima regional ou macro-clima, condicionando um 
topo-clima particular, próprio do terreno. 
São duas as ordens de fatores topo-
climáticos: a) diurnos; b) noturnos. 
 
 
3.1. Fatores Topo-climáticos diurnos 
 
São efeitos da exposição cardinal da 
encosta ou face do terreno (N, S, L ou W). 
No hemisfério sul os efeitos da exposi-
ção são: 
* Face Norte: mais insoladas, mais secas e mais 
quentes; 
* Face Sul: menos insoladas, mais úmidas e mais 
frias. (Inverno: batida pelo vento SE, anticiclônico, 
frio). 
* Face Leste (nascente): mais quente e seca pela 
manha. Batida também pelo vento SE, frio. 
* Face Oeste (poente): mais quentes e secas no 
período da tarde. 
Esses efeitos devem ser considerados nos 
planejamentos da agricultura e da pecuária. 
 
 
3.2. Fatores Topo-climáticos Noturnos 
 
São condicionados pela configuração 
topográfica e pelos acidentes do terreno, como 
fator de represamento do ar frio noturno. 
Vários aspectos da topologia do local 
podem ser considerados: 
a) Configuração do terreno: plano, inclinado, 
côncavo, convexo; 
b) Extensão da bacia: pequena, grande, 
profunda, rasa, longa etc; 
c) Acidentes: renques, barragens, pastagens, 
lagos, gargantas, etc. (montante ou jusante). 
Esses aspectos influem na concentração e 
acumulação do ar frio no terreno e bacias fluviais. 
 
Drenagem e acumulação do ar frio 
 As superfícies vegetadas perdem calor, 
por radiação ao espaço, em noites estreladas e se 
resfriam consideravelmente. As camadas de ar 
mais próximas ao solo também se resfriam pelo 
contacto com a superfície fria. O ar frio, mais 
denso e mais pesado se acama sobre a superfí-
cie, onde formam uma camada fria concentrada. 
Se o terreno for plano essa camada fica 
cada vez mais intensa e espessa, provocando a 
inversão do "gradiente de resfriamento normal 
da atmosfera“ (INVERSÃO TÉRMICA). 
 
Figura 4.30. Inversão térmica superficial, noturna. 
 
Se o terreno for inclinado o ar frio, mais 
pesado, escorre pela encosta abaixo (brisa 
catabática) e vai se estagnar e acumular nas 
baixadas, ou seja, nas configurações côncavas ou 
"Talvegues" do terreno. 
 
Figura 4.31. Efeitos da convexidade e concavi-
dade do terreno, na drenagem e acumulação do ar 
frio 
 
Obstáculo ao escoamento do ar frio: 
barreiras, renques, maciços arbóreos, e outros 
obstáculos ao escoamento, represam o ar frio 
sobre o terreno e agravam consideravelmente o 
resfriamento e seus efeitos. 
 
 
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Figura 4.32. Efeito de barragem de árvores, ao 
escoamento do ar frio, em encostas de terreno. 
 
Os terrenos de baixada, ou de montante 
de barragens, para onde converge o ar frio das 
adjacências, tornam-se cada vez mais frios e mais 
úmidos, durante as noites estreladas e calmas. 
Ficam muito mais sujeitos às grandes quedas das 
temperaturas e as grandes geadas. Reduzindo-se 
a temperatura, aumenta a umidade atmosférica e 
as condições para a ocorrência de orvalho e 
neblina, e assim, a incidência de muitas moléstias 
e pragas. 
Ao contrario, nos terrenos de espigão 
convexos e encostas elevadas, bem drenadas, 
ha escoamento do ar frio e as temperaturas se 
mantém relativamente elevadas nas noites de alta 
radiação. Ficam assim, livres de geadas e da 
formação de neblinas matinais. 
 
 
3.4. Contradição entre efeitos topo e macro-
climáticos sobre a temperatura 
 
No aspecto topo-climático, as 
temperaturas se reduzem com a menor altura, são 
mais baixas nas depressões topográficas do 
terreno (à noite), do que nos terrenos elevados. 
 
Figura 4.33. Efeitos macro e topo-climáticos sobre 
as temperaturas do ar na superfície do solo. 
Ao contrario, no aspecto macro-climático, 
as temperaturas se reduzem com o aumento da 
altitude. Quanto mais alta a região, mais fria e1a 
se apresenta. A redução normal é de 0,65°C para 
cada 100 m de ascensão (gradiente de 
resfriamento normal). 
 
 
4. FATORES MICROCLIMATICOS 
 
São os agentes modificadores locais do 
ambiente. Condicionados pelo revestimento ou 
cobertura do terreno. As formas básicas de 
revestimentos do terreno são: 
a) Solo nu, sem cobertura; 
b) Cobertura vegetal viva; 
c) Cobertura vegetal morta (mulch); 
d) Água livre. 
 
4.1 Cobertura do terreno 
 
* Solo nu: absorve a Rs e conduz a energia (calor) 
para o interior do solo, durante o dia. Durante a 
noite, o calor armazenado é reconduzido para a 
superfície e impede a queda acentuada da 
temperatura. Tem assim, um efeito moderador 
térmico. As temperaturas caem pouco durante as 
noites de radiação e as geadas são bem menos 
severas em terrenos desnudos. 
* Vegetação arbórea (mata): parte ativa éa 
superfície da copa onde ocorrem as trocas 
térmicas. Como a copa é relativamente difusa e 
distante da superfície do solo, não há 
concentração de calor, durante o dia, nem de frio, 
durante a noite. No caso do ar frio noturno, sendo 
mais denso e pesado, ele tem a tendência de se 
acamar e se difundir por toda a massa vegetal da 
floresta. Assim, não ha dentro da floresta 
variações sensíveis da temperatura no curso do 
dia. Ela tem um grande efeito moderador em seu 
micro-clima. A mata não produz frio concentrado 
que possa resultar a conhecida brisa catabática. 
 
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Figura 4.34. Efeito micro-climático da vegetação 
arbórea. Não produz frio concentrado 
 
* Cobertura baixa (gramado ou relva): a superfí-
cie ativa fica concentrada. Por isso, o calor diurno 
e o frio noturno ficam muito mais intensos e 
concentrados. Intensifica os efeitos micro-climáti-
cos. Fonte de ar frio noturno, muito eficiente. 
Agrava a incidência das geadas. 
* Cobertura vegetal densa: não permitindo a 
penetração da Rs, a superfície ativa fica reduzida 
e concentrada. As trocas térmicas se dão apenas 
na superfície das copas. O interior fica sombreado, 
e com pequena variação térmica no curso do dia. 
* Cobertura vegetal rarefeita: permite penetra-
bilidade da Rs, incidindo em grande volume de 
folhagem, permite melhor aproveitamento da 
energia solar no processo de fotossíntese sem 
grandes aquecimentos durante o dia e nem 
resfriamentos concentrados durante a noite. 
* Cobertura vegetal morta "mulch": esta cober-
tura tem efeito micro-climático semelhante ao da 
relva ou gramado, porém, bem mais intensificado. 
Como não transpira, provoca maior aquecimento, 
em dias ensolarados, que a relva. Durante a noite, 
a cobertura morta, acentua os resfriamentos, pelo 
fato de ser mal condutor térmico e impedir que o 
calor armazenado no solo venha à superfície do 
mulch para contrabalançar as perdas térmicas. 
* Superfície de água livre: massas de água têm 
um grande efeito moderador do micro-clima. Elas 
se aquecem pouco durante o dia e cedem fácil-
mente calor para aquecer o ambiente durante a 
noite. 
 
 
Figura 4.35. Efeito da cobertura morta – mulch. 
 
4.2 Arquitetura foliar 
 
Refere-se à disposição e à densidade da 
folha vegetal relacionada à eficiência fotossinté-
tica, ao arejamento e à duração da presença de 
água livre nas folhas (orvalho). 
A temperatura das folhas não deve 
ultrapassar a 40ºC para não prejudicar a função 
fotossintética. 
A) Fatores que interferem nos efeitos micro-
climáticos diurnos da arquitetura foliar. 
 
a) Folhas verticais, pendentes, claras, ralas, 
reduzem a absorção da Radiação solar e o 
superaquecimento. 
b) A penetrabilidade da Radiação solar na 
folhagem, ou seja, a baixa densidade foliar, 
uniformiza a absorção e reduz as áreas 
superaquecidas bem como as muito sombreadas 
no interior das copas. 
c) O afastamento, ou seja, o maior espaçamento 
das copas das plantas aumenta a incidência da luz 
difusa (da abobada celeste) que não superaquece 
a folhagem. 
 
B) Fatores que interferem nos efeitos noturnos. 
 
a) Baixa densidade foliar favorece a 
ventilação, a evaporação da água e o tempo de 
molhamento pelo orvalho (orvalhamento). 
b) A elevação da copa, evita a formação 
de área úmida entre a folhagem e o solo, que seria 
viveiro de esporos e fungos. Facilita a drenagem 
do ar frio, reduzindo efeito das geadas. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 43
VV -- EELLEEMMEENNTTOOSS EE FFEENNÔÔMMEENNOOSS ((PPRROOCCEESS--
SSOOSS)) MMEETTEEOORROOLLÓÓGGIICCOOSS 
 
 
11.. GGEENNEERRAALLIIDDAADDEESS 
 
Elementos meteorológicos são os parâ-
metros que definem e quantificam os meteoros, 
suas propriedades e características especiais, 
tais como: temperatura do ar, pressão de vapor, 
umidade relativa do ar, evapotranspiração 
potencial, velocidade do vento, etc. 
Estudaremos com maiores detalhes os 
seguintes elementos e fenômenos: radiação solar; 
temperatura do ar e do solo; pressão atmosférica; 
ventos; umidade do ar; evaporação e evapotrans-
piração; precipitação; granizo; e geadas. 
A importância do conhecimento e uso 
dos elementos e fenômenos meteorológicos está 
em: 
a) Quantificar os fenômenos: em 
meteorologia não nos interessa uma análise do 
fenômeno somente do ponto de vista qualitativo. A 
meteorologia baseia-se em observações passadas 
e através destas quantifica os fenômenos. 
b) Tratamento estatístico: de posse dos 
dados obtidos por instrumentos procede-se à aná-
lise estatística (médias, variações e frequên-
cias), verificando-se de fato os valores observa-
dos. Só assim então se pode avaliar os fenôme-
nos meteorológicos. 
c) Uso na solução de problemas e 
projetos: de posse dos dados analisados pode-se 
fazer uso dos valores encontrados, nos mais 
diversos campos de aplicação. Como na: previsão 
do tempo; contabilidade do balanço hídrico de 
determinada região; previsão de chuvas máximas 
para o dimensionamento de obras hidráulicas; 
implementação de praticas conservacionistas; 
recomendação de épocas de semeaduras de 
culturas ou cultivares; épocas de aplicação de 
defensivos e fertilizantes; zoneamento agro-
climático, etc. 
2. METODOLOGIA DA OBSERVAÇÃO 
 
a) Normas e Horários: as observações meteoro-
lógicas seguem determinadas normas e horários. 
Na rede do INMET as leituras são feitas em três 
horários: 9, 15 e 21 horas para observações 
oficiais para previsão do tempo e caracterização 
climática das regiões. 
Ex. Temperatura máxima, mínima e a evaporação 
são observadas às 9:00 h; Temperatura do ar à 
sombra às 9:00, 15:00 e 21:00 h ; Insolação ou 
horas de iluminação e a radiação global às 21 h. 
 
b) Leitura em Instrumentos: feita diretamente no 
instrumento (terminação: ”metro”). Ex: Tempera-
tura do ar: Termômetros; Precipitação total: 
Pluviômetros, Umidade Relativa: Higrômetros. 
 
c) Registro Contínuo: alguns aparelhos ("grafo") 
possuem um dispositivo que registra continua-
mente a variável em um gráfico que é trocado em 
horários pré-estabelecidos (9 ou 21 h). 
 
d) Observação Visual: feita a olho nu, sem o 
auxílio de aparelhos. Ex. Nebulosidade ou cober-
tura do céu, Descargas elétricas, Granizo, Nuvens, 
etc. 
 
e) Observações de Satélites Meteorológicos: 
atualmente utiliza-se de satélites para previsão do 
tempo, previsão de safras, plantações clandes-
tinas, previsão de possíveis ataques de pragas, 
etc, e mais recentemente para a aquisição e trans-
ferência de dados meteorológicos, principalmente 
de lugares bastante restritos. 
 
f) Estações Meteorológicas automáticas: 
atualmente estão sendo difundidas as estações de 
monitoramento automático com sensores 
mecânico-eletrônicos que armazenam ou 
transmitem em tempo real os valores medidos das 
variáveis meteorológicas, as quais necessitam de 
processamento em computador. 
 
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3. RADIAÇÃO 
 
 
3.1. Generalidades 
 
O Sol é a principal fonte de energia para 
os processos naturais no sistema Terra-atmos-
fera (Radiação solar). As variabilidades espaciais 
e temporais (transformações) da energia solar 
induzirão fenômenos diversificados na resposta do 
sistema Terra-atmosfera. 
A produção de energia solar pelo sol é 
constante, mas a quantidade que alcança a 
superfície da terra, em um determinado local 
qualquer não é constante. 
 No estudo mais detalhado da energia solar 
devemos ter em mente algumas definições que 
estão relacionadas com a interação da energia 
radiante (radiação) com a matéria. 
 Os corpos podem emitir, absorver, ou 
transmitirenergia radiante. 
Corpo Negro: é aquele corpo que absorve 
totalmente e igualmente as radiações de todos os 
comprimentos de onda e emite energia. A energia 
total emitida depende da temperatura do corpo. 
Lei de Stefan-Boltzmann: todos os 
corpos emitem uma radiação cuja intensidade total 
é proporcional à quarta potência da temperatura 
absoluta (t o K). 
O Sol pode ser considerado um corpo 
negro à elevada temperatura (5760oK), emitindo 
para o espaço sideral grande quantidade de 
energia. 
Constante Solar: é a quantidade de 
energia solar (Radiação solar) que incide sobre 
uma superfície plana com área unitária (1 cm2), 
perpendicular aos raios solares e situadas, fora da 
atmosfera, a uma distância do Sol igual à distância 
média Terra-Sol. 
A quantidade de radiação solar que incide 
numa superfície é normalmente expressa em 
cal/cm2/min. 
“Caloria é a energia necessária para 
elevar de 14,5 a 15,5ºC a temperatura de 1 grama 
de água”. 
Cada centímetro quadrado do Sol emite 
segundo a Lei de Stefan-Boltzmann: 
 
4Ts.E σ= 
onde, E é a energia emitida pelo Sol (cal/cm2/min); 
σ é a constante de Stefan – Boltzmann 
(0,827.10-10 cal/cm2/min/k4); Ts é a temperatura do 
sol (5760º K ou 5500º C). 
 A emissão total do Sol (Et) 
 As.Ts.Et 4σ= 
onde, As é a área da "superfície" esférica do sol, 
 
2r..4As pi= 
 onde, r é o raio do sol (6,96.105 km = 696.000.000 m) 
 
Figura 5.1. Esquema para dedução da constante 
solar 
 
Sendo "d" a distância média da Terra ao 
Sol, o fluxo de energia por unidade de área 
(iluminamento) ao nível externo da atmosfera da 
terra será: 
 2d..4
EtIo
pi
= 
como As.Ts.Et 4σ= 
 
2
24
d..4
r..4.Ts.Io
pi
piσ
= 
 2
24
d
r.Ts.Io σ= 
onde, Io é a Constante solar (energia recebida por 
uma superfície perpendicular aos raios solares); d 
é a distância média da terra ao sol (1,495.108 km); 
Periélio (d=1,461.108km) e Afélio (d=1,512.108km). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 45
Substituindo os valores de r, d, e Ts 
(r=6,96.105km; d=1,495.108km; σ=0,827.10-10 
cal/cm2/min/T4 ; Ts = 5.760ºK) temos: 
 
28
254-10
)(1,495.10
).(6,96.10.57600,827.10Io = 
Io = 1,973 cal/cm2/min � 2,0 cal/cm2/min (∆ = 2%) 
 
Esta seria a quantidade de energia que 
chegaria à superfície da Terra em superfície 
horizontal se não houvesse atmosfera, porém, a 
quantidade de radiação que atinge a superfície é 
menor devido as seguintes causas: 
 a) variação do ângulo de incidência (horas 
do dia e época do ano); 
 b) variação do comprimento do dia 
(latitude e estações do ano); 
 c) variação da distância do Sol (2% do 
afélio ao periélio). 
 
3.2. Medição da Radiação Solar 
 
O balanço de radiação e seus componen-
tes apresentam múltiplas aplicações, e podem ser 
medidos com instrumentos específicos. 
Nas Estações Meteorológicas do BR, utili-
za-se o Actnógrafo (Radiação Global) e o Helió-
grafo (insolação). Outros aparelhos relacionados à 
medição da radiação solar são: Piranômetros, 
Piranógrafos, Pireliômetros, e radiômetros. 
 
 
1. HELIÓGRAFO (Pireliógrafo) 
 
Para medir o número de horas de inso-
lação, ou seja, o número de horas durante o dia, 
nas quais os raios solares atingem diretamente a 
superfície da Terra, em um dado local, ou ainda, o 
intervalo de brilho direto do Sol em horas. 
Compõe-se de uma perfeita esfera de 
cristal suspensa em um sólido suporte 
semicircular, tendo em baixo uma armação 
metálica em forma de concha, em cuja face interna 
existem vãos formados por seis ranhuras, 
independentes e concêntricas com a esfera, nas 
quais são colocadas tiras de papelão para o 
registro da insolação. 
Figura 5.2 Heliógrafos tipo Campbel-stokes 
 
Os raios solares são focaliza-dos através 
do cristal numa tira de papelão colocada, conforme 
a época do ano, em um dos vãos da concha, 
queimando progressivamente o papelão (desde 
que não haja nuvens para interceptar os raios 
solares). 
A posição do eixo da esfera deve ficar 
paralelo ao eixo da Terra, podendo ser alterada, 
adaptando-se a qualquer latitude (0 a 70º latitude 
S ou N) na escala graduada do suporte. 
 As tiras de papelão para o registro possuem três 
tipos distintos: 
* Tiras Curvas Compridas: utilizadas entre meados 
de outubro (16/10) até o fim de fevereiro. 
* Tiras Curvas Curtas: utilizadas entre os meados 
de abril (15/04) até o fim de agosto. 
* Tiras Retas: usadas de março até os meados de 
abril e de setembro até meados de outubro. 
Todas são divididas em horas, meia-horas 
e minutos (2') e tem gravados em intervalos de 3 h 
caracteres romanos (VI, IX, XII, III, VI h) ou 
arábicos (6, 9, 12, 3, 6 h) respectivamente. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 46
Figura 5.3. Tiras do heliógrafo 
 
d) Instalação: dentro da área instrumental da 
estação, em posição livre nos limites do nascer e 
por do Sol (livre de interferências - sombras). É 
instalado sobre um pilar de sustentação (metálico 
ou alvenaria), com sua base superior nivelada e 
lisa, sendo suas faces laterais orientadas 
corretamente para a direção norte-sul, leste-oeste. 
O aparelho é colocado sobre a base do pilar 
nivelado, com as ranhuras curtas para cima, e com 
o pólo superior voltado para o Sul. 
 
Figura 5.4. Pilar de sustentação do Heliógrafo 
Para o correto funcionamento deve-se 
proceder aos seguintes ajustes. 
* Ajustamento de nível: o nivelamento deve ser 
feito na direção leste-oeste com o nível de bolha 
(norte-sul, ajustamento da latitude). 
* Ajustamento de concentricidade: a esfera de 
cristal deve ocupar a posição central, sendo que a 
superfície da esfera deve estar em posição 
concêntrica com a concha. 
* Ajustamento de meridiano: são ajustados os 
pólos do aparelho para a direção Norte-Sul (ajus-
tagem da hora solar com as horas do relógio). 
* Ajustamento de latitude: o eixo da esfera deve 
ficar paralelo ao eixo da Terra, e assim regula-se a 
latitude com a do local. 
 Seu manejo consiste na troca das tiras 
que é feita às 21 horas de cada dia. 
Registra o número de horas de insolação 
ou simplesmente insolação, que é determinada a 
partir das fitas queimadas. 
A partir da insolação pode-se determinar 
outras grandezas importantes em cálculos de 
balanço de energia, como por exemplo à razão de 
insolação (w). 
 
RAZÃO DE INSOLAÇÃO (w) é o 
quociente entre o número real de horas de 
insolação (n) e o número máximo possível de 
horas de insolação (N) do referido dia. 
 
N
nW = 
onde, N é o número máximo possível de horas de 
insolação (duração do dia), varia com a época do 
ano e latitude do local (h) (calculado ou tabelado); 
n é o número real observado de horas de 
insolação (h). 
O comprimento do dia (Fotoperíodo), ou o 
número máximo de horas de brilho solar desde o 
nascer ao por do Sol (N), é calculado em função 
das relações entre a latitude (φ), declinação solar 
(δ) e o ângulo horário do Sol (h), como segue: 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 47
cosh.cos.cossen.senZcos δφ+δφ= 
Ao nascer e por do sol, o ângulo zenital é 
igual a 90º (z = 90º), então cos Z = 0, então: 
 cosh.cos.cossen.sen0 δφ+δφ= 
 Isolando o cosh, tem-se: 
 
δφ
δφ
=
cos.cos
sen.sen
cosh 
Assim temos: 
 )tg.tgarccos(h δφ−= 
Como durante o dia o Sol descreve dois 
semi-arcos idênticos, e sendo a velocidade 
angular da Terra igual a 15º/hora, resulta a 
seguinte relação: 
15
h.2N = , ou 
 h.1333,0N = 
e substituindo h pela sua expressão, tem-se: 
 )tg.tgarccos(.1333,0N δφ−= 
em que, 
 ]
nda
)j284(
.360[sen.45,23 +=δ 
onde, N é o número máximopossível de horas de 
insolação (h), j é o dia Juliano e nda é o número 
de dias do ano. 
 
 Exemplo: Estimar a declinação solar (δ) e 
a duração do dia 15 de setembro para a Lages. 
Solução: Latitude (φ) de Lages = 27º 49´ e 15/09 
corresponde ao dia Juliano = 258 
(31+28+31+30+31+30+31+31+15 = 258) 
 Assim temos, que a declinação será: 
]
365
)258284(
.360[sen.45,23 +=δ = 2,2169º 
δ = 2º 13’ 01” 
 
 A duração deste dia para Lages será: 
)2169,2tg).81667,27(tgarccos(.1333,0N −−=
N = 11,84 horas = 11 hs 50 min e 28 seg 
 
Resposta: No dia 15 de setembro em Lages a 
declinação solar será de 2º 13’ 01” (2,2169º) e a 
duração do dia 11 hs 50 min e 28 seg (11,84 hs). 
2. ACTINÓGRAFO 
 
Sua finalidade é medir a quantidade de 
energia que atinge a superfície da Terra na 
unidade de tempo (cal/cm2/min), ou seja a energia 
global ou Radiação Solar Global (Rg). 
Constitui-se de um elemento sensível à 
radiação solar (junções termoelétricas, anéis ou 
placas bi-metálicas), protegido por uma cúpula de 
vidro, que aciona um sistema de alavancas, que 
por sua vez determina o registro da energia sobre 
uma faixa de papel colocada sobre um tambor, 
acionado por um mecanismo de relógio. 
 
Figura 5.5. Actnógrafo 
 
A radiação solar é recebida em três placas 
bi-metálicas, sendo uma enegrecida e duas 
brancas. A diferença de dilatação das placas (ou 
de potencial) é proporcional a absorção diferencial 
da radiação incidente. Há um hemisfério de 
quartzo que funciona como um filtro, compor-
tando-se transparente às radiações de ondas 
curtas, e opaco às radiações de ondas longas. 
Desta forma, a dilatação diferencial das placas do 
Actinógrafo é a medida da Radiação Solar Global. 
A dilatação é amplificada por sistemas de 
alavancas sendo posteriormente Registrada sobre 
o tambor, calibrado em cal/cm2/min. 
É instalado da mesma forma que o 
Heliógrafo, sobre um pilar, em nível, em posição 
tal que nenhum objeto possa fazer-lhe sombra. Os 
ajustamentos (nivelamentos) são semelhantes ao 
do Heliógrafo para que ocorra o correto registro da 
radiação. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 48
 
Figura 5.6. Instalação do actnógrafo. 
 
Os registros são feitos em um gráfico. A 
partir deste, podemos obter a energia em qualquer 
instante do dia (cal/cm2/min), e o número de horas 
de insolação do dia. Em dias completamente 
limpos o gráfico assemelha-se a uma parábola. 
 
Figura 5.7. Gráfico do Actnógrafo com o registro 
da Radiação global (abaixo da curva). 
 
Para calcular o total de energia que atinge 
a unidade de área (cm2), deve-se determinar a 
energia média (ordenada média em cal/cm2/min) e 
multiplica-la pelo intervalo de tempo (t em min) que 
houve a insolação, ou então para obter a energia 
total do dia, determina-se a área da parábola por 
integração (através da regra de SIMPSON, soma 
de trapézios). 
 A energia registrada pelo Actinógrafo 
(Rad. Global em cal/cm2/min) pode ser expressa 
em lâmina de água evaporada: mmH2O/hora ou 
mmH2O/dia. 
Divide-se pelo calor latente de vaporiza-
ção. Vaporização é a mudança de estado da água 
da fase líquida para a fase gasosa (vapor). Esta 
troca de fase necessita de energia: 1 grama de 
H2O líquida a 20º C requer 585 calorias de energia 
(conhecido como calor latente de vaporização). 
 ou seja: 585 cal 1gH2O = 1 cm3 = 1 ml 
Por exemplo: Converter uma energia de 496 
cal/cm2/dia em mm H2O /hora e dia. 
 x mm H2O /h =cal.cm-2.h-1/58,5 
R mmH2O /h = 496/24/58,5= 0,353 mm/h x 24 
= 8,5 mm/dia 
Regra prática: cal/cm2/dia dividido por 58,5 cal 
resulta em mm H2O /dia. 
 
3. RADIÔMETRO LÍQUIDO (NET RADIOMETER) 
 
 Para medir a Radiação Líquida acima do 
solo, mediante uma soma algébrica dos balanços 
da radiação de ondas curtas e ondas longas acima 
desta superfície (fluxos verticais na direção da 
superfície são positivos e os fluxos verticais na 
direção do espaço negativos). 
 
R = Rc – Rl 
onde, R é a radiação líquida; Rc é a radiação de 
ondas curtas; Rl é a radiação de ondas longas. 
Consta de um conjunto de junções 
termoelétricas montadas na face dorsal e ventral 
de uma placa, protegida por cápsulas de polietile-
no, as quais permitem a transposição de todos os 
comprimentos de onda, do espectro solar, ou da 
emissão da superfície. As faces sendo sensíveis à 
onda longa e curta dão resposta proporcional à 
diferença dos fluxos líquidos que sobre elas 
incidem. Apresenta também um sistema de 
registro. Outro tipo de Radiômetro Líquido fornece 
as energias, distintamente, em cada face. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 49
 
Figura 5.8. Saldo radiômetro ou radiômetro líquido. 
 
Na instalação devem ser seguidos os 
mesmos critérios que o Heliógrafo e o Actinógrafo. 
São usados em parcelas experimentais. 
Permite o registro dos valores de Radia-
ção Líquida através de um sistema de registro ou 
leitura direta. Ultimamente acentuou-se a fabrica-
ção desses aparelhos em escala comercial face 
sua grande importância em estudo de Balanço de 
energia, Balanço hídrico e Assimilação fotossinté-
tica. 
 
4. Outros instrumentos ligados à medição da 
Radiação solar e seus componentes 
 
 São equipamentos mais usados ao nível 
de pesquisa, assim não entraremos em muitos 
detalhes. 
 
Figura 5.9. Medidores da radiação solar e albedo. 
3.3. CÁLCULOS E ESTIMATIVAS DA RAD. SOLAR 
 
a) Radiação Solar Global (Rg): é a quantidade de 
energia solar que atinge uma superfície horizontal 
na superfície da Terra. 
 Na ausência de instrumentos de medida 
da radiação (Actnógrafo e o Radiômetro) pode-se 
obter os valores da Radiação mediante de estima-
tivas (equações) a partir de razão de insolação, 
com os dados do Heliógrafo. 
"Existe uma relação entre a energia solar que 
atinge a superfície da Terra (Rg) e a insolação 
(n)". Assim tem-se a seguinte relação: 
 �
�
�
�
�
�
+=
N
n
.ba
Rs
Rg
 
(y = a + b.x relação linear) 
onde Rg é a energia que atinge uma superfície 
horizontal na superfície da terra (Radiação Global) 
em cal/cm2/dia; Rs é a energia que atingiria uma 
superfície horizontal no topo da atmosfera, em 
cal/cm2/dia (tabela ou equação); n é a insolação 
diária (em horas); N é a insolação máxima possi-
vel, ou horas disponível de insolação desde o nas-
cer até o por do Sol (em horas) tabela ou equação; 
"a" e "b" são parâmetros a determinar para cada 
localidade (constantes de Angstron): a = 0,29.cosφ 
e b = 0,52 (variam de local para local); n/N é a 
razão de insolação (igual a 1 em dias limpos e 0 
em dias completamente encoberto) 
 A Radiação Solar (Rs) pode ser estimada 
a partir da Declinação do Sol (δ) e latitude do local 
(φ), além de outros parâmetros, sendo uma 
grandeza variável, ou obtida em tabelas. 
Como a declinação varia diariamente, 
existe um valor diferente de radiação para cada 
dia, e para cada latitude. Pode ser estimada 
integrando a equação abaixo: 
 cosh).cos.cossen.sen.(
R
Io
dt
dRs
2 δφ+δφ= 
 �� δφ+δφ= dtcosh).cos.cossen.sen.(R
IodRs 2 
 )Wscos.cos.cossen.sen.Ws.(Eo.S.kRs δφ+δφ= 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 50
onde, Rs é a radiação solar no topo da atmosfera 
(cal/cm2/dia); S é a constante solar (S = 1367 
W/m2); Eo fator de correção da excentricidade da 
órbita terrestre (-); Ws é a duração do dia solar 
(rad); δ é a declinação solar (rad); φ é a latitude do 
local (rad). 
Exemplo: Estime a radiação global (Rg) para 
Lages no dia 15 de março sabendo que a 
insolação foi de 10 horas. 
Solução: Na tabela 5.2 (anexos) obtemos para a 
latitude de Lages e o mês de março um valor de 
radiação solarRs = 839 cal/cm2/dia. 
 O coeficiente a de Angstron é obtido em 
função da latitude do local, 
 a = 0,29.cosφ = 0,29.cos (-27,81667º) 
 a = 0,2565 
 A declinação solar será: 
]
365
)74284(
.360[sen.45,23 +=δ = -2,8189º 
δ = -2º 49’ 08” 
 A duração deste dia para Lages será: 
))8189,2(tg)81667,27(tgarccos(1333,0N −−−=
N = 12,195 horas = 12 hs 11 min e 44 seg 
 A radiação global (Rg) pode ser estimada 
então, a partir da relação linear, tal como: 
 �
�
�
�
�
�
+=
N
n
.ba
Rs
Rg
 e isolando Rg, temos, 
 �
�
�
�
�
�
+=
N
n
.ba.RsRg 
�
�
�
�
�
�
+=
195,12
10
.52,02565,0.839Rg 
 Rg = 572,96 cal/cm2/dia 
 
Obtenção dos coeficientes de ANGSTRON 
 
Os parâmetros "a e b" são determinados, 
para qualquer local, estabelecendo uma relação 
entre os dados experimentais obtidos a partir 
de um Actinógrafo e Heliógrafo. Através de 
regressão linear entre a razão de radiação 
(Rg/Rs) e a razão de insolação (n/N), temos: 
 
 
Figura 5.10. Relação de Angstron: Insolação x ra-
diação. 
N
nf=
Rs
Rg
 f = função linear 
y = a + b.x (equação de reta) ou 
N
nb. + a=
Rs
Rg
 )(
N
n
.ba.RsRg += 
onde, y é a variável dependente (Razão de radia-
ção); x é a variável independente (Razão de inso-
lação); a e b são parâmetros da equação de reta, 
sendo "a" constante ou ordenada onde a reta corta 
o eixo y e b a inclinação ou declividade da reta. 
 Tendo-se "n" pares de valores de Rg/Rs e 
n/N podemos facilmente determinar os parâmetros 
da equação de reta pelo processo dos mínimos 
quadrados (regressão linear): 
A Radiação global diária pode ser 
estimada ainda pela nebulosidade diária, mediante 
a equação de BLACK: 
 )C.458,0C.34,0803,0.(RsRg 2−−= 
onde,Rs é a radiação solar e C é a nebulosidade 
média diária (em décimos, exemplo: C = 0,5) 
Exemplo: No dia 10 de abril a nebulosidade 
observada foi de 5 décimos de céu encoberto, 
estime a radiação global (Rg). 
Solução: Na tabela 5.2 (anexos) obtemos para a 
latitude de Lages no mês de abril um valor de 
radiação solar Rs = 682 cal/cm2/dia. 
 A radiação global (Rg) estimada pela 
equação de Black será: 
)C.458,0C.34,0803,0.(RsRg 2−−= 
)5,0.458,05,0.34,0803,0.(682Rg 2−−= 
Rg = 353,617 cal/cm2/dia 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 51
b) Estimativa da Radiação Líquida (R): é a 
radiação que resulta no sistema depois que todas 
as trocas radioativas se efetuarem. Pode ser 
estimada coma equação de BRUNT: 
R = Rc - Rl 
como, Rc = Rg.(1 - r) e Rg = Rs (a + b. n/N) então, 
Rc = Rs.(a + b.n/N).(1 - r) e 
Rl = sTa4 (0,56 - 0,09.ea1/2).(0,1 + 0,9 n/N) 
sendo R = Rc - Rl resulta em 
R=Rs(a+b.n/N)(1-r)-σTa4 (0,56 - 0,09.ea1/2)(0,1+0,9n/N) 
 
onde, R é a radiação líquida (cal/cm2/dia); Rc é a 
radiação de ondas curtas (cal/cm2/dia); Rl é a ra-
diação de ondas longas (cal/cm2/dia); Rg é a ra-
diação global (cal/cm2/dia); r é o albedo (-), tabela 
em f(características da superfície); Rs é a radiação 
solar no topo da atmosfera (cal/cm2/dia); a e b são 
os constantes de Angstron para o local; n é a ilu-
minação real (h); N é a insolação máxima possí-
vel (h); σTa4 é a radiação teórica do corpo negro à 
temperatura média (Ta) do ar (cal/cm2/dia); ea é a 
tensão atual do vapor d'água (mmHg); 
(ea=UR.es/100) es é a tensão de saturação do 
vapor d'água na temperatura do ar (mmHg), (tabe-
las ou equações, função da temperatura); UR é a 
umidade relativa do ar. 
A Radiação Líquida disponível durante o 
dia apresenta um saldo positivo. 
Admitindo que Rc = + (radiação solar que 
chega no sistema) e que Rl = - (emissão do 
sistema), temos: 
 Dia: Rc > Rl R = Rc - Rl 
R > 0 (saldo positivo) 
A Radiação Líquida disponível durante à 
noite apresenta um saldo negativo. 
 Admitindo que Rc = 0 (a noite não tem 
raios do Sol) e que Rl = - (emissão do sistema), 
temos: 
 Noite: R < 0 (saldo negativo), porém é 
relativamente pequeno. 
Em noites de céu limpo, sem vento e baixa 
umidade o saldo negativo pode ser significativo. 
Exemplos: 
1) Estimar a Rg para Lages a partir das seguintes 
informações: 
Dia 08/09 Rad. Solar (Rs) = 850 cal/cm2/dia e 
Nebulosidade (C) = 6 (0,6) 
Solução: 
Rg = Rs.(0,803 – 0,34.C – 0,458.C2) 
Rg = 850.(0,803 – 0,34.0,6 – 0,458.0,62) 
Rg = 369, 002 cal/cm2/dia 
Rg = 369 cal/cm2/dia 
 
2) Estimar a Rg para Lages a partir das seguintes 
informações: 
Dia 10/01/2002; Rs = 850 cal/cm2/dia; Coef. 
Angstron: a = 0,29.cosφ ; b = 0,52 e n = 8. 
Solução: 
N = 0,1333.arc cos (-tgφ.tgδ) 
δ=23,45.sen[(284+j)360/nda] 
Rg = Rs (a + b. n/N) 
δ =23,45.sen[(284+10)360/365]= -22,0396º 
N=0,1333arccos(-tg(-27,8167)tg(22,0396)) 
N = 13,64 h 
Rg=850 (0,29.cos(-27,8167)+0,52.8/13,64) 
Rg = 477,25 cal/cm2/dia 
Rg = 477 cal/cm2/dia 
 
3) Estimar a Radiação Liquida para Lages a partir 
das seguintes informações: dia 10/01/2002; 
Rg = 477 cal/cm2/dia; 
Albedo = 25% 
σTa4 = 880 cal/cm2/dia e 
ea = 17 mmHg 
Solução: 
 R=Rs.(a+b.n/N).(1-r)-σTa4 (0,56-0,09.ea1/2).(0,1+0,9.n/N) 
R=477(1-0,25)–880(0,56-0,09.170,5)(0,1+0,9. 8/13,64) 
R = 253,37 cal/cm2/dia 
R = 253 cal/cm2/dia 
 
Exercício: 1) Obter a declinação solar, a duração 
do dia e a radiação global para Lages durante os 
solstícios e equinócios. Considere que a insolação 
foi de 8 horas em todas as situações. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 52
2) Calcule a Declinação Solar (δ) para o 15º dia de 
cada mês do ano e para as datas de início das 
estações (21/03; 21/06; 23/09; 22/12) e represente 
graficamente em um sistema cartesiano; y para as 
declinações e x para os dias julianos. 
Ex: 15º dia de janeiro: dia juliano 15; 15º dia de 
fevereiro : dia juliano = 46; ... 
3) Calcule os ângulos zenitais para a cidade de 
Lages (φ�= -27º 49'), nas datas de início de cada 
estação, (21/03; 21/06; 23/09; 22/12); às 12 hs de 
cada dia. 
4) Estime o fotoperíodo máximo (N) para o 15º dia 
de cada mês, para a cidade de Lages, e 
represente no plano X,Y. 
5) Calcule a razão de insolação para o 15º dia de 
cada mês, sendo que as leituras de heliógrafo 
apresentaram os seguintes valores: 
janeiro=11 hs; fevereiro= 9,5 hs; março= 8 hs; 
abril = 9 hs; maio = 8 hs; junho = 5 hs; julho=7 hs; 
agosto= 6 hs; setembro=7hs; outubro=7hs; 
novembro=8 hs; dezembro=10 hs. 
OBS: use os valores de N calculado na questão 4. 
6) Determine a Radiação Global, em cal/cm2/min e 
mmH2O/dia, para Lages. A insolação do dia foi de 
9,0 horas. A radiação no topo da atmosfera é de 
970 cal/cm2/dia. A latitude é -27º 49'. A declinação 
para o dia é - 17º. 
7) Calcule a radiação líquida para uma radiação 
global de 600 cal/cm2/dia. Albedo é 24% e a 
radiação de emissão de onda longa da terra é 
obtida a partir das seguintes informações: 
Insolação no dia foi de 7 horas e a insolação 
máxima igual a 13 horas. A temperatura média do 
dia foi de 21º C, umidade relativa 81%, tensão de 
vapor de saturação 18,61mmHg, emissão do 
corpo negro 881 cal/cm2/dia (σ.Ta4) 
8) Calcule a radiação líquida para uma radiação 
no topo da atmosfera igual a 970 cal/cm2/dia. 
Albedo é 24% e a radiação de emissão de onda 
longa da terra é dado a partir das seguintes 
informações: A insolação no dia foi de 7 horas e a 
insolação máxima igual a 13 horas. A temperatura 
média do dia é de 21º C, umidade relativa 81%, 
tensão de vapor de saturação 18,61 mmHg, 
emissão do corpo negro 881 cal/cm2/dia (σ.Ta4) 
9) Estime a Radiação Global através da equação 
de BLACK em função da nebulosidade: 
a) C = 9 (0,9); b) C = 5 (0,5); c) C = 1 (0,1); d) C= 0 
Rs = 450 cal/cm2/dia 
10) Transformar a energia registrada em um acti-
nógrafo (Rg =584 cal/cm2/dia) em lâmina de água 
evaporada (mm/h e mm/dia). 
11) Estime a Radiação Global (Rg em cal/cm2/dia 
e mmH2O/dia) a partir da radiação solar no topo da 
atmosfera e as constantes de ANGSTRON, 
segundo Mc CULLOSH & GLOVER. A insolação 
no dia 18/02/1986 no Posto Meteorológico foi igual 
a 9,5 hs. A latitude do Posto é de -27º 49'. 
Consulte Tabelas em ANEXOS ou em livros. 
12) Calcule a radiação líquida através do balanço 
da energia para Lages; dia 18/02/86, em 
cal/cm2/dia e mmH2O/dia, conforme dados do 
Posto Meteorológico da EPAGRI. O cálculo deverá 
ser efetuado da seguinte forma: 
a) Cálculo da radiação líquida utilizando a 
radiação global real observado (481,24 cal/cm2). 
b) Estimativa da Radiação líquida utilizando a 
radiação global estimada na questão anterior 
(questão 11). 
Dados do Posto Meteorológico: Emissão do corpo 
negro = 881 cal/cm2/dia; Temperatura média 
diária: T = 20,9º C; Albedo = 24 %; Umidade 
relativa do ar média diária: UR = 60,33%; 
Insolação: 9,5 horas; Precipitação: 0 mm; Pressão 
atmosférica local: 904,6 mb; Velocidade do vento: 
1,4 m/s; Altitude do Posto: 936,38 m acima do 
nível do mar; Latitude do Posto: 27º 49'; Longitude 
do Posto: 51º20' 
13) Estimar a Radiação Global (Rg) a partir das 
seguintes informações: Data: 10/01/2002; 
Insolação n = 8 horas; Radiação solar Rs = 850 
cal/cm2/dia; Coeficientes de Angstron: a=0,29cosφ 
e b = 0,52. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 53
4. TEMPERATURA DO AR 
 
 
4.1. INTRODUÇÃO 
 
A temperatura do ar é um dos efeitos mais 
importantes da Radiação Solar. 
 O aquecimento da atmosfera próximo à 
superfície terrestre ocorre por transferência 
(transporte) de calor, a partir do aquecimento da 
superfície terrestre. 
 A principal fonte de calor para a baixa 
atmosfera é a camada superficial do solo, devido 
ao efeito estufa. 
 A atmosfera é praticamente transparente 
à Radiação solar de ondas curtas, mas devido 
principalmente a presença de CO2 e vapor d'água 
a atmosfera absorve fortemente as radiações de 
ondas longas que são emitidas pela superfície da 
terra, aquecendo o ar (Efeito Estufa). 
 Da radiação líquida disponível na 
superfície do solo, uma parcela sofre processo de 
transferência de energia em direção à atmosfera, 
utilizando-se das moléculas que constituem o ar 
atmosférico, aquecendo-o de baixo para cima. 
 Além disso, outros processos contribuem 
para o aquecimento da atmosfera: 
* Condução: transferência entre molécu-
las vizinhas; 
* Convecção: movimento vertical das 
massas de ar; 
* Radiação: absorção das ondas longas, 
principalmente pelo CO2 e vapor d'água...). 
Além desses, a Transição de fase da 
água (calor latente de condensação e evapora-
ção). 
 A significância de um em relação a outro 
depende do estado da atmosfera (Tempo). 
Os diferentes fluxos de calor por estes 
processos irão contribuir para a variação da 
temperatura: 
 
 
Figura 5.11. Fluxos de energia numa camada de 
atmosfera: H é a convecção; LE é o calor latente 
de vaporização; R é a radiação e C a condução. 
 
As diferenças de densidade dos fluxos de 
calor que entram e saem da camada considerada 
são responsável pela variação de temperatura na 
mesma. Normalmente a temperatura diminui 
com a altura, dando origem ao gradiente térmico 
vertical (variação da temperatura por unidade de 
altura - o C/km). 
 Chama-se gradiente negativo ou 
inversão térmica, quando a temperatura 
aumenta com a altitude. No capítulo anterior 
vimos que a inversão térmica pode ocorrer 
segundo 5 causas que são: a) Inversão superficial; 
b) Inversão superficial em baixada; c) Inversão por 
advecção de ar quente; d) Inversão frontal; e) In-
versão superior. 
Também ocorre quando uma camada 
muito rica em moléculas de CO2, vapor d'água ou 
moléculas poluentes, absorve fortemente as 
radiações emitidas, aquecendo-se mais que as 
camadas inferiores. 
 
Figura 5.12. Variação da temperatura com a altura 
na atmosfera: a) gradiente térmico vertical positivo 
b) Inversão térmica superficial. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 54
4.2. AQUECIMENTO DA ATMOSFERA PRÓXIMO À 
SUPERFÍCIE DA TERRA – EFEITO ESTUFA 
 
A energia solar (ondas curtas - Oc) ao 
penetrar na atmosfera é parcialmente absorvida, 
desviada e refletida por constituintes do ar 
(Ozônio, CO2, vapor d'água, CFCs, metano, etc), 
sofrendo uma atenuação. 
Da energia solar que chega à superfície 
terrestre parte é absorvida pela superfície provo-
cando seu aquecimento. A superfície aquecida 
passa a irradiar calor (ondas longas -Ol), uma 
grande parte do qual é absorvida por nuvens, 
gazes e por partículas em suspensão, o resto se 
perde para o espaço (±10%). 
 Uma parte do calor absorvido pela atmos-
fera é devolvido à superfície, fenômeno que é 
chamado Efeito Estufa, que aumenta com a 
poluição atmosfera e tende a tornar a Terra 
mais aquecida. 
O efeito estufa é a propriedade que a 
atmosfera terrestre tem de permitir que a maior 
parte da radiação solar chegue à superfície e 
impedir que a radiação térmica (Ol), emitida por 
esta, escape totalmente para o espaço exterior. 
Sem o efeito estufa a temperatura média da 
superfície terrestre seria de -18o C, porém esta 
temperatura gira em torno de 15ºC, sendo assim o 
efeito estufa é responsável por um aumento de 
temperatura de 33º C. 
 
Figura 5.13. Esquema simplificado do Efeito Estufa 
 
A hipótese da intensificação do efeito 
estufa baseia-se no fato de que aumentando as 
concentrações dos gases absorvedores de 
radiação térmica, mais calor fica aprisionado no 
sistema Terra-atmosfera e a temperatura do 
planeta aumenta. 
Observações indicam que a concentração 
de gás carbônico [CO2] passou de 280 ppm na 
metade do século passado, para os 350 ppm 
atualmente, correspondendo a um aumento de 
25% em 150 anos, sendo que 50% desta variação 
ocorreu apenas nos últimos 30 anos. 
Estima-se que a [CO2] dobre por volta da 
metade deste século (2050). Existem várias 
pesquisas correlacionando [CO2] na atmosfera e 
aumento da temperatura do ar, e com o uso de 
modelos matemáticos de previsão do clima 
(Modelos Globais do Clima, que prevêem um 
aumento na temperatura média da superfície da 
Terra em torno de 1,5 a 5ºC com a duplicação da 
[CO2]) e modelos de previsão de produção de 
culturas pode-se inferir sobre possíveis mudanças 
no comportamento das culturas economicamente 
exploradas. 
Mediante estas previsões podemos 
esperar: 
* Alterações no regime hídrico, com 
secas mais longas e chuvas em menor freqüência, 
porém, mais fortes; Aumentando a necessidade de 
Irrigação (seca) e Drenagem (chuvas). 
Encurtamento da duração do ciclo dos 
cultivos devido a maior temperatura e disponibili-
dade de CO2; 
Intensificação do metabolismo das 
plantas, aumentando a fotossíntese devido a 
maior disponibilidade de CO2 e temperaturas mais 
altas, tendendo a uma maior produção vegetativa; 
O cultivo de Culturas hibernais (de 
inverno) tenderá a ser deslocado para maiores 
latitudes (lugares mais frios) devido sua grande 
necessidade por horas de frio. 
As conseqüentes alterações no clima 
tenderão a modificar a distribuição da vegeta-
ção na superfície da Terra. 
 Derretimento das geleiras dos pólos, com 
conseqüente aumento do nível dos mares e 
inundações nas áreas litorâneas dos continentes e 
dos paises baixos (altitudes negativas). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 55
4.3. DISTRIBUIÇÃO GEOGRÁFICA DAS TEMPERATURAS 
 
A distribuição das temperaturas na 
superfície terrestre está diretamente condicionada 
ao balanço de energia na superfície, depen-
dendo basicamentedos seguintes fatores: 
a) Latitude: a temperatura média anual 
decresce do equador aos pólos. Lei de Lambert: 
no equador os raios tendem a serem mais 
perpendiculares em relação à superfície (maior 
absorção e aquecimento) e nos pólos os raios são 
mais inclinados em relação à superfície (menor 
absorção e aquecimento). 
b) Continentes e Oceanos: o solo (menor 
capacidade térmica) aquece e esfria mais 
rapidamente que as superfícies de água (maior 
capacidade térmica) sob a ação das radiações 
diurnas e noturnas. Quanto mais para o interior 
dos continentes (continentalidade), maior será a 
amplitude térmica, e mais rápidas serão as 
variações de temperatura. 
c) Altitude: em maiores altitudes: 
temperaturas mais baixas. Por estarem mais 
expostas à circulação atmosférica (ventos) e pela 
menor absorção de radiação solar devido a 
inclinação da superfície. 
d) Vegetação: faz com que uma menor 
quantidade de radiação solar chegue ao solo 
(interceptação) e uma parte da radiação solar é 
absorvida pelas plantas (evapotranspiração e 
metabolismo) diminuindo a temperatura. 
e) Variação no Tempo: as variações de 
temperatura anuais seguem a intensidade da ra-
diação solar e nebulosidade apresentando uma 
defasagem (máxima e mínima: 1 mês após 
solstícios nas regiões continentais e após 2 meses 
nas regiões marítimas); 
As variações de temperatura diárias de-
pendem da posição do Sol (inclinação dos raios 
solares em relação à superfície: Lei de Lambert), a 
temperatura começa a subir pouco depois da 
aurora e alcança o máximo de 1 a 3 h depois que 
o Sol vem chegando a sua altura máxima nas 
regiões continentais. 
 
4.4. TEMPERATURA DO AR E AS PLANTAS 
 
Os seres vivos sobrevivem e se 
desenvolvem normalmente apenas a certos 
limites de temperatura do ar. 
A temperatura do ar influi decisivamente 
na fisiologia e no desenvolvimento adequado 
das plantas. 
As várias fases do ciclo de vida vegetal 
correspondem a faixas térmicas ótimas. É 
importante um conhecimento mais detalhado, a fim 
de se obter resultados satisfatórios na agricultura. 
 
A) TEMPERATURAS CARDEAIS: São os valores 
máximo e mínimo de temperatura que definem a 
faixa de temperatura para o bom desenvolvimento 
das plantas (entre 0 e 40°C), fora deste o 
desenvolvimento da planta cessa. Entre estes 
limites, existe um ótimo de temperatura no qual o 
crescimento se dá com maior rapidez. Estes três 
valores (mínimo, máximo e ótimo) são conhecidos 
como temperaturas cardeais. 
 Variam para diferentes culturas, cultivares 
e estádio de desenvolvimento da planta e tem 
influencia na distribuição vegetal na superfície da 
Terra. Para culturas típicas de estação fria (aveia, 
o trigo e cevada) temos: Mínimo: 0 a 5°C; Ótimo: 
25 a 31°C; Máximo: 31 a 37°C. Para as culturas 
de verão (melão e sorgo) temos: Mínimo: 15 a 
18°C; Ótimo: 31 a 37°C; Máximo: 44 a 50°C. 
A fotossíntese freqüentemente mostra 
uma faixa subótima, um ótimo, regularmente am-
plo, e um decréscimo acima de 35°C de 
temperatura. 
A respiração tem sua faixa dobrada com 
um aumento de 10°C na temperatura. Acima de 
45°C, ocorre um abrupto declínio na respiração. 
Obs: A temperatura mínima, abaixo da qual as 
plantas não se desenvolvem é chamada de 
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temperatura base (tb), sendo seu valor diferente 
para cada cultura e estádio de desenvolvimento. 
 
B. UNIDADES TÉRMICAS DE CRESCIMENTO - 
DESENVOLVIMENTO (UTC/UTD): O crescimen-
to/desenvolvimento de uma planta é diferente de 
acordo com a quantidade de calor (energia) à qual 
ela é submetida durante toda a sua vida. Esta 
quantidade de calor pode ser quantificada pelas 
unidades térmicas de crescimento/desenvolvimen-
to (UTC/UTD) expressas em graus-dia (GD). 
 
B.1. Graus-dia (GD): é a medida da diferença da 
temperatura média diária acima do mínimo de 
temperatura necessário para uma planta, ou 
seja, é a quantidade de calor ou energia usado 
para o crescimento (desenvolvimento) da 
planta. Varia para cada cultura, cultivar e estádio 
de desenvolvimento. 
 GD = t – tb 
onde, t é a temperatura média diária e tb é a 
temperatura base. 
Ex. No milho, a temperatura base (temperatura 
mínima) de crescimento é de 10°C. Se a 
temperatura média diária é de 16°C, teremos 6 
graus-dia acumulados. (GD = 16 – 10 = 6 ºC/dia) 
 
B.2. Soma térmica ou Constante Térmica (ST): 
é a quantidade de unidades de calor (graus-dia) 
acumuladas (somadas) desde os primeiros dias 
até a maturação da planta (ST = SGD). É 
aproximadamente constante para cada estação 
de crescimento e para cada cultura que cresce 
num mesmo local. 
A soma térmica (ST) poderá apresentar 
pequenas variações devido à população de 
plantas, fertilidade e tipo de solo e umidade do 
solo, porém para condições semelhantes 
tenderá a ser constante. 
Quando se estuda a duração de um cultivo 
no calendário (dias), observa-se que não é 
constante, variando segundo as regiões e local, de 
acordo com anos e a época de semeadura, porém 
observou-se que a soma de unidades para o 
crescimento/desenvolvimento (constante térmica) 
tinha uma variação pequena e desprezível, ou seja 
seu valor era praticamente constante. Ex. Trigo: 
em algumas regiões, o período entre a germinação 
e maturação foi de 142 dias, e em outras; 155 
dias; e sua constante térmica em ambas as 
condições foi de ± 2000º C. 
Em média a soma térmica, desde a 
germinação até a maturação, para a cevada é de 
1700°C aproximadamente, trigo 2000°C e milho 
1500°C (aproximadamente). A estas somas fixas 
para cada cultura deu-se o nome de constante 
térmica ou soma térmica. 
Estes valores podem variar para diferentes 
cultivares de uma mesma cultura, o que permite 
classifica-los em cultivares de ciclo precoce, 
ciclo médio e ciclo tardio. 
Assim pode-se prever com maior precisão 
a data de maturação das culturas e cultivares, 
mediante o uso das unidades térmicas de cresci-
mento/desenvolvimento. 
Exemplo: Estimar a possível data de maturação 
do milho, considerando uma cultivar que apresen-
ta uma constante térmica (soma térmica) de 1500º 
C, temperatura base de 10º C e plantada em 21 de 
outubro, numa região que apresenta as seguintes 
temperaturas médias: out = 20ºC; nov = 23ºC; 
dez = 25ºC; jan = 25ºC; fev = 24ºC; mar = 21ºC. 
Temos então que acumular os valores me-
dios de graus-dia para cada mês até atingir a so-
ma térmica necessária para a cultura completar 
seu ciclo: 
ST=10.(20-10)+30.(23-10)+31.(2510) 
+31.(25-10)+6.(24-10)=1504ºC (1420+84) 
Assim a maturação será aproximadamente 
em 6 de fevereiro. 
Exercício: Considerando a mesma região estimar 
a provável data de maturação para uma cultivar de 
milho com ST= 1300ºC, temperatura base 9ºC e 
data de semeadura em 15 de outubro. 
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C. TERMOPERIODISMO 
 
É o efeito da variação da temperatura do 
ar no desenvolvimento dos vegetais superiores. 
Esta variação, num ciclo completo de um dia, um 
ano ou vários dias, constituem um 
termoperiodismo diário, anual ou aperiódico, 
respectivamente, e se caracteriza por apresentar 2 
setores bem definidos: a termofase positiva e a 
negativa. 
 
Figura 5.14. Variações diárias, anuais ou 
aperiódicas de temperatura - Termoperiodismo 
 
A importância da periodicidade anual se 
manifesta na distribuição geográfica das culturas 
O êxito ou fracasso das introduções de 
espécies exóticas depende em grande parte da 
semelhança ou não entre as condições termope-
riódicas anuais da região de origem e das regiões 
aonde se pretende cultivá-las. 
Como estas variações resultam em conse-
quências distintas em diferentes espécies vege-
tais, determina-se 3grupos principais de plantas: 
* Termocíclicas: espécies que apresen-
tam tecidos ativos à temperatura durante um ou 
mais períodos anuais de variação na temperatura 
(termofases positivas e negativas). Ex. Plantas 
perenes e bianuais. 
* Paratermocíclicas: espécies anuais 
com tecidos ativos à temperatura em uma parte 
das termofases negativas ou positivas. Ex.: Ce-
reais de inverno. 
* Atermocíclicas: espécies anuais com 
tecidos ativos à temperatura somente na termo-
fase positiva do período anual. Ex.: Milho e sorgo. 
 
D. VERNALIZAÇÃO 
 
É o acumulo de baixas temperaturas pelas 
plantas, desde da fase de semente germinada até 
a formação do talo, essencial para o seu 
desenvolvimento, pois as mesmas armazenam 
reservas em seus tecidos. É um processo, muito 
comum em plantações de trigo na Europa 
(variedades de inverno). São semeadas no 
outono, passando seu estádio inicial de 
desenvolvimento sob uma camada de neve. 
Sugere-se que passar por um período de baixas 
temperaturas em alguma época de seu ciclo seja 
essencial para o seu melhor desenvolvimento. 
 
E. EXIGÊNCIAS DE FRIO 
 
São as horas de frio necessárias às 
culturas de clima temperado, para que reestabele-
çam suas reservas fisiológicas, ou seja, o número 
de horas mínimas para que as plantas tenham 
vigor para quebrar a dormência das gemas 
vegetativas e reprodutivas. É variável para cada 
cultura, porém, em todas, existe uma faixa 
considerada ótima, sendo que abaixo ou acima 
desta ocorrerá prejuízo para a planta. 
Os efeitos positivos das baixas temperatu-
ras podem ser enumerados: vernalização; quebra 
de dormência das sementes; quebra de dormência 
das gemas das plantas de clima frio. As horas de 
frio serão contabilizadas, conforme cálculo. 
 
4.5. OBSERVAÇÃO DA TEMPERATURA DO AR 
 
 O termo à sombra decorre do fato que a 
temperatura deve ser medida num ambiente 
padrão de leitura que é o abrigo termométrico ou 
meteorológico. 
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A) ABRIGOS METEOROLÓGICOS 
 
 Também são chamados de abrigos termo-
métricos. 
Sua finalidade é proteger instrumentos 
(precipitação e de insolação direta) e garantir leitu-
ras representativas (condição de referência: para 
uniformizar o local da observação (medição) para 
comparações entre diferentes pontos da terra). 
Figura 5.15. Abrigo Meteorológico ou abrigo 
termométrico: Modelo Padrão e simplificado. 
 
Constitui-se de uma caixa de teto duplo 
(madeira ou ruberóide) com paredes de venezia-
nas duplas e invertidas (EMA, multiplacas), para a 
circulação livre de ar, de cor branca, sendo que 
uma delas (voltada para a direção sul) deve abrir 
como porta. 
 Suas dimensões devem possibilitar a 
instalação dos aparelhos afastados das paredes. 
Os aparelhos instados dentro do abrigo 
são: Termômetro de máxima e Termômetro de 
mínima; Psicrômetro (Termômetro de bulbo seco e 
Termômetro de bulbo úmido); Termógrafo e 
Higrógrafo ou Termo-Higrógrafo, outros. 
 
Figura 5.16. Abrigo meteorológico aberto 
Instalado na área instrumental da estação, 
em terreno plano, coberto de grama rasteira, em 
área descampada, onde o ar pode circular 
livremente. A base deve estar a 1,2 metros da 
superfície do solo (sobre um cavalete de madeira). 
Em um local de fácil acesso ao observador. 
 Os principais medidores dentro do abrigo 
meteorológico são os termômetros que podem ser 
distinguidos quanto ao seu princípio de 
funcionamento em: 
1) Dilatação de Líquido: é o tipo mais 
comum constituindo-se de um capilar onde uma 
coluna de líquido (álcool ou Mercúrio) se dilata 
com o aquecimento. Ex: Termômetro de máxima, 
Termo-metro de mínima, geotermômetros e 
psicrômetro. 
2) Dilatação de sólido: um sólido 
aquecido dilata-se. Assim pode-se usar uma placa 
metalica em forma de anel que se dilata ou se 
contrai com maior ou menor temperatura. Ex: 
Termógrafo. 
3) Pares termoelétricos (termopar): a 
força eletromotriz (Fem) é proporcional à diferença 
de temperatura. Estes termômetros são de ótima 
precisão e sensibilidade, porém necessitam de 
calibração. 
4) Resistência elétrica: a resistência 
elétrica de um metal (níquel, platina, tungstênio e 
cobre) varia com a temperatura. Assim temos 
termômetros de resistência elétrica em EMAs. 
5) Infravermelho: baseia-se na detecção 
da radiação eletromagnética emitida pelos corpos, 
normalmente na faixa do infravermelho (IV). São 
usados para determinar a temperatura da superfí-
cie de um corpo. 
Os 4 primeiros tipos são usados para 
determinar a temperatura do ar, sendo que os 2 
primeiros são mais usados em estações meteoro-
lógicas convencionais e os outros 2 em estações 
meteorológicas automáticas. O ultimo tipo é usado 
para medir a temperatura da superfície de um 
corpo, muito usado em Zootecnia. 
 
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B. TERMÔMETRO DE MÁXIMA 
 
Usado para medir a temperatura máxima 
diária do ar à sombra. 
É semelhante a um termômetro (clínico) 
comum, porém, com maiores proporções, sendo o 
elemento sensível um bulbo de vidro (forma de 
pêra) cheio de mercúrio (Hg) ligado a um tubo 
capilar que tem uma constrição (estreitamento) 
nas proximidades da união com o bulbo. 
 
Figura 5.17. Termômetro de máxima 
 
Aquecido o Hg dilata-se pelo capilar, 
cessada a ação do aquecimento, o Hg tende a 
voltar ao bulbo, mais isto não acontece porque a 
coluna de Hg se rompe na constrição, ficando 
inalterada a coluna capilar acima dela, registrando 
a expansão ou temperatura máxima. 
 É instalado dentro do abrigo termométrico 
padrão, geralmente em um suporte duplo junto 
com o termômetro de mínima, em posição 
horizontal levemente inclinada. 
 
Figura 5.18. Instalação do termômetro de máxima 
e termômetro de mínima. 
 
A leitura é igual como para qualquer 
termômetro, sendo o horário de leitura às 9:00 h. 
Após a leitura se faz o Hg voltar para o bulbo com 
movimentos sucessivos de rotação. 
Os dados diários de temperatura máxima 
são anotados em planilhas, onde posteriormente 
são calculadas as médias aritméticas da 
temperatura máxima mensal e anual e obtido seus 
extremos. 
OBS: A temperatura máxima do dia ocorre 
próximo às 14:00 h (1 a 3 h após o meio dia solar). 
A temperatura máx anual ocorre aproximadamente 
1 mês após o solstício de verão nos continentes e 
aproximadamente 2 meses após o solstício de 
verão nos oceanos. 
 
C. TERMÔMETRO DE MÍNIMA 
 
Usado para medir a temperatura mínima 
diária do ar à sombra. 
Seu tamanho é idêntico ao termometro de 
máxima, com a forma do bulbo em U. 
 
Figura 5.19. Termômetro de mínima 
 
O elemento sensível dentro do tubo capilar 
é o álcool com um pequeno altere de vidro, que 
permanece imóvel quando o álcool se expande. 
Ao se contrair, porém, o menisco da coluna capilar 
de álcool arrasta para trás o altere, ficando assim 
registrada a temperatura mínima, mesmo que o 
álcool se dilate novamente na coluna capilar, ele 
não arrastará o altere. 
 É instalado em suporte apropriado junto 
com o termômetro de máxima, em posição 
horizontal. 
 
Figura 5.20. Instalação do termômetro de máxima 
e termômetro de mínima no interior do abrigo 
meteorológico. 
 
 
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A leitura igual a qualquer termômetro, 
sendo o horário de leitura às 9:00 h. Após a leitura 
faz-se o altere voltar para o bulbo e entrar em 
contato com o álcool virando-o de ponta-cabeça. 
Os dados de temperatura mínima diária 
são anotados em planilhas, onde depois são 
obtidos as médias aritméticas das temperaturas 
mínimas mensais e anuais e seus extremos. 
OBS: A temperaturamínima do dia ocorre próximo 
às 5:00 h da manhã. A temperatura mínima anual 
ocorre aproximadamente 1 mês após o solstício de 
inverno nos continentes e aproximadamente 2 
meses após os solstício de inverno nos oceanos. 
 
D. PSICRÔMETRO 
 
Para determinar a temperatura do ar à 
sombra a qualquer instante de tempo (termômetro 
de bulbo seco); e determinar a umidade do ar 
indiretamente a partir das temperaturas fornecidas 
pelos 2 termômetros (depressão psicrométrica). 
Consiste em um conjunto de 2 
termômetros montados num suporte, sendo um 
termômetro de bulbo seco (TBS) e outro de bulbo 
úmido (TBU). O termômetro de bulbo úmido tem 
seu bulbo enrolado por um cadarço (algodão) que 
vai até um reservatório contendo água, que man-
tém o bulbo úmido constantemente. 
 
Figura 5.21. Psicrômetro ventilado (aspirado), não 
ventilado (não aspirado) e Psicrômetro de Funda. 
Quanto aos tipos os psicrometros podem 
ser: não ventilados (não aspirados) e ventilados 
(aspirados) quando possuem um dispositivo 
(ventilador) que faz a circulação forçada do ar, e 
ainda existe o psicrômetro de funda (portátil com 
cabo giratório). 
A temperatura do termômetro de bulbo 
úmido (tu) é inferior à do termômetro de bulbo 
seco (t) e esta diferença é denominada de 
"Depressão Psicrométrica“, 
 
 DP = t – tu = ∆t 
A diferença de coluna de mercúrio entre os 
dois termômetros, dividida pela diferença de tem-
peratura entre os termômetros é denominada de 
"Constante Psicrométrica“ 
 
t
Hg
∆
∆
=γ 
onde, γ é a constante psicrométrica do aparelho 
(mmHg/oC); ∆Hg é a diferença de coluna de Hg 
entre os dois termômetros (mmHg) e ∆t é a 
diferença de temperatura entre os termômetros de 
bulbo seco "t" e de bulbo úmido "tu" (oC) 
(Depressão Psicrométrica). 
 É instalado dentro do abrigo sobre o 
suporte apropriado. 
 
Figura 5.22. Instalação do Psicrômetro. 
 
As leituras são realizadas nos três horários 
oficiais: 9, 15 e 21 horas. 
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São obtidos dados diários de temperatura 
do ar à sombra, temperatura do bulbo úmido e a 
depressão psicrométrica (diferença entre as 
leituras). Estes dados são usados para o cálculo 
da tensão de vapor e umidade do ar. 
 
E. TERMÓGRAFO 
 
Usado para registrar continuamente a 
temperatura do ar à sombra. 
O elemento sensível é um anel metálico, 
ou seja, a medição é feita segundo o princípio da 
dilatação de um sólido proporcional à temperatura. 
Este anel esta em contato com um sistema de 
alavancas que registra a variação da temperatura 
em gráfico. 
 
Figura 5.23. Termógrafo. 
 
Para seu funcionamento um elemento bi-
metálico sensível a variações de temperatura 
aciona um sistema de alavancas que registra a 
temperatura sobre uma faixa de papel (gráfico 
temperatura x tempo) colocada sobre um tambor 
acionado por um mecanismo de relógio. O 
elemento sensível pode ser também um líquido 
(álcool) que aciona um sistema de alavancas para 
o registro de temperatura. 
 É instalado no abrigo meteorológico em 
nível. 
O gráfico deve ser trocado diária ou 
semanalmente, conforme o mecanismo de relógio 
do aparelho (diário ou semanal), sendo que se 
deve dar corda no mecanismo. 
 
 
Figura 5.24. Parte de um Termograma. 
 
Obtém-se o registro contínuo da 
temperatura do ar à sombra. 
 
4.6. CALCULOS DE TEMPERATURA DO AR 
 
a) Temperatura média diária: quanto maior o 
número de leituras diárias maior é a precisão da 
temperatura média, porém torna-se impraticável. 
Sendo assim obtém-se o valor médio a partir das 
leituras diárias comuns (9:00; 15:00 e 21:00 h). 
 
5
tmTMt.2tt h21h9 +++= INMET 
onde, t é a temperatura média do ar à sombra 
(oC); t9h é a temperatura do ar à sombra observada 
às 9 h (oC); t21h é a temperatura do ar à sombra 
observada às 21 h (oC); TM é a temperatura máxi-
ma (oC); tm é a temperatura mínima à sombra (oC) 
ou ainda pode-se obter a temperatura média por: 
2
tmTMt += padrão americano – EUA 
 
4
t.2ttt h21h14h7 ++= padrão IAC 
 
b) Temperatura média mensal: é obtida pela 
média aritmética dos valores de temperatura 
média diária, 
 
n
tt �= 
onde, t é a temperatura média mensal (oC); t é a 
temperatura média diária (oC); n é o número de 
dias do mês. 
Existem também equações para a 
estimativa da temperatura média do ar mensal em 
 
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função das coordenadas do local, que deve ser 
ajustada para cada local, 
 tm = a + b.alt+c.lat+d.long 
onde, a, b e c são constantes determinadas 
estatisticamente para cada local, alt é a altitude, lat 
é a latitude e long é a longitude do local. 
c) Temperatura média anual: é obtida pela média 
aritmética dos valores de temperatura média diária 
12
t
at �= 
onde, at é a temperatura média anual (oC); t é a 
temperatura média mensal (oC). 
 
d) Temperatura média verdadeira: é aquela que 
corresponde à ordenada média do diagrama traça-
do por um termógrafo, em um mesmo intervalo de 
tempo. Pode-se obtê-la a partir da integração da 
área abaixo da curva do gráfico e dividindo esta 
pelo intervalo de tempo (24 hs). 
 
Figura 5.25. Termograma indicando a temperatura 
média verdadeira. 
 
4.6. APRESENTAÇÃO DOS DADOS DE MEDIDA 
DA TEMPERATURA 
 
 As informações de temperatura podem ser 
apresentados em forma de: Tabelas cronológicas; 
Gráficos cronológicos ou Mapas de isotermas 
(Cartas de isotermas: isolinhas que ligam pontos 
com igual temperatura) contendo os dados de 
temperaturas médias diárias, mensais e anuais, 
máximas e mínimas. A seguir apresenta-se alguns 
exemplo de apresentação de informações de 
temperatura. 
 
 
Figura 5.26. Gráfico cronológico das temperaturas 
do ar, máxima e mínima. 
 
 
Figura 5.27. Mapa das isotermas de temperatura 
média no verão do Brasil. 
 
 
 
 
Tabela cronológica. Temperatura do ar (oC) 
Data Temperatura 
média 
Temperatura 
máxima 
Temperatura 
mínima 
01/10/04 25,4 26,6 21,3 
02/10/04 19,2 22,7 17,4 
03/10/04 21,5 24,5 19,0 
04/10/04 26,7 31,1 24,1 
05/10/04 22,3 26,7 19,4 
06/10/04 17,8 21,1 14,5 
07/10/04 19,4 25,6 14,3 
08/10/04 20,6 25,5 14,6 
09/10/04 19,8 24,6 17,4 
10/10/04 20,9 27,4 19,7 
Decendio1 21,4 25,6 18,2 
11/10/04 22,4 27,5 20,1 
12/10/04 24,6 29,4 19,8 
13/10/04 19,8 23,4 14,6 
14/10/04 21,2 27,4 16,7 
15/10/04 23,4 29,6 18,7 
16/10/04 26,7 32,3 23,4 
17/10/04 26,8 31,2 22,6 
18/10/04 23,2 27,5 17,8 
 
 
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EExxeerrccíícciiooss:: 
 
1) Calcule a temperatura média diária e a média 
decendial a partir dos registros de um termômetro 
de mercúrio obtidas no posto meteorológico duran-
te o 1o decêndio de janeiro. A partir dos valores 
médios diários obtenha a temperatura média 
decendial. 
Dia/mês Temperatura 
horários de leitura 
temperaturas 
extremas 
 9:00 hs 15 hs 21 hs Tmáxima Tmínima 
01/01 18,6 25,9 19,0 26,0 17,5 
02/01 19,7 27,8 20,0 30,0 18,9 
03/01 16,6 25,0 18,9 26,8 15,7 
04/01 15,4 23,0 18,0 24,3 14,3 
05/01 19,0 28,9 19,0 30,5 18,9 
06/01 20,0 30,6 17,0 31,2 16,5 
07/01 16,7 25,8 18,0 26,5 16,7 
08/01 13,0 24,0 16,8 25,0 12,0 
09/01 14,0 25,0 15,0 27,0 13,8 
10/01 16,0 26,0 19,0 28,0 15,9 
 
2) Calcule a temperatura média diária pelo padrão 
brasileiro (INMET) para Lages segundo os 
registros do Posto Meteorológico da EPAGRI, 
referente ao dia 04/02/86. 
Termômetros Horários de leituras 
T (oC) 9:00 hs 15:00 hs 21:00 hs 
Bulbo seco 19,30 26,60 21,30 
Bulbo úmido 17,20 18,70 18,10 
Máxima 28,00 
Mínima 16,40 
 
3) Estimara possível data de maturação do milho, 
considerando uma cultivar que apresenta uma 
constante térmica (soma térmica) de 1500o C, 
temperatura base de 10o C e que foi plantada em 
16 de outubro, numa região que apresenta as 
seguintes temperaturas médias: outubro = 20o C; 
novembro = 23o C; dezembro = 25o C; janeiro = 
25o C; fevereiro = 24o C; março = 21o C. 
 
4) Considerando a mesma região estimar a 
provável data de maturação para uma cultivar de 
milho com soma térmica de 1300o C, temperatura 
base igual a 9o C e data de semeadura em 15 de 
outubro. 
 
 
5) O que é temperatura média diária verdadeira. 
Explique com auxílio de um gráfico e como é 
obtida. 
 
 
6) A partir do gráfico abaixo obtenha: 
a) A temperatura mínima do dia 04/12/2004 (terça-
feira). Em que horário ocorreu a mesma? 
b) A temperatura mínima do dia 04/12/2004 (terça-
feira). Em que horário ocorreu a mesma? 
c) Obtenha as 24 temperaturas em cada hora do 
dia no gráfico abaixo (termograma) e calcule a 
temperatura média diária (média aritmética) 
d) Obtenha as temperaturas das 9, 15 e 21 horas 
e calcule a temperatura média pelo padrão INMET. 
Compare com o resultado do item anterior. 
 
 
 
 
7) Com base na abordagem da Soma térmica ou 
Constante térmica de uma cultura (soma de graus-
dia) faça inferências a respeito de como pode ficar 
o ciclo das plantas anuais com a intensificação do 
aquecimento global. 
 
 
8) a) O que são unidades térmicas de crescimento 
e constante térmica (soma térmica)?; 
 
b) Uma cultura cuja constante térmica é 
aproximadamente de 2000o C foi plantada em um 
local cuja a temperatura média é de 20o C, 
alcançando a maturação em 120 dias. Se esta 
cultura fosse plantada em um local cuja 
temperatura média é de 17o C o que aconteceria 
na duração de seu ciclo? 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 64
55.. TTEEMMPPEERRAATTUURRAA DDOO SSOOLLOO 
 
 
5.1. INTRODUÇÃO 
 
A temperatura do solo (ts) é o indicativo 
da quantidade de energia (Rs) absorvida pela 
superfície e que foi transferida por condução para 
o interior do solo. 
 Às vezes é mais importante que a 
temperatura do ar. É responsável pelos contraste 
entre estações de crescimento nas encostas com 
diferentes inclinações. 
 Temperaturas do solo extremamente 
altas ou baixas são letais para as raízes das 
plantas, sendo que temperaturas do solo baixas 
impedem a absorção de nutrientes e água 
pelas plantas. Também tem fundamental 
importância nos seguintes processos: 
 Germinação de sementes; crescimento e 
atividade funcional das raízes; velocidade e dura-
ção do crescimento das plantas; reações químicas 
e biológicas que ocorrem no solo; absorção e 
transporte de nutrientes; ocorrência e severidade 
de doenças; decomposição da matéria orgânica e 
respiração radicular; estrutura orgânica da fauna e 
flora do solo; evaporação da água; troca de íons 
nos minerais (solução do solo: nutrientes). 
 
5.2. FATORES INTERVENIENTES NA TEMPE-
RATURA DO SOLO 
 
Os principais fatores que afetam a tempe-
ratura do solo são: 
a) Saldo líquido de calor absorvido pelo 
solo; 
b) Energia calorífica exigida para a 
mudança de temperatura (capacidade térmica); 
c) Energia necessária para evaporação 
(água); e 
d) Energia gasta pela fauna e flora do solo 
(desprezada). 
55..33.. AABBSSOORRÇÇÃÃOO EE PPEERRDDAA DDEE EENNEERRGGIIAA SSOOLLAARR 
 
A quantidade de calor absorvida pelos 
solos é determinada pelo total de energia que 
atinge a superfície (Rg), que representa parte da 
Rs total (Radiação emitida pelo Sol). 
Assim temos: 
* Regiões Áridas (sem nuvens): 75% da radiação 
solar atinge o solo 
* Regiões Úmidas (com nuvens): 35 - 40% atinge 
o solo. 
* Média global: 50% da Rs atinge o solo. 
Da fração que atinge o solo: 35 - 45% é 
refletida (albedo) ou perdida por irradiação térmica 
(ondas longas: E.E). 
Da parcela que não retorna (saldo radia-
ção), 5% é consumida pela fotossíntese mais rea-
ções metabólicas; 5-15% do saldo é absorvido e 
transferido (armazenado) como calor no interior do 
solo. 
 
5.4. FATORES QUE AFETAM A ABSORÇÃO DA 
RADIAÇÃO SOLAR (Rs) NO SOLO 
 
Em qualquer local a radiação solar (Rs) 
depende, em princípio, do clima. Porém a 
quantidade de energia que penetra no solo 
depende de outros fatores, tais como: 
 
a) Cor (Albedo): caracteriza a reflexão 
(faixa do visível). Superfície branca reflete todos 
os comprimentos de onda e superfície negra 
absorve todos os comprimentos de onda. 
 Solos escuros absorvem mais energia, 
tendo, portanto, maiores temperaturas. 
 
b) Declividade (Inclinação) e Exposição: 
influi no ângulo de incidência dos raios solares 
sobre a superfície (Lei de Lambert); tem pequena 
importância para baixas latitudes (<10º), sendo 
importante para regiões situadas fora dos trópicos 
(médias e altas latitudes). 
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Figura 5.28. Influência da inclinação da encosta 
sobre a absorção de energia pela superfície 
 
 No hemisfério sul as encostas Norte (N) 
apresentam maiores temperaturas do solo. 
 As maiores amplitudes térmicas entre as 
encostas são observadas na primavera-verão, 
sendo que a diferença entre as temperaturas 
mínimas é menor que entre as máximas. 
 Culturas plantadas em encostas N iniciam 
mais cedo seu crescimento. 
 As encostas sudoestes (SO) são mais 
quentes que as encostas sudestes (SE), pois, há 
um prolongado resfriamento devido a evaporação 
do orvalho, além disso durante a manhã a 
superfície encontra-se mais fria do que à tarde. 
 A radiação solar que chega a superfície é 
composta de radiação direta e radiação difusa 
(radiação do céu), sendo que: 
* Radiação Direta é função da exposição e 
inclinação do terreno; 
* Radiação Difusa é função da inclinação do 
terreno. 
 Encosta com inclinação de 8º, exposta ao 
Sul (S) recebe a mesma quantidade de radiação 
difusa que uma encosta com 8º exposta ao Norte. 
 Quanto maior for a proporção de radiação 
difusa, menor será a diferença de energia recebida 
entre as exposições. Em dias nublados o efeito da 
exposição é minimizado. 
 
c) Cobertura Vegetal: solo nú está sujeito 
a intensas variações da temperatura nas camadas 
da superfície. 
A cobertura do solo tem efeito moderador 
da variação de temperatura, pois a interceptação 
vegetal transforma a energia solar em calor latente 
de Evaporação. Cobertura morta “Mulch” funciona 
como uma camada isolante impedindo variações 
acentuadas de temperatura. 
 
d) Textura do Solo: solos arenosos 
possuem: 
* menor Capacidade térmica (necessita menor 
quantidade de energia para variar a temperatura); 
* menor Condutividade Térmica (o fluxo de calor é 
mais lento no solo); 
* menor resfriamento por evaporação (menor 
quantidade de água retida no solo), 
conseqüentemente aquecem-se mais rápido na 
primavera (comparado aos argilosos). Assim, 
solos arenosos tornam-se quentes mais cedo, ini-
ciando o crescimento vegetal mais cedo, no entan-
to, no outono os solos arenosos resfriam-se mais 
rápido. A energia recebida pelos solos arenosos 
concentra-se na superfície do mesmo, isto devido 
à má Condutividade Térmica desse tipo de solo. 
 
5.5. PROPRIEDADES TÉRMICAS DOS SOLOS 
 
a) Calor Específico (Capacidade Térmi-
ca) dos solos: é a relação entre a quantidade de 
calor necessária para elevar de 1ºC a temperatura 
do solo e a exigida para a mesma elevação de 
temperatura de igual peso de água. 
 Solos minerais têm uma capacidade 
térmica de ± 0,20 cal/g e o Húmus ± 0,45 cal/g. 
 A absorção de determinada quantidade de 
calor não assegura elevação de temperatura do 
solo. Para os outros fatores constantes, soloscom 
elevada capacidade térmica (CT) apresentam 
variações lentas de temperatura. 
 O teor de umidade se constitui no principal 
fator a determinar a energia necessária para 
elevar a temperatura do solo. 
 Por exemplo: Solo mineral seco tem uma 
capacidade térmica CT = 0,20 cal/g, com umidade 
gravimétrica de 30% sua CT será 0,38 cal/g. 
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A umidade gravimétrica é expressa em 
gramas de H2O/100g de solo seco, neste solo há a 
disponibilidade de 30g de água em cada 100g de 
solo. Então para calcular a CT de um solo úmido 
fazemos: 
No de calorias para elevar 1ºC 30g H2O 
= 30g .1 cal/g = 30 cal 
No calorias para elevar 1ºC 100g solo 
= 100g.0,2 cal/g = 20 cal 
Total = 50 cal 
Então, para 130g de solo úmido tem-se 
neste caso, 50cal/130g = 0,38 cal/g. 
Exercício: Calcule a CT para um solo com 25% 
de UG e 5% de M.O. R: CT= 0,36 cal/g. 
 
b) Condutividade térmica: é a quantida-
de que flui por unidade de tempo, através de uma 
unidade de área (superfície) de solo de espessura 
unitária ou é a velocidade de aquecimento por 
unidade de profundidade de perfil na unidade de 
tempo e temperatura (cal/cm/min/oC). 
 Depende da porosidade, teor de M.O., 
tipos de partículas do solo e umidade do solo. 
A condutividade térmica da água é ±150 
vezes maior do que a do solo, assim o teor de 
umidade é importante para o aquecimento e 
resfriamento do solo. 
 Quanto maior a condutividade térmica do 
solo menor são as variações de temperatura na 
superfície do solo. 
 
5.6. MÉTODOS PARA MODIFICAR A TEMPE-
RATURA DO SOLO 
 
 Os princípios mais importantes para 
modificar a temperatura do solo são: regular o 
recebimento ou a perda de energia e alterar as 
propriedades térmicas da superfície do solo. 
As práticas para regular o recebimento 
de energia no solo são: 
* Colocar uma camada de um material isolante, 
sobre ou perto da superfície do solo, tal como 
palha, papel, vidro, polietileno, etc.; 
* Aquecer ou resfriar a superfície do solo; 
* Mudar a absorvidade do terreno (alterar a 
inclinação com sistematização); 
* Variar a temperatura do ar pelo uso de 
ventiladores ou abrigos (quebra-ventos). 
As práticas para controlar a perda de 
radiação da superfície do solo são: 
* Emprego de vários materiais isolantes e 
* Geração de cortina de fumaça ou neblina no ar. 
As propriedades térmicas do solo podem 
ser modificadas: 
* Aumentando a absorvidade do terreno (inclina-
ção, cor) 
* Mudando a condutividade térmica pelo cultivo, 
irrigação e compactação; 
* Alterando a capacidade térmica pela irrigação ou 
drenagem de água; 
* Fazendo variar a razão de evaporação, removen-
do ervas daninhas, regulando a umidade do solo, 
usando-se abrigos, telas, areias, etc., sobre a 
superfície do solo. 
 
5.7. MOVIMENTO DO CALOR NOS SOLOS 
 
 Grande parte da energia solar é dissipada 
na atmosfera, entretanto parte dela penetra sob a 
forma muito lenta no perfil do solo por 
condutibilidade. 
 Condutibilidade é a condutividade ter-
mica de um solo, ou seja, a velocidade de aque-
cimento por unidade de profundidade na uni-
dade de tempo e temperatura (cal/cm/min/oC). 
 O calor se transfere do solo para a água, 
cerca de 150 vezes mais facilmente do que do 
solo para o ar. Na medida em que aumenta a 
quantidade de umidade do solo, diminui igual-
mente a quantidade de ar nos poros do solo e a 
resistência à transferência de calor é diminuída. 
Quando existir quantidade suficiente de umidade 
para unir a maioria das partículas do solo, adições 
posteriores de água terão efeito pequeno na 
condutividade térmica. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 67
 Nas regiões temperadas, os solos de 
superfície são, em geral, mais quentes no verão e 
mais frios no inverno, quando comparados aos 
subsolos, especialmente os horizontes mais 
profundos destes últimos. Isso se explica em parte 
devido a grande umidade que o solo possui no 
inverno. 
 As curvas que indicam os valores da 
temperatura ao longo do perfil dos solos são 
chamadas de Tautócronas. Na figura a seguir 
observa-se as tautócronas em 5 horários do dia 
obtidas de um experimento com um Latossono 
desnudo (sem vegetação) 
 
Figura 5.29. Variação da temperatura do solo em 
profundidade em Latossolo desnudo. 
 
 
5.8. OBSERVAÇÃO DA TEMPERATURA DO SOLO 
 
1. Termômetros de Solo (Geotermômetros) 
 
São usados para determinar a temperatura 
do solo em diferentes profundidades. 
O tipo mais comum é o de coluna de 
mercúrio (Hg), com uma haste que atinge a 
profundidade desejada no solo. Geralmente é 
graduado de -13 a +60ºC, com graduação de 
0,2ºC, podendo-se estimar 0,1ºC. O bulbo é 
enterrado à profundidade que se deseja saber a 
temperatura do solo, uma saliência em sua haste 
que é o ponto de referência e, o qual, deve ficar na 
superfície do solo. Existe, portanto, um termômetro 
para cada profundidade. Atualmente, utiliza-se 
geotermômetros de termopar (pares termo-
elétricos) ou de resistência elétrica, principalmente 
em estações automáticas. 
 
Figura 5.30. Geotermômetros 
 
As profundidades padrões de instalação 
são: 1, 2, 5, 10, 20, 40 e 80cm (mais comuns: 2, 5, 
10 e 20cm). São dispostos em linha, com direção 
L-O, para diminuir erros (incidência direta de raios 
solares), a extremidade superior do termômetro 
fica voltada para o N. O termômetro de menor 
profundidade fica instalado do lado O e o mais 
profundo do lado L. São fixados em suporte em 
forma de “U” invertido. O local deve ser protegido 
contra animais (cercado de tela). 
 
Figura 5.31. Baterias de geotermômetros instala-
dos em solo com diferentes coberturas. 
 
No manejo não se retira os termômetros 
do solo, lê-se diretamente a temperatura no local 
por ocasião das 3 observações diárias (9, 15 e 21 
horas). 
 
2) Fluxímetros: constituem-se de placas medido-
ras de fluxo para medir o fluxo de calor no solo, 
através de placas com junções termoelétricas. 
 
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5.9. CALCULOS COM DADOS DE TEMPERA-
TURA DO SOLO 
 
a) Determinação do Gradiente Vertical 
de Temperatura: vem a ser a variação de 
temperatura do solo por unidade de profundidade 
do mesmo, calculada pela seguinte expressão. 
 
12
BA
v hhdh
dG
−
θ−θ
=
θ
= 
onde, Gv é o gradiente vertical de temperatura do 
solo (oC/cm); θA é a temperatura do solo à 
profundidade h1 (oC); θB é a temperatura do solo à 
profundidade h2 (oC). 
 
Figura 5.32. Temperatura do solo em duas 
profundidades do perfil do solo. 
 
Este gradiente sofrerá variações com o 
passar do tempo em seu transcurso diário, assim 
teremos: 
Dia Gv positivo (+): (θA > θB), temperatura 
mais alta na superfície. 
Noite Gv negativo (-): (θA < θB), inversão de 
gradiente, se deve a perda por irradiação na 
superfície, diminui a temperatura na superfície em 
relação às zonas mais profundas. 
 Exemplo: Foram observadas as temperaturas 
em duas profundidades do solo, sendo 15ºC à 5 
cm e 18ºC à 10 cm de profundidade. Calcule o Gv. 
12
BA
v hhdh
dG
−
θ−θ
=
θ
= 
6,0
510
1815Gv −=
−
−
=
 oC/cm 
Este gradiente mostra que a temperatura 
diminui na razão de 0,6ºC/cm da profundidade de 
10 cm para 5 cm. 
b) Estimativa do Fluxo de Calor: o fluxo 
de calor entre duas superfícies paralelas, no 
interior do solo, pode ser calculado por: 
)
hh
(k
dh
dKFc
12
BA
−
θ−θ
−=
θ
−= 
onde, Fc é o fluxo de calor no perfil do solo 
(cal/cm2min); K é a condutividade térmica do solo 
(cal/cm.min.oC); dθ/dh é o gradiente de temperatu-
ra do solo (ºC/cm).Exemplo: Na camada de 0 - 5 cm, mediu-se as 
temperaturas de 10 e 14º C. 
K = 0,18cal/cm.min.oC 
)
05
1410
.(18,0
dh
dKFc
−
−
−=
θ
−= 
Fc = 0,144 cal/cm2.min 
OBS: O fluxo ocorre de um ponto mais quente 
para o mais frio. Assim neste exemplo o fluxo 
ocorre de baixo para cima. 
 
c) Variação Diária do Fluxo de Calor: 
por convenção, quando a energia estiver em dire-
ção à superfície será positiva (+) e quando estiver 
em direção ao interior do solo será negativa (-). 
 Durante o dia: a superfície recebe calor, 
mandando o mesmo para o interior do solo. 
Durante a noite: a superfície não recebe 
energia, o solo perde calor por irradiação (inversão 
do fluxo). 
 
 
Figura 5.33. Fluxo de calor durante o dia e fluxo de 
calor durante a noite. 
 
 
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5.10. TEMPERATURA DE GERMINAÇÃO E 
EMERGÊNCIA 
 
A temperatura do solo afeta a germina-
ção das sementes. Algumas espécies só germi-
nam assim que as condições externas de tempe-
ratura, umidade e concentração de oxigênio sejam 
favoráveis. 
Baixas temperaturas do solo entre 0 a 
10ºC, por algumas semanas ou meses tem efeito 
na quebra de dormência (macieira, pereira, 
pessegueiro, etc.) 
Pesquisas estabelecem três pontos 
principais com respeito à temperatura do solo em 
relação às plantas: 
* Uma temperatura mínima abaixo da 
qual não há atividade. 
* Uma temperatura ótima onde ocorre o 
máximo de atividade. 
* Uma temperatura máxima acima da 
qual a atividade é nula. 
Temperaturas elevadas no solo causam 
degeneração dos tubérculos de batata. Sendo 
recomendado como temperatura ideal para a 
batata 17ºC, temperaturas de solo superiores a 
29ºC inibem o crescimento. 
O rendimento do milho é influenciado pela 
temperatura do solo na ocasião da germinação. 
Temperaturas abaixo do normal, por ocasião da 
semeadura do milho, e as condições indicarem 
tempo úmido e frio, comprometerão o rendimento. 
Pode-se aumentar a temperatura do solo através 
da semeadura em camalhões, com aração leve 
para arejar o solo. 
A temperatura do solo tem mostrado ser 
um importante fator a condicionar a duração do 
ciclo de algumas culturas. Tendo maior ou menor 
influência dependendo da cultura e até mesmo da 
variedade. 
Na tabela a seguir observam-se os valores 
de temperatura do solo mínima, máxima e ótima 
para a germinação e o crescimento inicial de 
algumas culturas cultivadas. É importante observar 
que estes valores são médias de um determinado 
período, pois o tempo de exposição à 
temperaturas extremas é um parâmetro importante 
a ser considerado, ao se estudar danos causados 
às sementes e materiais de propagação. 
 
Tabela . Temperaturas do solo mínimas, ótimas e 
máxima para germinação e crescimento inicial de 
algumas plantas cultivadas. 
 
Cultura Temperatura do solo 
Mínima Ótima Máxima 
Algodão 15 20 – 30 33 – 37 
Aveia 0 – 5 25 – 31 31 – 37 
Centeio 0 – 5 25 – 31 31 – 37 
Cevada 0 – 5 25 – 31 31 – 37 
Ervilha 3 – 5 25 – 31 31 – 43 
Feijão 9,4 33,7 46,1 
Girassol 5 – 10 31 – 37 37 – 44 
Milho 5 – 10 37 – 44 44 – 50 
Trigo 0 – 5 25 – 31 37 – 44 
 
O controle da temperatura do solo pode 
ser obtido pelos mais diferentes meios. Fazendo-
se variar a razão de evaporação, através da 
remoção de ervas daninhas, controle da umidade 
do solo, uso de abrigo, redução na perda de 
radiação pela adição de fumaça ou neblina, uso de 
quebra-ventos, cultivo do solo, irrigação, 
drenagem, etc. 
 
Exercícios: 
1) Calcule a capacidade térmica (CT) para um solo 
com 25% de umidade gravimétrica (Ug) e 5% de 
M.O. (húmus). 
R: CT= 0,36 cal/g. 
2) Um solo com densidade do solo de 1,45 g/cm3, 
29% de umidade volumétrica (Uv) e 10% de M.O. 
(húmus). 
R: CT=0,342 cal/g. 
3) Qual o fluxo de calor Fc (kcal/ha.min) em um 
solo que apresentou as seguintes leituras no perfil 
do solo de 0 - 10 cm, 16 e 10º C, respectivamente, 
a condutividade térmica é K = 0,20 cal/cm.min.oC. 
R: Fc = -0,12 cal/cm2.min = -12.000 kcal/ha.min 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 70
6. PRESSÃO ATMOSFÉRICA 
 
 
6.1. INTRODUÇÃO 
 
A atmosfera da Terra é composta por 
uma mistura de gases: ar seco e vapor d’água, 
os quais possuem peso que agindo sobre uma 
superfície resulta na Pressão atmosférica. Esta 
pressão depende da altura (carga) da atmosfera, 
que como já vimos é variável no tempo e espaço. 
Ao nível do mar a pressão é maior do que em 
relação a pontos mais elevados (maior altitude). 
Figura 5.34. Peso e Pressão atmosférica 
 
Segundo a Lei (ou Princípio) de Pascal 
“um fluido (liquido ou gás) transmite em todas as 
direções e em todos os sentidos com a mesma 
intensidade qualquer pressão que se exerça 
sobre qualquer de seus pontos”, ou seja, sendo a 
atmosfera uma mistura gasosa sua pressão age 
em todas as direções e sentidos. A Patm é 
enorme, e em conseqüência da distribuição da 
mesma em todas as direções os corpos sobre a 
superfície da terra não são esmagados. 
 
6.2. EXPERIENCIA DE TORRICELLI (1643) 
 
Experiência quantitativa, de muita 
simplicidade e clareza. 
O que impede o mercúrio (Hg) de descer é 
a pressão atmosférica. Se for provocado vácuo a 
coluna desce. 
 
Figura 5.35. Experiência de Torricelli 
 
A altura da coluna de Hg alcança 
exatamente 76cm ao nível do mar (NM), na 
latitude de 45º e temperatura de 0oC. Esta altura 
de Hg independe do formato, diâmetro e 
inclinação do tubo. 
Se fosse uzado água: 13,6.76 cm=1033cm 
= 10,33 mca (metro de coluna de água). 
 
Conclusão: “a Patm equivale à pressão 
exercida por uma coluna de Mercúrio com 
aproximadamente 760mm de altura ou 10,33mca”. 
 
 
6.3. VARIAÇÃO DA PRESSÃO ATMOSFÉRICA 
 
A Patm não é constante, varia no espaço 
e no tempo, ou seja, de um lugar a outro, e com o 
tempo num mesmo lugar. Depende da gravidade, 
densidade do ar, altitude e temperatura, o que 
resulta em variações verticais, horizontais, diárias, 
anuais e transientes (aleatórias). 
A Patm diminui com a altitude, ou seja, é 
menor em maiores altitudes (menor camada de 
atmosfera). 
A coluna de Hg em equilíbrio com a Patm, 
ao NM, latitude 45º é igual a 76cmHg, diminuindo 
aproximadamente 1cm para cada 100m de 
altura acima do nível do mar. 
Assim a Patm serve para determinar, 
aproximadamente, a altura ou altitude de um lugar. 
Ex: Dois lugares com diferença de Patm de 4cmHg 
corresponde a uma diferença de altitude de 400m. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 71
A Patm não é constante no tempo, 
depende das condições meteorológicas, de modo 
que num mesmo momento podemos encontrar 
elevada Patm numa região e baixa noutra e, num 
outro instante acontecer o inverso. 
O fator meteorológico principal na variação 
da Patm é a temperatura. Duas massas de ar 
aquecendo-se de modo diferencial ocasionam 
diferença de Patm. Isso faz com que a Patm sofra 
variações: 
* Regulares: ocasionada por aquecimento de 
origem solar (diárias e anuais); 
* Irregulares: devido ao turbilhonamento das 
massa de ar (responsáveis pelas mudanças de 
tempo). 
O curso anual dos valores médios de 
Patm demonstra uma defasagem em relação à 
temperatura, ou seja, no verão a Patm é baixa e 
no inverno é alta. 
O transcurso diário normal da Patm (sem 
influências externas) evidência 2 ondas na 
marcha da pressão, com 2 picos (10 e 22 horas) e 
2 cavados (4 e 16 horas), ”Maré Barométrica”. 
 
 
Figura 5.36. Transcurso normal anual e diário da 
Pressão atmosférica 
As variações transientes decorrem das 
mudanças do “Tempo” (estado da atmosfera) 
influenciadas pelas invasões de massas de ar. 
As diferençasespaciais de Patm dão 
origem ao movimento das massas de ar 
(ventos), por isso o estudo da Patm é de muita 
importância, pois permite a previsão do tempo e, 
sua representação sobre mapas da região permite 
o traçado de linhas denominadas “Linhas Isobári-
cas” (linhas de mesma pressão atmosférica) usa-
das para a previsão de invasão de massas de ar. 
 
 
6.4. UNIDADES USADAS PARA EXPRESSAR A 
PRESSÃO ATMOSFÉRICA 
 
Torricelli mostrou que ao nível do mar, 
latitude 45º e a temperatura de 0oC a coluna é de 
760mmHg, valor este adotado como PADRÃO. 
Assim temos que: 
1 atm = 760 mmHg = 10330 kg/m2= 10,33 mca 
 = 1 kg/cm2= 1013,33 mb 
 
Modernamente é adotada como Unidade 
Internacional para expressar a Patm o milibar 
(mb), para facilitar a representação Sinóptica. 
23dyna/cm10=mb 1 (CGS) 
 
6.5. MEDIÇÃO DA PRESSÃO ATMOSFÉRICA 
 
Os Instrumentos mais usados são: Barô-
metro de Mercúrio; Barômetro Aneróide e Barógra-
fo Aneróide. 
 
1) BARÔMETRO DE MERCÚRIO 
 
Usado para medir a Patm (a partir da 
leitura da pressão aparente). 
É igual ao de Torricelli, se consti-tuindo no 
aparelho + preciso para medir a Patm. 
Os mais modernos são: de Cuba Fixa 
com Escala Corrigida ou de Cuba Móvel com 
Escala Natural. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 72
São constituídos de uma pequena cuba 
que é o reservatório e de uma coluna ambos 
metálicos. Sendo um ou outro tipo, sempre tem 
que se ler uma coluna de Hg. 
 
Figura 5.37. Foto e esquema simplificado do 
Barômetro de Mercúrio. 
 
A Patm é determinada pelo comprimento 
da coluna, entre o nível do reservatório e o 
menisco. A leitura é feita em escala graduada 
inscrita no instrumento, com complementação pelo 
vernier. Solidário ao barômetro existe um 
termômetro que indica a temperatura do aparelho. 
O aparelho fica suspenso livremente e se 
põe verticalizado (a prumo). Por uma janela vê-se 
um segmento de tubo, onde se encontra o 
extremo (menisco) da coluna de Hg. 
Deve ser mantido a prumo, colocado 
suspenso, onde um anel ao redor da cuba fixa, 
evita qualquer movimento brusco do instrumento. 
É instalado dentro do escritório da Estação, a alti-
tude da cuba barométrica, assim como a altitude 
barométrica devem ser conhecidas, por causa das 
reduções e correções que devem ser realizadas. 
As leituras são feitas nos três horários 
oficiais (9, 15 e 21 horas). Para a posição correta 
da leitura, o raio visual do observador deve ser 
tangente à superfície da coluna de mercúrio, 
sendo feita no menisco superior, evitando assim o 
“erro de paralaxe”. 
 
Figura 5.38. Posicionamento correto para a leitura 
em barômetro 
 
O vernier permite completar a leitura na 
ordem de centésimos. Essa leitura fornece a 
“Pressão Aparente” (Pa) da Estação. Efetuamos 
ao mesmo tempo a leitura da temperatura. 
Para determinar a pressão da estação 
são necessárias algumas correções que podem 
ser aditivas ou subtrativas, possibilitando a 
comparação das medidas realizadas. 
1º. Correção Instrumental (Ci): envolve 
erros referentes à subdivisão da escala, compri-
mento da escala, ajuste do zero do vernier, capila-
ridade, vácuo imperfeito. Tal correção vem de fá-
brica (aferição), podendo ser aditiva ou subtrativa, 
devendo ser menor do que 0,15 mmHg. Após essa 
correção a leitura passa a ser “Leitura 
Barométrica”. 
2o. Correção da Temperatura (Ct): 
variações de temperatura provocam mudanças no 
comprimento da escala e na densidade do Hg. 
Reduz-se a leitura a 0oC. A correção leva em 
conta o coeficiente de dilatação do latão e do Hg, 
obtida em tabela (Tabela 5.10, anexos), em 
função da temperatura, sendo: 
Se temperatura Hg < 0oC: aditiva (+) e 
Se temperatura Hg > 0oC: subtrativa (-). 
Após esta correção a leitura passa a ser 
“Leitura Barométrica a 0oC”. 
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3o. Correção da Gravidade - Altitude 
(CgA): o peso da coluna de Hg é função da 
gravidade e esta varia com a altitude. Reduzimos 
a uma altitude padrão, para que possamos 
comparar com leituras realizadas em outras 
altitudes. A Altitude Padrão é a do nível do mar. A 
correção é obtida em tabela (Tabela 5.11, em 
anexos) em função da leitura barométrica 
aparente e altitude local: 
Se altitude < 0 m: aditiva (+) e 
Se altitude > 0 m: subtrativa (-) 
Após esta correção a leitura passa a ser 
“Leitura Barométrica à altitude local”. 
4o. Correção da Gravidade - Latitude 
(CgL): o peso da atmosfera também é função da 
gravidade e esta varia com a latitude, reduzimos 
para a Lati-tude Padrão de 45º. A correção é 
obtida em tabela (Tabela 5.12, anexos), em 
função da leitura barométrica aparente e da 
latitude local, sendo: 
Se latitude < 45º: Aditiva (+) 
Se latitude > 45º: Subtrativa (-) 
Após esta correção a leitura passa a ser 
“Leitura Barométrica à latitude local”. 
 
f) Pressão da Estação (Ph): é a soma algébrica 
da Pressão aparente (Pa) e as Correções. 
 CgLCgACtCiPaPh ±±±±= 
onde, Ph é a Pressão atmosférica da estação; Ci é 
a correção instrumental; Ct é a correção da 
temperatura ; CgA é a correção da gravidade; CgL 
é a correção da latitude. 
 
Exemplo: Sendo a leitura barométrica igual a 700 
mmHg com uma temperatura de 22º C em Lages 
(latitude = 27º49’ (28º), Altitude = 960m) considere 
a correção instrumental Ci = 0,10mmHg. Qual é a 
pressão da estação (Ph). 
Solução: Nas tabelas correspondentes encontra-
mos os valores das correções de temperatura e 
gravidade em função da latitude e altitude, 
obtendo-se: Ct = 2,51 ; CgA = 0,13 e CgL = 1,02 
 CgLCgACtCiPaPh ±±±±= 
02,113,051,210,0700Ph +−−+= 
Ph = 698,48 mmHg 
 
Exercício: Determinar a pressão da estação dado: 
Leitura barométrica (Pa) = 680 mm Hg t = 20ºC, 
Latitude = 28º, Altitude = 960 m, Ci = 0,15 mmHg 
 
2) BAROMETRO ANERÓIDE OU METÁLICO 
 
Usado para medir a pressão atmosférica. 
O Barômetro de Hg requer cuidados especiais, o 
que o torna impróprio para certos usos. Em virtude 
disso foi desenvolvido um barômetro menos exato, 
mas de fácil manejo, pois, não contém líquido, 
sendo chamados de Aneróides. Sua grande vanta-
gem é que suas leituras não precisam correções, 
ou seja, já fornece a Pressão da Estação. 
Consta de um elemento sensível na forma 
de cápsula metálica, no interior da qual se fez 
vácuo, sendo o mais comum o de VIDI. Dentro da 
cápsula há molas que proporcionam elasticidade a 
parede. A cápsula apresenta a superfície 
ondulada, proporcionando maior sensibilidade. As 
vezes são várias cápsulas. 
 
 
Figura 5.39. Barômetro aneróide ou metálico. 
 
Com a variação da cápsula, em 
conseqüência da variação da Patm, um ponteiro 
indica a variação da pressão sobre um escala. É 
menos preciso e deve ser freqüentemente aferido. 
São portáteis, de fácil transporte e manuseio. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 74
É instalado em suporte próprio junto ao 
Barômetro de Hg, no escritório da Estação. 
Não necessita correção, somente aferição 
periódica. É usado como Altímetro, dando a 
Pressão da Estação (Ph) diretamente. 
 
3) BARÓGRAFO 
 
Usado para o registro contínuo da Patm. 
É chamado de Barógrafo de Richard, se 
constituindo numa combinação de vários de Vidi. É 
composto por uma série de cápsulas aneróides 
sobrepostas. A deformação é amplificada e regis-
trada sobre um tambor com mecanismo de 
relojoaria. 
 
Figura 5.40. Barógrafo aneróide. 
 
Em suporte junto ao Barômetro de Mercú-
rio, no Escritório da Estação. Dá a Pressão da 
Estação (Ph) diretamente, sendo usado como 
altímetro. 
 
Figura 5.41. Barógrafo em operação dentro do 
escritório da estaçãometeorológica. 
 Seu manejo consiste de cuidados com o 
mecanismo de registro, tinta, pena, troca do 
gráfico, não necessita correções, somente aferição 
periódica. 
 
6.6. CALCULO DA PRESSÃO REDUZIDA AO 
NÍVEL DO MAR (Po) 
 
Para usar os dados de Patm em cartas do 
tempo. Os valores são lançados em mapas e as 
pressões reduzidas ao nível do mar (Po), pontos 
de Patm de mesmo valor são unidos entre si por 
linhas (Isóbaras), sobre as quais meteorologistas 
sinóptico prevêem a direção e velocidade de 
ventos, invasão de frentes. É calculada pela 
seguinte expressão: 
 
 Po = Ph + Ch 
onde, Po é a pressão atmosférica reduzida ao nível 
do mar; Ph é a pressão da estação; Ch é a 
correção devido a coluna atmosférica “h” (m) de 
altura (h = altitude), dada em tabela em função da 
temperatura e altitude. 
 
Exemplo: Sendo a pressão da estação (Ph) igual 
a 698,5 mmHg com uma temperatura de 22º C 
em Lages (latitude = 27º49’ (28º), Altitude = 
960m), determine a Pressão reduzida ao nível do 
mar (Po). 
 
Solução: Na tabela correspondente encontramos 
a correção (Ch) em função de temperatura e 
altitude, obtendo-se: Ch = 79 mmHg 
 
 Po = Ph + Ch = 698,5 + 79 = 777,5 mm Hg 
 
Exercício: Determine a pressão reduzida ao nível 
do mar a partir das seguintes informações: 
Leitura barométrica (Pa) = 680 mm Hg t = 20ºC, 
Latitude = 27º49’ (28º), Altitude = 960m, Ci = 
0,15mmHg. Obtenha a Ph e Po a partir destas 
informações. 
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7. VENTOS 
 
 
7.1. DEFINIÇÃO 
 
É o movimento de massas de ar seco e 
úmido em relação à superfície da Terra que são 
provocados por diferença de potencial de 
pressão atm entre duas regiões, devido ao 
aquecimento diferencial de locais próximos ou 
distantes da superfície da Terra, sendo que as 
massas se deslocam de um ponto de alta 
pressão (região mais fria) para um ponto de 
baixa pressão (região mais quente). 
 
7.2. CARACTERIZAÇÃO DO VENTO 
 
Conforme a definição o vento é caracte-
rizado por sua velocidade (grandeza vetorial), 
havendo a necessidade de defini-lo em termos de 
Módulo (intensidade), Direção e Sentido. 
a) Velocidade (modulo): representa a 
intensidade do vento (em m/s, km/h e km/dia) 
b) Direção: indica a trajetória do vento det 
sobre a Rosa dos Ventos (N-S, NE-SW...) 
c) Sentido: indica de onde está vindo o 
vento, det sobre a Rosa dos Vento (N, S, NE...). 
Figura 5.41. Rosa dos ventos 
 
7.3. ESCALA DE BEAUFORT 
 
Método prático para estimar a velocidade 
do vento, de forma expedita, sem recursos de apa-
relhos. A cada número está associada uma faixa 
de velocidade do vento, assim como as caracterís-
ticas principais provocadas pelo movimento do ar. 
Quadro. ESCALA DE BEAUFORT 
 N. DA 
ESCALA 
DESIGNAÇÃO VELOCIDADE 
(m/s) 
EFEITO APRECIÁVEL SOBRE A TERRA 
0 CALMO 0 – 0,5 Não se nota o menor deslocamento nos 
mais leves objetos. A fumaça eleva-se 
verticalmente. 
1 QUASE 
CALMO 
0,6 – 1,9 A direção é indicada pelo desvio da fumaça 
mas não pelos cataventos. 
2 BRISA 
LEVE 
2,0 – 3,5 Sente-se o vento nas faces; as folhas das 
árvores são levemente agitadas, os 
cataventos comuns são acionados. 
3 VENTO 
FRESCO 
3,6 – 5,5 As folhas e os pequenos arbustos ficam em 
agitação continua, as bandeiras leves 
começam a se estender. 
4 VENTO 
MODERADO 
5,6 – 8,6 Movem-se os pequenos galhos das árvores, 
poeira e pedaços de papel são levantados. 
5 VENTO 
REGULAR 
8,7 – 10,9 As árvores pequenas com folhagem 
começam a oscilar, aparecem ondas com 
cristas nas superfícies de rios e lagos 
6 VENTO 
MÉDIO 
FORTE 
11,0 – 13,9 Galhos maiores das árvores agitados, ouve-
se o assobio produzido pelo vento ao passar 
pelos fios telegráficos, torna-se difícil usar 
o guarda-chuvas. 
7 VENTO 
FORTE 
14,0 – 17,4 Os troncos das árvores oscilam, torna-se 
difícil andar contra o vento. 
8 VENTO 
MUITO 
FORTE 
17,5 – 20,0 Geralmente torna-se impossível andar 
contra o vento. Quebram-se os galhos das 
árvores. 
9 VENTANIA 20,1 – 24,7 Ocorrem pequenos danos nas edificações 
(telhas arrancadas, etc...) 
10 VENDAVAL 24,8 – 28,7 As árvores são derrubadas e as edificações 
sofrem danos materiais consideráveis. 
11 TEMPESTADE 28,8 – 32,9 Resultam grandes destruições, as árvores 
são arrancadas. Observado muito 
raramente. 
12 FURACÃO 33,0 – 38,5 Produzem efeitos devastadores. 
 
 
7.4. MEDIÇÃO DO VENTO 
 
1) CATAVENTO 
 
Usado para dar a direção e o sentido do 
vento, alguns dão a velocidade expedita do vento. 
Consiste num varão metálico, onde uma 
extremidade tem a forma de cone (indica de onde 
vem o vento) e na outra tem 2 aletas (superfícies) 
separadas em um ângulo de 22º. Este conjunto é 
móvel, juntamente com um ponteiro, que indica 
sobre parte fixa, a direção do vento. Na parte fixa 
estão gravados os pontos cardeais e números 
representativos da direção. 
 
Figura 5.42. Tipos de cataventos com aletas. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 76
É instalado dentro da Estação Meteoro-
lógica ou em local onde se deseja observar a 
direção e sentido do vento. É fixado sobre um 
mastro no canto Sul da Estação Meteorológica, 
com o eixo perpendicular ao horizonte e a altura 
de 8 (7) à 10 m. 
 Entre vários tipos podemos destacar: 
* Biruta: é um tipo de cata-vento muito utilizado 
em navegação aérea, além da direção e sentido 
do vento nos dá uma idéia aproximada da 
velocidade do vento. 
* Catavento tipo Wild: consiste numa superfície 
metálica disposta verticalmente, articulada em seu 
bordo superior, ficando sempre perpendicular a 
direção do vento. 
 
Figura 5.43. Tipos de cataventos: A) Biruta; B) Ca-
tavento tipo Wild 
 
 
2) ANEMÔMETRO 
 
Usado para determinar a velocidade 
(módulo) do vento. 
São vários os tipos, dos quais podemos 
destacar: 
* Anemômetro de Dines (pressão-
sucção): Consiste em um tubo em U contendo um 
líquido no seu interior, sendo a intensidade do 
vento proporcional ao desnível “h” ocasionado no 
líquido (semelhante ao manômetro diferencial). 
* Anemômetro de Conchas ou Canecas: 
consiste num conjunto de 3 ou 4 conchas 
instaladas sobre um eixo vertical, fixado à 
engrenagens que movimentam um mostrador. Nos 
dá o vento percorrido num determinado intervalo 
de tempo, em m ou km. Os dados são acumulados 
e no fim de um determinado período (1 dia) divide-
se o no de m ou km pelo intervalo de tempo 
considerado. 
 
Figura 5.44. Tipos de anemômetros: a) Anemô-
metro tipo Dines; b) Anemômetro de Conchas ou 
Canecas. 
 
Figura 5.45. Fotos de Anemômetros de conchas 
ou canecas. 
 
É instalado em um mastro no canto Sul da 
Estação Meteorológica a altura de 2 m e também a 
0,80 m da superfície. São realizadas 3 leituras por 
dia, obtendo-se a velocidade do vento em km/dia 
ou km/h. 
 
3) ANEMÓGRAFO 
 
 Sua finalidade é registrar continuamente a 
intensidade, direção e sentido do vento. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 77
Existem dois tipos principais: 
* Anemógrafo de Contato: é um Anemógrafo de 
canecas ao qual é adaptado um sistema de 
registro elétrico. Após a passagem de 100 m de 
vento, fecha-se um contato e um pulso elétrico 
aciona um sistema de registro. 
* Anemógrafo Universal: o registro é feito de 
forma direta, por meio de mecanismo de relojoaria. 
Registra simultaneamente a velocidade instantâ-
nea, velocidade acumulada e a direção do vento. 
É todo mecânico dispensando a eletricidade. A ve-
locidade instantânea é monitorada por um sensor 
tipo Dines (registra as rajadas) e a velocidade 
acumulada é mensurada por um sensor tipo 
canecase um integrador de trajetória do vento em 
um dado tempo. 
 
 
Figura 5.46. Anemógrafo de contato e anemógrafo 
universal. 
 
O anemógrafo é instalado na parte Sul da 
Estação Meteorológica, a 10 m da superfície e, a 
unidade registradora é instalada no escritório a 
1,50 m. 
7.5. VELOCIDADE DO VENTO COM A ALTURA 
 
A velocidade do vento varia numa função 
logarítmica, sendo a equação utilizada para con-
verter velocidades tomadas a alturas diferentes: 
 
( )
( )		
�
�
�
�
=
0
1
0
2
Z
Z
Z
Z
12 ln
ln
.VV 
onde, V2 é a velocidade do vento que se deseja 
saber a altura Z2 (m/s);V1 é a velocidade do vento 
que se dispõe a altura Z1 (m/s); Z2 é a altura que 
se deseja saber a velocidade do vento (m); Z1 é a 
altura em que foi medida a velocidade do vento 
(m); Zo é a altura do parâmetro rugoso, referente 
ao gramado do posto é igual a 0,01 m. 
Figura 5.47. Variação da velocidade do vento com 
a altura na atmosfera 
 
Exemplo: Determinar a velocidade do vento a 2 m 
de altura, sabendo que a velocidade do vento 
medida a 10 m de altura é 2 m/s. Zo=0,01m 
	
	
�
�
�
�
= )ln(
)ln(
.VV
01,0
10
01,0
2
102 = 1,534 m/s (x 3,6 = km/h) 
 V2= 5,52 km/h 
Exercício: 1) Determinar a velocidade do vento 
(m/s e km/h) a 1m de altura, sabendo que a veloci-
dade do vento medida a 8m de altura é 5m/s. 
2) No dia 02/02/86 registrou-se as seguintes 
velocidades instantâneas do vento e sua direção 
pelo Catavento tipo WILD, a 10 metros de altura: 
horário de leitura 9:00 hs 15:00 hs 21:00 hs 
Velocidade (m/s) 1,80 2,00 4,20 
Direção NE NW SE 
Calcule: a) A velocidade média diária do vento em: 
m/s; km/h. b) Classifique os ventos, segundo a 
escala de Beaufort; c) Indique na Rosa dos 
Ventos, para cada horário, a direção do vento, 
nome do vento e no correspondente da rosa. d) 
Calcule o valor da velocidade média diaria dos 
ventos (m/s) e após em km/h para uma altura de 
2,00 m a partir do terreno do posto, portanto faça a 
correção de 10 m para 2 m. 
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7.6. EFEITOS FAVORÁVEIS E DESFAVORÁVEIS 
 
Entre os efeitos favoráveis do vento 
podemos destacar: a) Transporte de calor de regi-
ões mais quentes para regiões mais frias, ou vice 
versa; b) Transporte de vapor d'água; c) Dispersão 
de gases e partículas, diminuindo suas concen-
trações; d) Remoção de calor, diminuindo a tem-
peratura de plantas e animais; e) Remoção do ar 
saturado e suprimento de CO2 para as plantas (até 
6 km/h); f) Dispersão de esporos, pólen e 
sementes. 
Os efeitos desfavoráveis são: a) Erosão 
eólica; b) Eliminação de insetos polinizadores; 
c) Desconforto animal, diminuindo a temperatura 
corporal ocasionando o aumento no metabolismo; 
d) Deformação de plantas (acamamento); e) Abra-
são de partículas; f)Desfolha; g) Aumento da ET, 
com fechamento dos estômatos (redução da 
fotossíntese) e maior nec. de água. 
 
7.7. ESTATÍSTICA DOS VENTOS 
 
O conhecimento das características de 
vento predominante (Direção), freqüência e época 
do ano são indispensáveis no: 
* planejamento de sistemas de irrigação por 
aspersão (deriva e eficiência); 
* planejamento de instalações e construções 
agrícolas que abrigam animais domésticos; 
* aplicação mecanizada de produtos fitossanitários 
(via aérea ou terrestre); 
* implantação de quebra ventos (abrigos artificiais) 
Freqüência de Direção e Sentido: Para a 
análise estatística de freqüências devemos 
considerar algumas definições: 
* Vento Predominante: é a percentagem 
de tempo de duração dos ventos de maior duração 
em cada direção, que é determinado sobre a rosa 
dos ventos. 
* Vento Dominante: é a velocidade do 
vento (ao quadrado) multiplicada pelo tempo trans-
corrido (determinado no anemograma). Determina-
se pela seguinte expressão, 
 D = v2.T 
onde, v é a velocidade do vento e T é o tempo de 
duração do vento. 
A freqüência pode ser estabelecida em rel 
ao vento predominante ou vento dominante 
(trabalho estatístico com “N” anos de registro), 
onde pode-se construir a Rosa dos Ventos com as 
Freqüências ou Probabilidades de ocorrência: 
F = n/N � P 
onde, F é a frequência de ocorrência; n é o 
número de ocorrências do evento no período; N é 
o número de observações da série analisada e P é 
a probabilidade de ocorrência (considerada igual a 
frequência). O ideal é ajustar os dados a uma 
Distribuição Estatística de Probabilidade. 
 
7.8. APROVEITAMENTO DOS VENTOS 
 
No Brasil há zonas onde sopram ventos de 
média velocidade aproveitáveis para: 
* Produção de energia elétrica (para as 
principais necessidades); 
* Produção de potência motriz (bomba 
hidráulica e outros fins). 
Os motores eólicos justificam-se em zonas 
ventosas, sendo mais importante a constância do 
vento do que a sua intensidade. 
No Brasil as Regiões com maior potencial 
energético são: 
* Nordeste: 3.750 kWh/KW; 
* Litoral: 2.250 - 3.750 kWh/KW; 
* Lages: 750 - 2.250 kWh/KW. 
Para a avaliação do potencial eólico com 
fins de instalação de aero-motores, interessam os 
dados de velocidade do vento tomados entre 6 - 
15 m acima da superfície do solo, que são 
plotados na curva de duração. 
Curva de duração: Determina-se a veloci-
dade média para cada hora do dia, em todos os 
dias do ano. Se define níveis crescentes desde 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 79
zero até a máxima velocidade média observada, a 
intervalos predeterminados (5, 10 ou 20 km/h). 
Para cada nível soma-se o número de horas 
durante as quais a velocidade média horária do 
vento manteve-se igual ou superior ao valor da 
velocidade daquele nível. Obtém-se dessa 
maneira a duração do vento para cada nível. A 
partir desses dados é construído um gráfico em 
sistema cartesiano, na abscissa o tempo em horas 
e na ordenada os níveis de velocidade. 
Figura 5.48. Curva de duração da velocidade dos 
ventos 
 
Com a Curva de Duração, determina-se o 
número de horas ou dias do ano que poderá 
funcionar um aero-motor, quando se conhece suas 
velocidade limites operacionais (Velocidade de 
Partida = 10km/h e velocidade de Fechamento ou 
Parada = 50km/h). Constituem-se informações 
importantes do fabricante que deverão ser 
incluídas na Curva de duração da velocidade e na 
Curva de potência. 
Nenhum motor pode ser projetado para 
operar, eficientemente, em todos os níveis de 
velocidade. Apesar do alto potencial energético 
dos ventos de alta velocidade, o tempo de 
ocorrência durante o ano é reduzido, assim, o 
aero-motor construído para utilizar-se dessas 
velocidades passa a maior parte do ano inativo (ou 
ocioso). Por outro lado, a construção de aero-
motores para operarem a baixa velocidade 
encontra limitações no projeto e insuficiente 
capacidade para realizar trabalho útil apreciável. 
Para que o motor possa atender, adequadamente, 
as condições de regime dos ventos de uma 
localidade, seu projeto deve se basear na 
velocidade nominal do vento. 
Velocidade Nominal do Vento: é o nível 
de velocidade do vento que torna máxima o 
potencial energético eólico anual, ou seja, torna 
máximo o produto do cubo da velocidade por sua 
duração (V3.Tdur). 
Curva do Potencial Eólico: sabendo-se 
que a potência é proporcional ao cubo da 
velocidade, elevam-se ao cubo as velocidade da 
Curva de Duração, obtendo-se a Curva de 
Duração da Potência. No gráfico assinala-se os 
pontos correspondentes às características 
operacionais (velocidade de partida e velocidade 
de fechamento). A área achurada corresponde as 
características de energia ou Energia Disponível 
anualmente. Em função dessas características 
pode-se determinar o número de horas ou onúmero de dias prováveis de funcionamento e a 
potência instalada. 
Figura 5.49. Curva do Potencial Eólico 
 
7.9. VENTOS E AGRICULTURA 
 
 O vento se constitui um fator ecológico com-
ponente do clima, tendo sua aplicação ligada a: 
* Transpiração vegetal (ET); 
* Crescimento, reprodução e distribuição dos 
vegetais; 
* Absorção de CO2 (velocidade moderada repõe 
constantemente a quantidade de CO2), taxa de 
fotossíntese; 
* Efeitos mecânicos, com a quebra de planta, 
galhos e acamamento; 
* Disseminação de pólen, doenças e poluentes; 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 80
* Altas velocidades do vento com partículas de 
areia, a ação daninha é acentuada pelo 
“esmerilhamento” das folhas, galhos, e troncos; 
resultando em ferimentos que favorecem o 
ingresso de bactérias, vírus e fungos, além de 
diminuir a eficiência fotossintética. 
As plantas respondem de maneira diversa 
as variações da velocidade do vento: 
* Baixa Resposta: cereais de inverno; 
* Resposta Moderada: arroz, trevo, alfafa; 
* Alta Resposta: batata, morango, melão, melan-
cia, frutíferas de clima temperado, fumo, chá. 
Cada cultura tem uma velocidade de vento 
ótima para seu desenvolvimento. Exemplo: um ex-
perimento conduzido com morango mostrou que: 
* Velocidade mais favorável: ±1 m/s 
* Velocidade de 4 - 8 m/s o crescimento caiu 50% 
* Velocidade > 11 m/s o crescimento parou 
completamente 
* Velocidade diminuindo de 1,6 para 1,1 m/s 
ocorreu um aumento de 56% na produção. 
Concluiu-se que tanto a estagnação como altas 
velocidade são prejudiciais ao bom desenvolvi-
mento da cultura. Vento moderado é o ideal (1,0 a 
1,6 m/s). 
Além das influencias diretas, os dados de 
velocidade do vento de uma dada região tem im-
portância na estimativa da ETP e Evaporação de 
superfícies livres, na irrigação por aspersão, influi 
nas características operacionais do aspersor, dimi-
nuindo a uniformidade de distribuição da água, na 
eficiência de irrigação (valores baixos demandam 
maior quantidade de água e consumo de energia). 
 
7.10. PROTEÇÃO CONTRA VENTOS 
 
Algumas alternativas para atenuar os 
efeitos negativos dos ventos são: 
a) Locais protegidos: evitar terrenos 
voltados para o quadrante Sul, nas regiões Sul e 
Sudeste, devido a predominância de ventos frios 
nesta direção. 
b) Quebra-Ventos (QV): são estruturas físicas 
que servem para reduzir a velocidade do vento. 
As várias formas de defesa contra o vento, 
feitas por meio de faixas compridas e estreitas, 
são orientadas perpendicularmente à direção dos 
ventos. Utilizam-se materiais os mais variados 
possíveis, tais como, barreiras mortas, paliçadas, 
muretas, esteiras, barreiras vivas, etc. O uso de 
QV é uma técnica importante para o controle do 
micro-clima e propiciam uma melhoria nas condi-
ções ambientais, com reflexos nas produtividades 
agrícola e pecuária. Algumas doenças vegetais, 
como por exemplo, o cancro cítrico e a mancha 
aureolada do café são controlados eficientemente 
com a instalação dessas estruturas, que também 
produzem matéria prima florestal e embelezam a 
paisagem, além de outros objetivos específicos, 
tais como: a) redução da erosão eólica; b) prote-
ção da sede a do campo; c) proteção de culturas; 
d) proteção de pomares; e) proteção de animais 
domésticos; f) produção de lenha, mourões e to-
ras; g) proteção aos inimigos naturais das pragas; 
h) produção de pólen para as abelhas;i) abrigo 
para a fauna silvestre; j) embelezamento da pro-
priedade; k) influi na amplitude térmica dos solos... 
Tipos de QV: Temporários (plantas anuais 
ou semi-perenes), Permanentes (árvores) e Mistos 
Espécies: devem adaptar-se as condições 
ecológicas, apresentar crescimento rápido (tam-
bém utilizar espécies de crescimento lento), altas e 
eretas, com raízes pivotantes e profundas, apre-
sentar boa retenção de galhos, folhas perenes, 
copa densa, resistência a pragas, levando em 
conta as características da madeira, possibilidade 
de produção de pólen para criação de abelhas. 
 * Espécies Arbóreas: Casuarina (Casuarina 
equisetifolia); Leucena (Leucena leucocephala); 
Pinus (Pinus spp); Eucalipto (Eucaliptos spp); 
Bragatinga (Mimosa scabrella). 
* Espécies Arbóreas Perenes: Dracena (Dracena 
deremensis); Hibisco (Hibiscus spp); Banana Prata 
(Musa spp). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 81
* Espécies Arbustivas Temporárias: Guandu 
(Cajanus cajan); Cana de Açúcar (Saccharum sp); 
Mamona (Ricinus sp) 
Limitação (desvantagen) dos QV: con-
corrência com as culturas; efeito de sombreamen-
to e competição por nutrientes (é difícil separar); 
podem ser hospedeiros de doenças; em caso de 
apresentarem falhas observa-se um aumento 
sensível na velocidade do vento, “Efeito Jato”. 
Planejamento de QV: A proteção 
depende de características dos quebra ventos: 
Orientação: mais perpendicular possível à 
direção predominante dos ventos na região. 
Altura (H): os QV reduzem a velocidade 
do vento numa amplitude proporcional a sua 
altura; a distância protegida é expressa em 
múltiplos da altura (H) dos quebra ventos. 
A extensão de proteção, realmente efetiva, 
à Sotavento (direção para onde vai o vento) da 
barreira raramente supera 15 a 20 vezes a altura 
da barreira (15 - 20.H) à Barlavento (direção de 
onde vem o vento) não passa de 2 a 5 vezes a 
altura (2 - 5.H). A percentagem de redução na 
velocidade do vento a distância H qualquer da 
barreira é relativamente constante e não depende 
da velocidade original do vento. 
Comprimento: QV muito curto o vento 
penetra pelos lados, o comprimento ideal é obtido 
pela razão entre o Comprimento/Altura, que deve 
ser de no mínimo 20:1. 
Densidade: deve apresentar média 
densidade, os melhores resultados têm sido 
alcançados com porosidade de 40 a 50%, 
dependendo do tipo de árvores e espaçamento 
entre elas. QV muito aberto não reduz o vento 
adequadamente, e muito fechado cria turbilhões. 
QV muito denso, reduz fortemente a velocidade do 
vento logo atrás da barreira, formando uma região 
de intensa turbulência; QV de média densidade, 
reduz menos próximo a barreira, mas é mais 
eficiente a médias distâncias. 
Composição dos QV: diz respeito às 
espécies que os compõem (árvores, arbustos 
variados). 
Estrutura: a forma transversal de um “V” 
invertido é a ideal, com árvores altas na linha 
central, flanqueadas nos dois lados por arbustos 
ou árvores de menor porte. 
Distância entre fileiras: Paralelos: 15 a 
30 x H e Compartimentos: 30 x H. 
Sistemas de QV: os sistemas de defesa 
com QV podem ser planejados de 2 tipos: 
* Sistema em Paralelo: quebra ventos paralelos 
entre si e perpendiculares a direção do vento. 
* Sistema em Compartimentos: são mais 
eficazes e proporcionam a defesa do vento 
soprando em qualquer direção. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 82
8. UMIDADE DO AR 
 
 
8.1. INTRODUÇÃO 
 
A atmosfera contém vapor d'água em 
percentagem bastante variável (0 a 4% em volu-
me) no espaço e no tempo, devido a evaporação 
irregular das superfícies de água (rios, mares, 
solo...) e transpiração vegetal que são distribuí-
dos irregularmente na superfície da Terra e 
também devido a disponibilidade de energia, 
que provém, principalmente, da Rs que apresenta 
variações tanto no tempo como no espaço. 
Num mesmo local, observa-se que a com-
centração de vapor é máxima próximo à superfí-
cie, diminuindo com a altitude na atmosfera. 
Em resumo, a quantidade de umidade do 
ar depende da disponibilidade de água e ener-
gia, as quais são variáveis no tempo e no espaço. 
A umidade do ar é um elemento 
importante no ponto de vista físico efisiológico 
e no estudo Bioclimatológico (conforto ambiental 
e funções vitais). 
A molécula do vapor d'água é um arma-
zenador de energia no meio atmosférico (calor 
latente; armazenamento de energia), transpor-
tando energia de um local para outro, através da 
movimentação atmosférica (transporte de energia). 
A evapotranspiração das plantas é 
condicionada ao conteúdo de vapor d'água no 
meio atmosférico. 
É importante no ciclo de pragas e fitopa-
tógenos influenciando na intensidade de ataque. 
Sendo assim, influi direta e indiretamente no 
rendimento agrícola das culturas. 
 
8.2. PRESSÃO (TENSÃO) DE VAPOR 
 
Tensão de vapor ou Pressão de vapor é 
a parcela da patm devido o vapor d'água, então: 
 patm = parseco + pvapor d'água 
patm = pas + pva .: pva = patm – pas 
onde, patm é a pressão atmosférica; pas é a pres-
são do ar seco; pva é a pressão do vapor d'água. 
Três princípios básicos regem o vapor 
d'água na atmosfera: 
1) "a pressão (tensão) de vapor (e) é pro-
porcional à massa (m) de vapor retida pelo ar"; 
2) "a uma dada temperatura existe um 
máximo de massa de vapor que o ar pode reter"; 
3) "quanto maior a temperatura do ar 
maior é a massa de vapor que o ar pode reter". 
 
Figura 5.51. Gráfico Psicrométrico 
 
A pressão (tensão) de vapor pode ser: 
a) Pressão (tensão) atual (ea): é a pressão de 
vapor para uma condição qualquer de umidade 
no ar; ou seja, é a situação atual de vapor no ar. 
b) Pressão (tensão) de saturação (es): é a 
pressão de vapor com o ar saturado, ou seja, o ar 
encontra-se saturado de vapor, a partir daí 
ocorrerá a condensação do vapor (nuvens, 
nevoeiros...). Seu valor depende da temperatura. 
Pode ser obtida em tabelas determinadas em 
laboratório ou com equações (TETENS) em 
função da temp, como a seguir: 
 
( )t3,237 t.5,710.1078,6es += , para t � 0oC 
 
( )t5,265 t.5,910.1078,6es += , para t < 0oC 
onde, es é a tensão de saturação de vapor (mb) e 
t é a temperatura do ar (oC). 
 Ponto de orvalho: é a temperatura em 
que o ar atinge a saturação, ou é a temperatura 
em que o déficit de saturação é nulo. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 83
8.3. DEFINIÇÕES BÁSICAS 
 
a) UMIDADE ATUAL (Ua): massa de vapor 
d'água por unidade de volume do ar, para uma 
condição qualquer. A umidade atual pode ser 
estimada pela expressão: 
 
273t
ea
.288Ua
+
= 
onde, Ua é a umidade atual do ar (g/m3: gramas 
de vapor d'água por m3 de ar); ea é a tensão ou 
pressão de vapor (mmHg) e t é a temperatura do 
ar (oC). 
 
b) UMIDADE DE SATURAÇÃO (Us): massa de 
vapor d'água por unidade de volume do ar, quando 
o ar está saturado. A umidade de saturação pode 
ser estimada pela expressão: 
273t
es
.288Us
+
= 
onde, Us é a umidade de saturação do ar (g/m3: 
gramas de vapor d'água por m3 de ar); es é a 
tensão ou pressão de saturação de vapor (mmHg) 
e t é a temperatura do ar (oC). 
 
Exemplo: Considerando uma temperatura de 
24oC e ea igual a 19 mb. Calcule a Ua e Us. 
Solução: A Tensão de saturação para a 
temperatura do ar (es) será, 
��
�
�
��
�
�
+�
�
�
�
��
�
�
+
==
243,237
24.5,7
t3,237
t.5,7
10.1078,610.1078,6es
 
mb 84,29es = (x0,75) = 22,38mmHg 
Necessitamos converter a tensão atual em mmHg: 
ea = 19,0 mb (x0,75) = 14,25 mmHg 
Assim a umidade atual e a umidade de saturação 
serão, respectivamente, 
27324
25,14
.288
273t
ea
.288Ua
+
=
+
= 
Ua = 13,82 g/m3 (g de vapor/m3 de ar) 
 
27324
38,22
.288
273t
es
.288Us
+
=
+
= 
Us = 21,70 g/m3 (g de vapor/m3 de ar) 
c) UMIDADE RELATIVA (UR) 
 
É a relação entre a tensão atual de vapor 
e a tensão de saturação do ar relativa à 
temperatura do ar, ou é a rel entre a umidade atual 
e a de saturação do ar à temperatura do ar. 
 100.
es
eaUR = ou 100.
Us
UaUR = 
onde UR é a umidade relativa do ar (%); ea é a 
tensão atual de vapor, relativo à temperatura do ar 
(mmHg); es é a tensão de saturação de vapor, 
relativo à temperatura do ar (mmHg); Ua é a 
umidade atual do ar (g/m3) e Us é a umidade de 
saturação do ar para a temperatura do ar (g/m3). 
A partir desta equação, temos: 
 
100
es.UR
ea = e 
100
Us.URUa = 
que são parâmetros usados no cálculo da Evapo-
transpiração potencial e Balanço de Radiação. 
 
d) DÉFICIT DE SATURAÇÃO (D) 
 
É a tensão de vapor que falta para o ar 
alcançar a tensão de saturação, ou seja: 
 
D = es - ea 
onde, D é o Déficit de saturação (mmHg); es é a 
tensão de saturação (mmHg) e ea é a tensão de 
saturação de vapor do ar (mmHg). 
O Déficit de saturação tem grande 
influência no processo de evaporação e 
evapotranspiração. 
Exemplo: Calcule a umidade relativa UR e o défi-
cit de saturação D na situação do exemplo anterior 
Solução: A umidade relativa do ar será, 
100.
38,22
25,14100.
es
eaUR == 
UR = 63,67% 
O déficit de saturação será, 
 D = es – ea = 22,38 – 14,25 = 
 D = 8,13 mm Hg 
Exercício: Dado UR=62% e t=20ºC, obter Ua e Us 
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8.4. MEDIÇÃO DA UMIDADE RELATIVA DO AR 
 
1. HIGRÓGRAFO DE CABELO 
 
Sua finalidade é registrar continuamente a 
umidade relativa do ar (UR). 
É constituído por um sensor (feixe de ca-
belos humanos); sistema de alavancas; dispositivo 
de registro (tambor movido a mecanismos de 
relógio) e suporte com estojo. 
 
Figura 5.52. Higrógrafo 
 
A umidade relativa é correlacionada 
diretamente com a variação da tensão mecânica 
(dilatação e compressão) que sofre um feixe de 
cabelos (humanos) ao absorver ou perder 
umidade do ar, que é amplificada por um sistema 
de alavancas e registrado continuamente sobre 
uma tira de papel adequado sobre um tambor com 
mecanismo de relógio. 
 
Figura 5.53. Gráfico de registro da umidade do ar 
 
É colocado em nível, junto com o 
termógrafo no abrigo meteorológico. 
No manejo troca-se diária ou semanal-
mente a fita de papel as 21 horas e deve-se dar 
corda no mecanismo de relógio. Se necessário 
deve-se carregar tinta na pena do registrador. 
Para a calibração usam-se dados do psicrômetro, 
ou câmaras especiais com umidade controlada. 
 Seu gráfico fornece direta e continua-
mente a Umidade Relativa do ar. 
 
 
2) TERMO-HIGRÓGRAFO 
 
É usado para registrar continuamente a 
temperatura do ar à sombra e a umidade relativa 
do ar. 
A temperatura do ar é mensurada com 
sensores bi-metálicos, e a medida da umidade 
relativa com um sensor de feixe de cabelos 
humanos. 
 
Figura 5.54. Termo-higrógrafos 
 
É colocado dentro do abrigo meteorológico 
em nível. 
 Seu manejo consiste na troca da fita de 
papel (diária ou semanalmente) durante a leitura 
das 21 horas e dá-se corda no mecanismo de 
relógio. Para a calibração usam-se dados de 
outros equipamentos ou câmaras especiais com 
temperatura e umidade controladas. 
 
 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 85
 
Figura 5.55. Gráfico do Termo-higrógrafo para 
registro da umidade do ar e da temperatura do ar 
 
O gráfico fornece registros contínuos de 
temperatura do ar à sombra e umidade relativa do 
ar. 
 
3) HIGRÔMETRO 
 
Seu funcionamento é semelhante ao higró-
grafo (sensor é um feixe de cabelo humano), sem-
do a medida ampliada por alavancas e registrada 
em uma escala graduada (não registra em gráfico) 
As medidas (leituras) de UR do ar são realizadas 
diretamente na escala graduada nos horários 
convencionais de observação (9, 15 e 21 horas). 
 
Figura 5.56. Higrômetro 
 
4) PSICRÔMETRO 
 
Para determinar a "Depressão psicromé-trica" (diferença de leituras da temperatura do 
termômetro de bulbo seco e termômetro de bulbo 
úmido: t - tu). A partir desta pode-se estimar 
indiretamente a Umidade Relativa do ar, mediante 
o emprego da expressão abaixo: 
 100.
es
)tut.(s´eUR −γ−= 
onde, UR é a umidade relativa do ar (%); e's é a 
tensão de saturação de vapor à temperatura do 
termômetro de bulbo úmido (mmHg), obtida em 
tabelas ou equações de TETENS; g é a constante 
psicrométrica que depende do tipo de psicrômetro 
(0,59: não ventilados); es é a tensão de saturação 
à temperatura do ar no termômetro de bulbo seco 
(mmHg), obtida em tabelas ou equações de 
TETENS; t é a temperatura do ar no termômetro 
de bulbo seco (oC); tu é a temperatura do 
termômetro de bulbo úmido (oC). 
 
Figura 5.57. Psicrômetro não aspirado 
 
Uma outra forma de determinar a UR é 
através das Tabelas PSICROMÉTRICAS, conheci-
das as temperatura "t" e "tu" no psicrômetro, como 
a seguir: 
 
 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 86
TABELA PSICROMÉTRICA 
 
 
Por exemplo: Leu-se no psicrômetro os seguintes 
dados: T = 24 oC e tu = 20 oC. 
Na tabela psicrométrica podemos obter 
diretamente a umidade relativa do ar sendo igual a 
68%. 
Pela aplicação das equações temos os 
seguintes cálculos: 
a) Tensão de saturação p/a temperatura do bulbo 
úmido (e’s). 
��
�
�
��
�
�
+
=
tu3,237
tu.5,7
10.1078,6s'e 
mb38,2310.1078,6s'e 203,237
20.5,7
==
��
�
�
��
�
�
+ (x0,75) 
e’s=17,54mmHg 
b) Tensão de saturação p/a temperatura do ar (es) 
��
�
�
��
�
�
+
=
t3,237
t.5,7
10.1078,6es 
mb84,2910.1078,6s'e 243,237
24.5,7
==
��
�
�
��
�
�
+
 
e’s=22,38mmHg 
c) Tensão atual de vapor (ea) 
)tut.(59.0s'eea −−= 
 mmHg18,15)2024.(59.054,17ea =−−= 
E assim podemos calcular a UR e umidades 
absolutas 
100.
es
)tut.(59.0s'eUR −−= 
 %82,67100.
38,22
)2024.(59.054,17UR =−−= 
A umidade atual e de saturação: 
3m/g72,14
27324
18,15
.288
273t
ea
.288Ua =
+
=
+
=
3m/g70,21
27324
38,22
.288
273t
es
.288Us =
+
=
+
= 
O déficit de saturação: 
 
 D = es – ea = 22,38-15,18 = 7,20 mmHg 
 
 8.7. UMIDADE RELATIVA DO AR MÉDIA 
 
 Segundo o INMET o padrão nacional: 
 
 
4
2.UR + UR + UR
 = UR 21159 
onde, UR é a umidade relativa do ar média diária 
(%); UR9 é a umidade relativa do ar medida às 9 
horas (%); UR15 é a umidade relativa do ar medida 
às 15 horas (%); UR21 é a umidade relativa do ar 
medida às 21 horas (%); 
 
Exemplo: No dia 23/10 foram obtidas as seguintes 
leituras em um higrômetro: 63% às 9 h, 58% às 15 
h e 82% as 21 horas. Qual é o valor da UR média 
diária (%). 
4
82.25863
4
2.UR + UR + UR
 = UR 21159 ++= 
UR = 71,25% 
 
Exercícios: 1) Obtenha a UR média diária a partir 
das medidas no psicrômetro listadas a seguir: 
Horário (h) Tbs (oC) Tbu (oC) 
9:00 16 15 
15:00 24 19 
21:00 18 16 
 
2) Em qual das situações existem uma maior 
quantidade de vapor d´água no ar? 
A) UR = 60% e temperatura de 15º C 
B) UR = 40% e temperatura de 28º C 
 
3) Obtenha a umidade de saturação, umidade 
atual e a umidade relativa do ar, dados: 
temperatura 18º C e ea = 15 mmHg. 
 
4) Foram efetuadas as seguintes leituras: 
TERMÔMETROS HORÁRIOS DE LEITURAS 
T (oC) 9:00 hs 15: hs 21:00 hs 
Tbs 21,0 25,5 20,2 
Tbu 19,9 20,6 17,8 
Máxima 25,5 
Mínima 18,8 
Baseado nos dados acima calcular a Temperatura 
média do ar e a Umidade Relativa do ar, média 
diária, em décimos e porcentagem. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 87
9. EVAPORAÇÃO 
 
 
9.1. INTRODUÇÃO 
 
Constitui-se em uma fase importante e 
contínua do ciclo hidrológico (trajeto da água no 
sistema terra-atmosfera). 
 Sua previsão é importante por ser 
elemento decisivo em projetos que envolve a 
água, como por exemplo: açudagem, irrigação, 
condução de água em canais, etc. É também de 
interesse em várias áreas de aplicação, tais como: 
* Para os Meteorologistas por sua influência nas 
características das massas de ar da atmosfera e 
por ser condicionador do balanço energético da 
mesma. 
* Para os Hidrologistas é importante conhecer a 
perda de água em canais, rios e reservatórios e 
para saber a quantidade de água a ser adicionada 
pela irrigação. 
* Para os Engenheiros Florestais é importante seu 
conhecimento para a secagem de madeira, relva 
ou parte vegetativa das árvores. 
* Para os Fitopatologistas é importante pela sua 
relação com a expansão de determinadas 
doenças de plantas ligadas ao grau de umidade 
da superfície vegetal. 
* Para os Botânicos e Fisiologistas é importante o 
conhecimento das perdas de água das plantas em 
relação ao seu crescimento. 
* Para os Agrônomos no conhecimento das perdas 
de água do solo e cultura (Evapotranspiração), 
principalmente para o manejo da irrigação e 
previsão de safras. 
 
9.2. DEFINIÇÕES 
 
a) EVAPORAÇÃO (Ev) é o conjunto de fenôme-
nos físicos que transformam em vapor a água 
precipitada sobre a superfície da Terra (solo, 
mares, lagos, rios e reservatórios de acumulação 
de água, etc.). Fisicamente é a passagem lenta da 
água, do estado líquido para o vapor. Envolve 
gasto de energia: 1gH2O (líq) � 585 cal � vapor 
 
b) TRANSPIRAÇÃO (T) é o processo de evapora-
ção decorrente de ações fisiológicas dos vegetais 
que através das raízes retiram do solo a água 
necessária às suas atividades vitais, restituindo 
parte dela à atmosfera sob a forma de vapor que 
se forma na superfície das folhas. Fisicamente é 
igual à evaporação: passagem lenta da água do 
estado líquido para o vapor. 
 
c) EVAPOTRANSPIRAÇÃO (ET) é o conjunto da 
evaporação da água do solo mais a transpiração 
das plantas. 
 
9.3. GRANDEZAS CARACTERÍSTICAS E UNIDADES 
 
a) Perdas por Evaporação/Transpiração: É a 
quantidade total de água (lâmina ou espessura) 
evaporada/transpirada por unidade de área hori-
zontal, num certo intervalo de tempo. Expressa em 
"mm" (representa a espessura da lâmina evapora-
da no local). Exemplo. 30 mm evaporou em 6 dias 
 
b) Intensidade de Evaporação/Transpiração: ou 
apenas evaporação/transpiração é a velocidade 
média com que se processa o fenômeno (mm/h; 
mm/dia; mm/dec; mm/mes; mm/ano). Do exemplo 
anterior temos: Ev = 30 mm/ 6 dias = 5 mm/dia. 
 
9.4. FATORES QUE INFLUEM NA EVAPORAÇÃO 
 
* Da atmosfera: Demanda (poder) evaporativa da 
atmosfera (Rs, Temp, Ventos e UR do ar). 
Caracterizam o estado do ar atmosférico próximo 
a superfície evaporante (Poder evaporativo do ar) 
* Da superfície evaporante: natureza da superfície 
(superf. livre para a atmosfera, solo, vegetação...). 
Caracterizam o estado da superfície evaporante e 
sua capacidade de manter a evaporação. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 88
9.5. EVAPORAÇÃO NA SUPERFÍCIE LIVRE 
EXPOSTA À ATMOSFERA 
 
Superfície líquida livre exposta à atmos-
fera, pode ser um lago, rio, oceano, reservatórios, 
copo d’água, etc., ou seja à qualquer massa 
líquida em contato direto com a atmosfera. A Ev, 
neste caso, é a passagem lenta da água do 
estado líquido para o de vapor que se efetua na 
superfície livre do líquido, com absorção de calor 
ou energia (aproximadamente 585 cal por grama 
de H2O evaporada). A energia gasta é proveniente 
da Rs, ar circulante, ou energia armazenada na 
superfície líquida. A evaporação realiza-se a 
qualquer temperatura, basta existir energia. 
 
Figura 5.58. Evaporação de uma superfície livre de 
água. 
 
A Força de coesão do liquido é bem maior 
que a do vapor. A energia cinética quebra a força 
de coesãosendo função da temperatura, 
favorecendo a evaporação. 
 
9.6. PRINCÍPIOS FUNDAMENTAIS da Evapora-
ção de um líquido para a atmosfera 
 
Dalton estudando a evaporação de um 
líquido para a atmosfera, chegou empiricamente à 
várias leis, expressas pela seguinte equação: 
patm
P) -K.S.(Pmax 
 = 
t
m
 = V 
onde, V é a velocidade de evaporação que é a 
razão entre a massa "m" do líquido evaporante no 
intervalo de tempo "t"; K é um coeficiente que 
depende da natureza do líquido e do ar, do estado 
de agitação da atmosfera, etc (K encerra várias 
leis); S é a área da superfície livre do líquido; 
Pmax é a pressão máx de vapor na superfície, à 
temperatura do líquido; P é a pressão de vapor do 
líquido considerado, existente no ar atmosférico 
(tensão parcial de vapor); patm é a pressão 
atmosférica reinante no momento. 
 
ENUNCIADOS DA LEI DE DALTON 
 
* "A velocidade de evaporação "V" é diretate 
proporcional à volatilidade do líquido". 
* "A velocidade de evaporação "V" é diretate 
proporcional à superfície do líquido evaporante". 
* "A velocidade de evaporação "V" é diretate 
proporcional à temperatura do líquido 
evaporante" (maior temperatura aumenta a Ec e 
as moléculas rompem o vínculo entre elas 
(coesão) com mais facilidade). 
* "A velocidade aumenta com a agitação do ar" 
(vento arrasta o ar saturado que cobre a superfície 
do líquido, diminuindo a pressão do líquido "P" na 
atmosfera). 
* "A velocidade de evaporação "V" é diretate 
proporcional à diferença "Pmax - P" no instante 
de tempo considerado". (Pmax – P) é o fator de 
evaporação. Se Pmax=P: não ocorre evaporação 
(ar saturado); Se P=0: evaporação instantânea 
(vácuo). Quanto mais seco estiver o ar, maior é a 
evaporação. 
* "A velocidade de evaporação "V" é inversate 
proporcional à pressão atmosférica. Porém 
como esta apresenta uma pequena variação sua 
influência será pequena. 
OBS: A principal fonte de energia para o processo 
de evaporação é a radiação solar, sendo assim a 
evaporação varia com a latitude, estação do ano, 
hora do dia e nebulosidade (estado do céu). 
 
9.7. CÁLCULO DA EVAPORAÇÃO DE SUPERFÍCIE 
LIVRE DE ÁGUA. 
 
Estas fórmulas são chamadas de fórmulas 
do tipo Dalton, pois são deduzidas dos enunciados 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 89
acima e tem como variáveis principais o vento, a 
temperatura e a pressão atmosférica. 
São fórmulas empíricas que apresentam a 
seguinte forma: Ev = f(k; es - e; v) 
 a) Meyer (EUA): foi desenvolvida para 
clima temperado. 
)
609,1
v1).(ees.(36,0Ev +−= 
onde, Ev é a evaporação (mm/dia); v é a 
velocidade média do vento a 8 metros de altura 
sobre a superfície da água (Km/dia); es é a tensão 
de saturação de vapor (mb); e é a tensão atual de 
vapor (mb). 
 b) Lugeon: para clima tropical. 
 )
es-patm
760)(
273
Tmm+273
ea)(-0,398nd(es = Ev 
onde, Ev é a evaporação (mm/mês); es é a tensão 
de saturação de vapor (mmHg); ea é a tensão 
atual de vapor (mmHg); nd é o número de dias do 
mês (dias); Tmm é a temperatura média mensal 
das máximas diárias (oC); patm é a pressão 
atmosfera média mensal (mmHg). 
 c) Serviço Meteorológico da URSS: Apli-
cação para regiões frias. 
0,072.v)+ea).(1-s0,15.nd.(e = Ev 
onde, Ev é a evaporação (mm/mês); nd é o 
número de dias do mês (dias); es é a tensão de 
saturação de vapor (mmHg); ea é a tensão atual 
de vapor (mmHg); v é a velocidade do vento 
medido a 2 metros de altura da superfície (km/dia). 
 d) outras: FITZGERALD; ORSTON... 
Cada uma das equações citadas aplica-se para 
determinada região para a qual fora derivada. Em 
outras regiões necessitam de ajustes ou correções 
de seus coeficientes. 
 
9.8. EVAPORAÇÃO DO SOLO 
 
Teoricamente os mesmos fatores da 
Evaporação de uma superfície livre d'água vão 
condicionar Evaporação no solo. 
Porém no solo a Ev é mais complexa: 
além da diferença (es-ea), ainda existe a diferença 
de tensão de vapor na superfície da água retida no 
solo e a tensão de vapor contidos nos poros do 
solo. A tensão de vapor na superfície da água 
retida no solo depende dos seguintes fatores: 
1. Curvatura (negativa) da superfície líquida que 
vai diminuir a tensão de vapor. 
2. Concentração de sais na solução. 
3. Adsorção (adesão da água às partículas do 
solo). 
Entre outros fatores importantes temos : 
1. Grau de umidade do solo 
2. Natureza do solo. 
A vegetação diminui a perda por 
evaporação más é compensada pela transpiração 
da vegetação que poderá ser alta, chegando a 
aumentar a perda total. 
 
Evaporação de solos nus 
 
Para um determinado valor de poder Eva-
porativo da atmosfera, a intensidade de evapora-
ção de um solo é função entre outras coisas da 
umidade do solo, reposta pela água proveniente 
do lençol freático por capilaridade (franjas 
capilares), que depende da natureza do solo. 
Neste caso têm-se três situações: 
1. Solo não saturado: franja não atinge a 
superfície: evaporação diminui até ficar nula. 
2. Solo não saturado: franja atinge a 
superfície: sempre ocorre a evaporação (menor 
do que a potencial) 
3. Solo saturado: evaporação atinge 
valores máximos (Evaporação Potencial). 
 
Estimativa da evaporação em solos nus 
 
Pode-se estimar a Ev em solos nus a 
partir da Fórmula de Turc. Verificou-se que para 
períodos curtos (10 dias ou 1 mês) a Ev de um 
solo nu é função direta do poder evaporante da 
atmosfera e das precipitações. 
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2)
L
a + P( + 1
a + P
 = E 
onde, E é a evaporação no solo nu em 10 dias 
(mm/dec); P é a precipitação total no decêndio 
(mm/dec); a é quantidade máx de água que se 
evapora do solo em 10 dias (mm) (a = 10 mm para 
solo úmido e 1 mm para solo seco); L é o Fator 
Hélio-Térmico: 
)Rg2. + T.(
16
1
 = L 
em que, T é a temperatura média do ar do 
decêndio (oC); Rg é a radiação solar global média 
do decêndio (cal/cm2/dia). 
 
9.9. OBSERVAÇÃO DA EVAPORAÇÃO 
 
A avaliação direta do poder evaporante da 
atmosfera é realizada pela medida das taxas de 
evaporação (Ev): 
em pequenas superfícies de água 
(EVAPORÍMETROS); 
 em superfícies úmidas de papel de filtro 
(EVAPORÍMETROS DE PICHÊ); ou 
 em superfícies de porcelana porosa 
(ATMÔMETRO DE LIVINGSTONE). 
 
TANQUES DE EVAPORAÇÃO (Evaporímetros): 
 
Utilizados largamente no mundo todo para: 
* medir a capacidade de evaporação da 
atmosfera; 
* medir a evaporação de superfícies livres. 
A vantagem de sua utilização é por 
constituir-se num método simples e barato de 
obter-se dados que de outra forma seriam de alto 
custo monetário e operacional. 
 
Tipos de Tanques: 
São vários os tipos, variando com: a forma 
geométrica; o tamanho; a exposição no terreno; 
etc.. 
 
Figura 5.59. Tipos de tanques de evaporação. 
 
* Tanque USWB - Classe A: instalado sobre a 
superfície do solo; 
* Tanque Australiano: encerrado em recipiente 
maior contendo água e enterrado no solo; 
* Tanque Padrão Inglês (B.S.): enterrado no solo; 
* Tanque do Serviço Geológico dos EUA (USGS): 
flutuante. 
O principal Evaporímetro em uso no Brasil, 
para fins agrícolas é o “Tanque Classe A”, que 
tem mostrado ser um método padrão de estimativa 
da evaporação em superfícies livres de água, bem 
como da Evapotranspiração. 
 
Tanque de Evaporação Classe A (USWB) 
 
Usado para determinar a evaporação de 
uma superfície livre de água, num período 
qualquer, em mm/dia, mm/mês... 
Constituí-se num recipiente circular com 
diâmetro de 1,22 m x 25,4 cm de altura, construído 
em chapa galvanizada no 22. É assentado sobre 
um estrado de madeira com dimensões de 0,10 x 
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0,05 x 1,24m. Para evitar a entrada de galhos, 
objetos estranhos, animais beberem água, coloca-
se tela de malha hexagonal, o que provoca a 
redução da evaporação, devendo-se corrigir a 
evaporação, multiplicando-se o valor obtido por 
1,144; deve-se evitar a colocação de tela. 
 
Figura 5.60. Tanque classe A e acessórios de 
leitura de nível d’água (micrometro de gancho e 
poço tranqüilizador). 
 
É instalado sobre estrado de madeira 
(5x10x124 cm), nivelado sobre o terreno. O 
estrado é pintado de branco (tinta óleo). Nas 
estações meteorológicas o estrado é assentado 
sobre o terreno gramado e plano. 
Nas estações, geralmente instala-se 2 
tanques iguais, 1 utilizado para as determinações 
e o outro auxiliar (depósito de água com torneira). 
Deve estar equipado com termômetro de máx e 
mín flutuantes e com um anemômetro totalizador. 
 
Figura 5.61. Instalação tanque classe “A”. 
Observa-se: anemômetro, termômetros flutuantes 
e poço tranqüilizador. 
Quanto ao manejo e operação, coloca-se 
água limpa entre os níveis: até 5 cm da borda 
superior; e 7,5 cm o nível máximo admitido. 
 
Figura 5.62. Faixa ideal de leitura em um tanque 
classe “A”. 
 
A variação de nível devido a chuva ou 
evaporação é medida um micrômetro de gan-
cho, com precisão de 0,01 à 0,02 mm, bem como 
mediante outros dispositivos, como por ex., bóia. 
 
Figura 5.63. Dispositivos de medida da evapora-
ção no tanque classe “A”. a) Micrometro de 
gancho b) Bóia com régua milimetrada. 
 
As leituras são realizadas todos os dias 
às 9 horas e, a diferença de nível de duas 
leituras consecutivas nos dá a evaporação. 
Pode-se utilizar a seguinte expressão: 
)j()j()1j()j( RLLEv +−= + 
onde, Ev(j) é a evaporação do dia j (mm/dia); 
L(j+1) é a leitura do tanque no dia j+1 (mm); L(j) é 
a leitura do tanque no dia j e R(j) é a reposição de 
água ou precipitação no dia j (mm) caso tenha 
ocorrido. 
Exemplo: dia 19/03/1980 às 09h00 a leitura do 
nível de água foi 10,04 mm; no dia 20/03/1980 às 
09h00 a leitura foi de 6,64 mm 
A Ev do dia 19/03/1980 será: 
 Ev = 10,64 - 6,04 (+ 0) = 4,60 mm 
(não houve reposição nem chuva) 
A restauração (reposição) do nível d’água 
no tanque, para os limites fixados, é feita no 
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momento da observação, logo após a leitura, ao 
passo que o valor da precipitação não, pois este é 
lido no pluviômetro junto com a segunda leitura do 
tanque. Por esse motivo acompanha o tanque 
Classe A, um pluviômetro para podermos efetuar a 
correção devido a precipitação, por exemplo: no 
dia 08/01/1982 às 9:00 h a leitura foi 15,00 mm; no 
dia 09/01/1982 às 9:00 h a leitura foi 14,00 mm; a 
chuva no dia 08/01/1982 foi igual a 6,0 mm. A 
evaporação do dia 08/01/1982 será: 
Ev = 15,00 + 6,0 - 14,00 = 7,00 mm 
Exercício: Determine a evaporação (Ev) para o 
dia 01/01 a partir das seguintes informações: no 
dia 01/01 a leitura do nível da água no tanque 
Classe A foi de 10 mm no dia 02/01 foi de 12 cm e 
a reposição (R) foi igual a 4,7 litros de água. 
 
As leituras devem ser corrigidas, pois a 
perda de água por evaporação (Ev) no Tanque é 
superior a ocorrida para condições de superfície 
infinita de água, a diferença se deve ao vento e 
temperatura, sendo que a correção varia de 0,60 à 
0,80, sendo em média igual a 0,70. 
 
Ereal = 0,70.Etanque 
O coeficiente de correção deve ser 
determinado para cada local específico. 
 
Os dados são submetidos à tratamento 
estatístico; A apresentação dos resultados é feito 
na forma de Tabelas e Gráficos; Traçado das 
curvas de iguais perda por evaporação médias 
diárias, mensais, sazonais e anuais; a partir das 
estimativa da evaporação que pode ocorrer num 
determinado intervalo de tempo (Freqüência). 
 
* Acessórios do Tanque de Evaporação: 
Poço Tranquilizador; 
Micrômetro de Gancho; 
Anemômetro Totalizador; 
Termômetros Flutuantes (máx e mín); 
Pluviômetro (é o próprio da estação) 
Figura 5.64. Acessórios do tanque classe “A”. 
 
* Precisão dos Tanques de Evaporação: deve-
se ficar atento aos seguintes problemas: 
* Animais que possam beber água (pássaros, 
cavalos, bovinos); 
* Crianças possam tomar banho; 
* Erro no pluviômetro, devido chuvas fortes (15 - 
25%); 
* Borda livre fora dos limites; 
* Evitar a entrada de gordura na água (herbicidas, 
inseticidas). 
 
Diferença entre a Ev do Tanque Classe A e a 
Evaporação nas Culturas: esta diferença é 
devido à: 
- cor do tanque é diferente da cor das plantas, 
conseqüentemente a absorção de energia para 
manter a Ev será diferente; 
- perfil do vento (maior e mais turbulento no 
tanque Classe A); 
- calor no Tanque (a temperatura é maior no 
tanque, conseqüentemente a evaporação é maior) 
- Período que ocorre a evaporação (no tanque 
ocorre evaporação durante o dia e a noite, nos 
vegetais ocorre somente durante o dia); 
 
Correlação com a Evapotranspiração Potencial 
(ETP), o Tanque não oferece nenhuma resistência 
a evaporação como os estômatos (no caso de 
transpiração excessiva), desta forma podemos 
correlacionar somente com a ETP, mediante o uso 
de um coeficiente de correção cujo valor médio é 
igual a 0,9: 
ETP = kt.Ev(TCA) (kt = 0,9) 
 
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Evaporímetro de Pichê 
 
Para medir a evaporação potencial, tendo 
em vista fazer a comparação entre condições de 
evaporação de diferentes lugares (Regiões). 
Constitui-se em um tubo de vidro cilíndrico 
com 35 cm de comprimento e 1,50 cm de diâmetro 
externo, graduado em 30 cm3, com divisões de 
0,10 cm3. Uma extremidade fechada (superior) 
outra aberta (inferior) com corte transversal em 
ângulo reto. Também apresenta um “olhal” para 
suspensão do aparelho e uma presilha para 
fixação do disco de papel absorvente. O disco de 
papel absorvente tem diâmetro de 30 mm e 
espessura de 0,50 mm. 
Figura 5.65. Evaporímetro de Pichê. 
 
É instalado dentro do abrigo meteorológico 
suspenso pelo “olhal” ou garra fixa num suporte de 
madeira, em posição vertical. 
 
Para seu manejo enche-se o tubo com 
água destilada (ou da chuva), tampa-se a 
extremidade com o disco de papel absorvente. A 
água embebe o papel e evapora-se para o 
ambiente, progressivamente, diminuindo o nível 
dentro do tubo. A quantidade evaporada é obtida 
pela diferença de 2 leituras consecutivas, em mm. 
A observação é feita uma vez por dia, na 
observação das 9 h, devendo-se colocar água 
antes que o tubo fique vazio (caso o tubo esteja 
vazio deve-se anular a leitura daquele dia. O disco 
de papel deve ser trocado quando danificado, em 
caso de locais próximo a orla marítima, deve-se 
trocar o mesmo com maior freqüência. 
Os dados obtidos devem ser submetidos a 
tratamento estatístico. A apresentação dos 
resultados é feita através de tabelas ou gráficos. 
Traça-se as curvas de igual evaporação (Ev). 
 
Exercícios: 
1) No dia 10/02/86 no Posto de Meteorologia da 
EPAGRI-Lages-SC, compreendendo um intervalo 
de 24 horas, afetuou-se as seguintes leituras no 
Tanque evaporímetro classe A e pluviômetro: Ev? 
 
Ontem (L(j-1)) Precipitação 
(P(j)) 
Hoje (L(j)) 
32,72 mm 1,70 mm 33,40 mm 
1)(j-(j)(j)(j) L - P + L = Ev 
2) Em um evaporímetro tanque CA efetuou-se as 
seguintes medições: leitura do nível do tanque no 
dia 19/03/1999 às 9:00 horas igual a 6,64 mm e 
leitura no dia 20/03/1999 igual a 10,14. Determine 
a Ev do período. 
3) Em um evaporímetro tanque CA efetuou-se as 
seguintes medições: leitura do nível do tanque no 
dia 08/01/1999 às 9:00 horas igual a 15,56 mm e 
leitura no dia 09/01/1999 igual a 14,11 e a chuva 
lida no dia 09/11/1999 foi de 5 mm. Determinea 
Ev do período. 
4) Em um evaporímetro tanque CA (diâmetro de 
1,21 m) efetuou-se as seguintes medições: leitura 
do nível do tanque no dia 01/03/2000 às 9:00 
horas igual a 10,24 mm e leitura no dia 02/03/2000 
igual a 12,76 e a reposição foi de 4,7 litros. 
Determine a Ev do período. 
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10. EVAPOTRANSPIRAÇÃO (ET) 
 
ET = Evaporação (solo) + Transpiração (plantas) 
É um processo vital para as plantas: a água é o 
veículo para absorção de nutrientes e constitui-se 
elemento extremamente necessário ao seu 
metabolismo (fotossíntese e outras funções vitais). 
 
10.1. DEFINIÇÃO: ET é o conjunto de processos 
físicos e fisiológicos que causam a transformação 
da água em vapor d'água e sua passagem 
simultânea da superfície do solo e das plantas 
para a atmosfera. CHANG (1968): “ET é a 
evaporação de toda a superfície de um certo local 
mais a transpiração das plantas ali existentes”. 
 Para sua ocorrência é necessário: 
- Energia (líquido para vapor ~ 585 cal/g), forne-
cida pela Radiação Solar ou ar circundante. 
- Água disponível no solo: fornecida pela 
precipitação e/ou irrigação. 
- Mecanismo de transmissão da água no sistema 
solo-planta-atmosfera: diferenças de potenciais 
da água nas partes do sistema. A água move-se 
do maior para um menor potencial e quanto 
maior a diferença de potencial da água no sistema 
mais acelerado será o movimento da água. 
Quanto maior a demanda evaporativa da 
atmosfera, menor o potencial da água na 
atmosfera e maior a diferença de potencial 
tendendo a acelerar o processo de evaporação. 
 
10.2. IMPORTÂNCIA: para saber o consumo de 
água: durante o ciclo e estádios de desenvolvi-
mento das plantas cultivadas. 
Também dá suporte para: a) manejo da 
irrigação (dose e frequência); b) ajuste de épocas 
de semeadura (períodos críticos água x períodos 
de disponibilidade hídrica; c) regionalização de 
cultivares (Zoneamento agroclimático); d) previsão 
de safras (potencial de rendimento em função das 
disponibilidades hídricas), (Y/Yo = f( ETr/ETm)); 
e) classificação de climas. 
10.3. FATORES QUE INFLUEM NA ET 
 
 São relacionados ao clima, planta e solo: 
- Do clima (atmosfera): Demanda evaporativa 
(Rs, temperatura, ventos e UR) e pluviometria. 
- Da cultura (planta): Variedade ou cultivar 
(arquitetura, número de estômatos, necessidade 
hídrica, eficiência de uso da água, capacidade de 
extração de água), desenvolvimento fisiológico 
(estagio de desenvolvimento), densidade de 
cobertura (IAF), albedo, etc. 
- Do solo: Textura e estrutura (capacidade de 
retenção da água no solo), umidade, condutivi-
dade hidráulica, nível freático e salinidade, etc. 
 
10.4. DEFINIÇÕES PARA O ESTUDO DA ET: 
dependem das condições da avaliação da ET. 
a) EVAPOTRANSPIRAÇÃO POTENCIAL (ETP): 
quantidade de água que evapotranspira uma 
superfície natural, com uma cultura verde (bem 
adaptada ao local), de porte baixo, cobrindo 
completa e uniformemente a superfície do solo, 
em plena atividade vegetativa e onde as suas 
necessidades hídricas são plenamente satisfeitas 
(umidade próximo à capacidade de campo). 
 Neste caso são as condições climáti-
cas que determinam o valor da ET. A ETP serve 
de referencia da perda de água da vegetação em 
comparações com diferentes locais. 
 A cultura de referência geralmente é 
uma gramínea (grama batatais, Paspalun 
notatun). Em regiões temperadas: cultura mais 
resistente ao frio (alfafa, Medicago sativas) 
(arquitetura semelhante culturas cultivadas e 
manter-se verde no inverno). 
b) EVAPOTRANSPIRAÇÃO MAXIMA (ETm): é a 
quantidade máxima de água que evapotranspira 
uma determinada cultura em pleno desenvolvi-
mento (sem restrições fisiológicas: patógenos, 
pragas e nutrição) e com suas necessidades 
hídricas plenamente satisfeitas. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 95
OBS: Estabelece o nível ideal de relacionamento 
entre planta, solo e atmosfera: resultando em 
produção máxima possível (quanto à água). 
 Sua estimativa pode ser feita com o 
método proposto pela FAO, multiplicando a ETP 
por um coeficiente Kc (coeficiente de cultivo): 
 ETm = Kc.ETP 
onde, ETm é a evapotranspiração máxima da 
cultura, ETP é a evapotranspiração potencial do 
local em questão e Kc é o coeficiente de cultivo. 
Coeficiente de Cultivo ou de Cultura (Kc): é 
determinado experimentalmente para diferentes 
culturas, em seus vários estádios de 
desenvolvimento (Tabela FAO n.24). 
 
COEFICIENTE DE CULTIVO - Kc 
No inicio do estabelecimento (Estádio I) o 
Kc é pequeno (pois uma pequena fração do solo é 
coberta pela cultura que tem um sistema radicular 
pouco desenvolvido); 
 Na fase de pleno desenvolvimento, o valor 
de Kc atinge o seu máximo, podendo assumir 
valores maiores do que 1. 
Se Kc > 1, a cultura está perdendo mais 
água que a grama batatais, ambas submetidas as 
mesmas condições climáticas. 
O Kc é variável nos diferentes estádios da 
cultura: variação do IAF (índice de área foliar) e 
desenvolvimento do sistema radicular. 
A ETm então poderá ser inferior igual ou 
superior a ETP. 
Figura 3.66. Variação do coeficiente de cultivo 
(médio) durante o ciclo de culturas anuais 
c) EVAPOTRANSPIRAÇÃO REAL (ETr): quanti-
dade de água que evapotranspira uma determina-
da cultura nas condições reinantes de 
atmosfera e de umidade do solo prevalecentes 
no local. Independe da cobertura da área, porte 
da planta e condições de umidade do solo, ou 
seja, ocorre em qualquer condição. 
 A ETr poderá ser igual ou inferior a ETm. 
Se há água disponível no solo e o fluxo de água 
na planta atender a demanda evaporativa da 
atmosfera , ETr = ETm. 
Se houver restrição de água no solo e a 
demanda evaporativa da atmosfera não for 
atendida, ETr < ETm. 
De uma forma geral tem-se: ETr � ETm. 
 A relação evapotranspiração real e a eva-
potranspiração máxima (ETr/ETm) é denominada 
evapotranspiração relativa, e é um importante 
índice da falta de água para as plantas e para a 
previsão do rendimento das culturas (alta 
correlação entre disponibilidade de água no 
solo e produtividade). 
 A situação ideal para a cultura é que ETr 
seja igual a ETm (ETr=ETm). Toda a vez que 
ETr<ETm, existe restrição de água e a 
produtividade pode ser afetada. 
 
10.5. RELAÇÃO ENTRE A ET E SUPRIMENTO 
DE ÁGUA NO SOLO. 
 
O solo é um reservatório ativo que 
controla a taxa de perda de água pelas plantas. 
 
Figura 3.67. Relação entre evapotranspiração 
relativa (%) e água disponível no solo (%) em três 
condições de demanda evaporativa. 
 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 96
Situação A (ETP < 5 mm/d – Demanda 
evaporativa baixa) a planta consegue extrair água 
ate níveis bem baixos de água no solo. As 
condições climáticas determinam a evapotrans-
piração por muito tempo, isto é, durante o 
consumo da água disponível. Neste caso, a 
velocidade da evapotranspiração é menor que a 
velocidade do movimento da água até as raízes. 
Situação C (ETP > 7,5 mm/d – Demanda 
evaporação alta) mesmo com bastante umidade 
no solo, a planta não consegue extraí-la numa ta-
xa compatível com as suas necessidades hídricas, 
resultando em fechamento temporário dos estô-
matos para evitar o dessecamento das folhas. 
Neste caso a velocidade da evapotranspiração é 
maior do que a velocidade do movimento da água 
no solo até as raízes. Essa condição ocorre nor-
malmente nas horas mais quentes do dia. O solo 
(propriedades físico-hídricas) passa a ocupar 
um lugar importante na determinação da 
evapotranspiração. 
Resumo: A evapotranspiração é contro-
lada pela demanda evaporativa da atmosfera e 
pela umidadedo solo que influi na condutivi-
dade hidráulica do mesmo. Em geral, para um 
mesmo solo quanto menor a umidade menor 
será sua condutividade hidráulica. 
 
10.6. AVALIAÇÃO EXPERIMENTAL DA ET 
 
A avaliação experimental da evapotranspi-
ração consiste em isolar uma parcela de cultura e 
medir as entradas e saídas de água nesta parcela. 
a) Métodos diretos: Balanço hídrico, lisímetros e 
parcelas experimentais no campo (controle da 
umidade do solo). 
b) Métodos indiretos: Evaporímetros e equações 
(Empíricas ou conceituais). 
 
BALANÇO HÍDRICO 
Consiste num sistema contábil de monito-
ramento da água do solo resultante da aplicação 
do princípio da conservação da massa, para a 
água num volume de solo vegetado. Assim a partir 
da equação hidrológica da continuidade temos 
para um balanço que integra a planta para estudos 
de Evapotranspiração a seguinte expressão: 
ARDIPET ∆±±±+= 
onde, ET é a evapotranspiração; P é a precipita-
ção; I é a irrigação; D é a drenagem (- para perco-
lação para fora do vol de solo considerado e + 
quando ocorre ascensão capilar); R é o escoa-
mento superficial (+ para entrada e – para a saída 
de água do volume de solo considerado); ∆A é a 
variação do armazenamento (+ quando aumenta a 
umidade e – quando diminui a umidade do solo). 
Limitações: dificuldade de mensurar (medir) a 
drenagem e a variação de umidade no solo; são 
demorados e de difícil execução (principalmente 
em períodos extremos: de seca ou de muita 
chuva). 
 
LISÍMETROS 
O lisímetro consta de um tanque 
(alvenaria ou cimento amianto, etc) com terra, 
enterrado no terreno, dentro da área na qual será 
plantada a cultura da qual se deseja medir a 
evapotranspiração. Sua área superficial não deve 
ser menor que 1 m2. A profundidade deve ser 
superior a 0,5 m sendo ideal 1 m para culturas 
anuais. O solo deve ser colocado obedecendo as 
camadas de seu perfil original. Deve ter um 
sistema de drenos para medir a drenagem 
profunda (percolação). 
Figura:3.68. Parcelas de culturas isoladas: 
Lisímetros 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 97
Sua vantagem está na precisão dos 
resultados e a desvantagem é ser de difícil 
instalação e calibração. 
São restritos à pesquisa ficando a 
cargo das universidades e institutos de 
pesquisas. 
Quanto aos tipos de Lisímetros temos: 
 
a) Lisímetro de balança: a ET é obtida pela 
diferença de peso entre duas leituras (pesagens), 
considerando as quantidades de entrada (precipi-
tação e/ou irrigação) e saída de água (drenagem). 
São constituídos de uma cuba aberta em sua 
parte superior, cheia de terra do solo que se quer 
avaliar e instalado sobre uma balança, onde 
determina-se a diferença de peso a intervalos de 
tempo ∆t. São de difícil construção, manuseio e 
calibragem. Custo de instalação relativamente alto, 
por isso são raros. São os que apresentam os 
melhores resultados (maior precisão) qdo 
calibrados corretamente. 
 
Figura 3.69. Esquema de um lisímetro de balança 
 
b) Lisímetro de drenagem: A variação da 
umidade do solo é determinado pelas medidas de 
umidade do solo a diferentes profundidades, por 
métodos diretos ou indiretos. 
Assim temos: 
RDr-P=ETr ∆± 
onde, ∆R pode ser medida pela determinação da 
umidade do solo à diferentes profundidades. 
Como a variação de umidade é de dificil 
determinação, determina-se a ETr para um longo 
período de tempo (semana, mês). 
Figura 3.70. Esquema de um lisímetro de 
drenagem. 
 
Outros Tipos de Lisímetros: 
Lisímetro Flutuador: a ET é medida através do 
nível de água dentro da qual o Lisímetro flutua. 
Uma bóia com indicador de nível dá a leitura da 
Evapotranspiração. A diferença de peso faz com 
que varie o nível de água. 
 
Figura 3.71. Lisímetro flutuador 
 
Lisimetros Naturais: são os ideais para a avalia-
ção experimental da ETr, pois os mesmos são de 
fácil instalação, manuseio e baixo custo de cons-
trução, apesar de exigirem técnicos com boa for-
mação em Hidrologia Agrícola, para a correta cole-
ta de dados e interpretação dos dados coletados. 
Existem diferentes tipos de Lisímetros Naturais: 
 
Figura 3.72. Lisímetro não drenado. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 98
Figura 3. 73. Lisímetro drenado 
 
EVAPOTRANSPIRÔMETRO: 
 
É o lisímetro destinado a determinação da 
ETP (deve-se obedecer as condições conceituais 
da ETP: cultura cobrindo completamente o solo, 
umidade próxima a capacidade de campo,...). 
 
Figura 3.74. Evapotranspirômetro. 
 
Evapotranspiração Potencial ETP (Thornthwaite 
1944): evapotranspiração que ocorre em um 
terreno totalmente coberto por vegetação, 
exposta a atmosfera, onde nunca falte umidade 
ao solo para uso das plantas. 
O interesse do estudo da ETP está ligado 
ao planejamento e manejo de projetos de 
irrigação, açudagem, etc.. Pode-se determinar 
diretamente a ETP, como fez THORNTHWAITE, 
através de Evapotranspirômetros. 
 
Manejo: irrigar periodicamente com cerca de 6 - 8 
litros por dia para a fase de pleno crescimento, em 
caso de solo desnudo 2 - 3 litros por dia , a fim de 
conseguir-se a drenagem de 1 litro ou menos por 
dia. De posse dos dados de drenagem, irrigação e 
precipitação, calcula-se a ETP, para períodos de 7 
à 10 dias, através da expressão: 
 
10.7. CORRELAÇÃO ENTRE ETP E EV TANQUE 
CLASSE A 
 
A ET pode ser estimada a partir de dados de 
evaporação de evaporímetros (tanque Classe A) e 
de um coeficiente apropriado (Kt), como a seguir: 
 ETP = Ev(TCA).Kt 
onde, ETP é a evapotranspiração potencial 
(mm/dia); Ev(TCA) é a evaporação do tanque 
classe A e Kt é o coeficiente de tanque, que deve 
ser det. para o local ou obtido em tabela em 
função das características de exposição do tanque 
(bordadura, velocidade do vento e umidade 
relativa do ar). (Reichardt, pg 103) 
 
10.8. ESTIMATIVAS DA ET (ETP, ETm e ETr) 
 
a) ETP: Medidas diretas da ETP (lisímetros) geral-
mente não existem para cada região e condição 
climática. Pode-se utilizar equações que estimam 
a ETP a partir das variáveis climáticas do local. 
São equações conceituais ou científicas e 
empíricas para a estimativa da ETP, que podem 
variar de simples a mais complexas: 
Ex. THORNTHWAITE (simples e fácil) e PENMAN 
(complexa, precisa e versátil). 
Equação de Thornthwaite: empírica, obtida de 
experimentos com evapotranspirômetros. Consi-
dera apenas valores termométricos locais, neces-
sita de correções(f: latitude do local e mês do ano), 
fc
I
tETP a .).10.(16= �= iI 514,1)5(
ti = 
49,0I.10.79,1I.10.71,7I.10.75,6a 22537 ++−= −−− 
ou 5,0I.10.6,1a 2 += − 
em que ETP é a evapotranspiração potencial 
mensal (mm); t é a temperatura media mensal 
(°C), calculada das medias diárias; I é o índice 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 99
térmico anual, resultado do somatório dos índices 
térmicos mensais (i); fc é o fator de correção em 
função da latitude e do mês (tabela) 
OBS: Sem a correção a ETP obtida equivale a de 
um mês com 30 dias com insolação de 12 horas. 
Equação de Blaney-Criddle: É uma das mais 
conhecidas equações empíricas para estimar as 
exigências hídricas das culturas. Foi obtida no 
Oeste dos EUA e relaciona o consumo de H2O das 
plantas com a temperatura média mensal (t), 
porcentagem mensal de horas de luz solar anual 
(p) e um fator de cultura. É recomendada para 
regiões onde somente dados de temperatura 
estão disponíveis. Sua expressão é: 
p).t.457,013,8).(t.0312,024,0.(kETP ++= 
onde, ETP é a evapotranspiração potencial 
(mm/dia); t é a temperatura média diária (oC); p é a 
percentagem diária de horas de luz (-), pode ser 
calculado ou obtidoem tabelas em função do mês 
e da latitude do local; k é um fator ou coeficiente 
que depende da cultura em questão (tabelado, 
grama = 0,75) 
Equação de Hargreaves: Esta equação empírica 
tem como variáveis principais a temperatura e a 
radiação solar global, apresentando a seguinte 
notação: 
Rg).32t.8,1.(0075,0ETP += 
onde, ETP é a evapotranspiração de referência 
para grama (mm/dia); t é a temperatura média 
(oC); Rs é a radiação solar global (mm/dia). 
Equação de Ivanov: É empírica, tendo como 
variáveis de entrada a temperatura e a umidade 
relativa do ar, sendo sua expressão: 
2)t25).(UR100.(0018,0ETP +−= 
onde, ETP é a evapotranspiração potencial 
mensal (mm/mes); t é a temperatura média mensal 
(oC); UR é a umidade relativa média mensal (%) 
Equação de Penman: A equação de Penman e 
calcada no balanço de energia combinada com um 
termo aerodinâmico, sendo considerada como 
conceitual, ou seja com embasamento científico, e 
por isso é a mais utilizada quando se requer 
precisão, porém apresenta a limitação quanto sua 
complexidade e necessidade de um grande 
número de variáveis meteorológicas, que nem 
sempre estão disponíveis para o local do estudo, 
sendo sua notação básica a seguinte: 
1)/(
Ea59/Rn)./(ETP
+γ∆
+γ∆
= 
onde, ETP é a evapotranspiração potencial 
(mm.dia-1); ∆ é a declividade da curva de pressão 
de saturação de vapor x temperatura (de/dt), 
determinada a temperatura média do ar (mb.°C-1); 
γ é a constante psicrométrica; Rn é o balanço de 
radiação (cal.cm-2); Ea é o termo aerodinâmico 
(mm.dia-1), que pode ser estimado por: 
Ea = 0,35.(0,5+0,537.V2).(es - ea) 
sendo, V2 é a velocidade média do vento tomada a 
2 metros de altura (km.dia-1); es é a pressão de 
saturação de vapor para a temperatura média 
diária (mb), estimada pela equação de Tetens; ea 
é a pressão atual de vapor (mb). 
A declividade da curva de pressão de 
saturação de vapor em função da temperatura (∆) 
à temperatura média do ar pode ser determinada 
pela seguinte expressão: 
]0000342,0)8072,0t.00738,0.(05904,0.[8639,33 7 −+=∆
onde t é a temperatura média do ar (oC). 
 A constante psicrométrica (γ) pode ser 
obtida em tabelas ou estimada em função da 
temperatura do ar, pressão atual de vapor e 
pressão atmosférica, com a seguir: 
)t.34,065,370).(ea.38,0Patm(
Patm).ea.035,0Patm.24,0(
−−
+
=γ 
onde, γ é a constante psicrométrica (mb/oC); Patm 
é a pressão atmosférica (mb); ea é a pressão atual 
de vapor (mb); t é a temperatura do ar (oC). 
Equação de Penman - Monteith: Este ultimo 
pesquisador modificou a equação de Penman com 
a introdução de parâmetros que determinam a 
resistência aerodinâmica (resistência da atmosfera 
e da cobertura na camada limite). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 100
 b) ETm: pode ser estimada a partir da 
ETP através de uma relação proposta pela FAO, a 
partir da seguinte expressão: 
 ETP.KcETm = 
onde ETm é a evapotranspiração máxima da 
cultura (mm/dia); Kc é o coeficiente de cultivo que 
varia ao longo do ciclo da cultura (ver tabela); e 
ETP é a evapotranspiração potencial do local 
(mm/dia) que pode ser obtida diretamente através 
de evapotranspirômetro ou estimada por equações 
como visto anteriormente. 
 
c) ETr: pode ser estimada através de modelos 
matemáticos de balanço hídrico (BH), fazendo o 
cotejo algébrico entre entradas e saídas de água 
no sistema solo-planta-atmosférica, a partir de 
informações das variáveis climáticas, propriedades 
do solo e características das plantas. 
 A expressão geral, em que os modelos de 
BH se baseiam, apresenta a seguinte expressão: 
ARDIPETr ∆±±±+= 
onde ETr é a evapotranspiração real da cultura; P 
é a precipitação; I é a irrigação; D é a drenagem; R 
é o escoamento superficial; ∆A é a variação do 
armazenamento de água do solo. 
 
Exercícios 
1) Estimar a Evapotranspiração Potencial (mm/dia) 
com a equação de PENMAN a partir dos dados 
abaixo: Temperatura média do ar: 21ºC; Insolação 
(HELIÓGRAFO): 9 hs; Insolação máxima para o 
dia: 13 hs; Umidade relativa do ar: 74,5%; 
Velocidade do vento (10 metros de altura): 1,82 
m/s; Radiação solar no topo da atmosfera: 937,72 
cal/cm2/dia; Latitude de Lages: 27o49'; Razão 
entre a tangente a curva de tensão de saturação e 
a constante psicrométrica: ∆/γ = 2,41; Radiação do 
corpo negro: 882,76 cal/cm2/dia (σ.Ta4); Albedo: 
25%; Tensão de saturação: 18,65 mmHg; 
Constante de Angstron: a = 0,29.cos θ ; b = 0,52; 
Pressão atmosférica: 910 mb 
2) Determine a ETP (mm/dia) de Blaney-Criddle 
sendo dados: temperatura = 25º C; porcentagem 
de brilho solar p = 0,31 e coeficiente K = 0,80. 
 
3) Calcule a ETP (mm/dia) pela equação de Ivanov 
sendo dados: umidade relativa do ar UR = 60% e 
temperatura do ar t = 20º C. 
 
4) Calcule a ETP (mm/dia) pela equação de 
Hargreaves sendo dados: temperatura média do ar 
t = 18º C e radiação global Rg = 560 cal/cm2/dia. 
 
5) Calcule a ETP mensal (mm/dia) com a equação 
de Thornthwaite a partir dos dados listados abaixo: 
 
Tabela. Valores de temperatura média mensal e 
fator de correção de Thornthwaite para Lages. 
 
Mês temperatura Fator de correção - Fc 
Janeiro 27 0,91 
Fevereiro 25 0,88 
Março 21 1,03 
Abril 17 1,07 
Maio 14 1,16 
Junho 11 1,16 
Julho 7 1,18 
Agosto 14 1,13 
Setembro 17 1,02 
Outubro 19 1,02 
Novembro 21 0,90 
Dezembro 26 0,90 
 
5) A partir dos dados da tabela a seguir calcule a 
ETP usando as equações de Ivanov, Hargreaves e 
Blaney-Criddle e Thornthwaite (Fc tab anterior). 
 
Tabela. Valores de temperatura média mensal 
(oC), umidade relativa do ar (%), brilho solar (%) e 
radiação solar global (cal/cm2/dia) 
 
Mês temp UR p Rg 
Jan 29 50 0,31 671 
Fev 26 52 0,30 672 
Mar 20 56 0,28 500 
Abr 16 60 0,26 397 
Mai 14 67 0,24 284 
Jun 10 85 0,23 253 
Jul 7 84 0,24 258 
Ago 14 76 0,25 290 
Set 17 74 0,27 467 
Out 19 84 0,29 548 
Nov 24 68 0,31 667 
Dez 27 58 0,32 693 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 101
11. PRECIPITAÇÕES (CHUVAS) 
 
 
11.1. IMPORTÂNCIA E GENERALIDADES 
 
É o processo em que a água da atmosfera 
volta à superfície da Terra após a condensação 
do vapor d’água atmosférico. 
Por definição “Entende-se por precipita-
ções atmosféricas o conjunto de águas origina-
das do vapor d’água atmosférico que cai, no 
estado líquido ou sólido, sobre a superfície da 
Terra”. 
 Podem ser: chuva, granizo, orvalho, 
geada, neve, sereno, etc. 
A chuva é a precipitação mais importante: 
é responsável pelo restabelecimento dos recursos 
hídricos da Terra e o condicionamento do clima e 
tipo de vida da região considerada. 
Outras precipitações têm importâncias 
isoladas: granizo e geada são importantes para a 
agricultura devido aos prejuízos econômicos 
gerados. 
No Ciclo Hidrológico: precipitação é o elo 
de ligação entre os fenômenos hidrológicos, 
propriate ditos, e os de escoamento superficial e 
de infiltração na superfície do solo, que interessam 
aos engenheiros civis, agrícolas e agrônomos para 
o dimensionamento de projetos tais como: Acuda-
gem; drenagem; irrigação; bueiros; prevenção de 
inundações; mecanização agrícola; conservação 
de solos, etc. Para isso, parâmetros das chuvas 
são obtidos a partir de Análise Estatísticas das 
séries de registros pluviométricos. Cabe definirmos 
Chuva efetiva que para o engenheiro civil, “é a 
fração de chuva que gera escoamento superficial” 
e, para o agrônomo, “é a fração de chuva que 
infiltra na superfície do solo abastecendo-o de 
água para ser usada pelas plantas”. 
Para a agricultura: não só uma 
quantidade suficiente de chuva, mas também 
sua distribuição são essenciais para bons 
rendimentos das culturas, ou seja, tanto a 
escassez comoa distribuição irregular de 
chuva afetam a produção vegetal. 
 
11.2. MECANISMO DE FORMAÇÃO DA CHUVA 
 
O ar atmosfera (reservatório potencial de 
água) possui vapor d'água (não visível) em quanti-
dade suficiente para saturar o ar e condensar o 
vapor ao redor de núcleos de condensação “NC” 
(minúsculas partículas sólidas em suspensão na 
atmosfera) dando origem a gotículas de água e 
gelo que formam as nuvens que podem ou não 
precipitar. 
 A origem das precipitações está ligada ao 
crescimento das gotículas das nuvens, que só 
ocorre quando forem reunidas “certas condições”, 
que muitas vezes existem sem produzirem chuvas, 
evidenciando a necessidade de processos que 
desencadeiam a precipitação. 
 Condições fundamentais para a formação 
das nuvens: 
a) Elevação e resfriamento adiabático de ar com 
umidade (Instabilidade atmosférica: gradiente de 
temperatura da atmosfera maior que o gradiente 
da adiabática seca) que alcançam pontos de 
menores pressões e temperatura; 
b) Saturação e condensação do vapor d’água; 
c) Presença de núcleos de condensação: são 
partículas sólidas, íons, substâncias higroscópicas 
(cloreto de sódio, acido nítrico, acido sulfúrico, 
iodeto de prata) em suspensão na atmosfera. 
Obs.: A condensação do vapor ocorre somente 
com a presença de núcleos de condensação: as 
moléculas de água vão se acumulando ao seu 
redor; 
d) Crescimento das gotículas pela condensação 
de vapor d’água, rompendo a força de ascensão 
que começa a cair; 
e) Aceleração do processo pelas coalescências 
diretas; 
f) Abastecimento do aerosol com a umidade. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 102
Estruturas das nuvens: A nuvem é um 
conjunto visível de partículas minúsculas de água 
líquida ou de gelo ou ambas, em suspensão na 
atmosfera. É um aerosol: mistura de ar, vapor 
d’água e gotículas de água, em estado sólido 
ou líquido, sendo que o ar das nuvens apresenta-
se próximo a saturação ou supersaturado. Este 
aérosol fica estável, em suspensão pelo efeito da 
turbulência devido a existência de correntes de ar 
ascendentes que contrabalançam a força da 
gravidade. 
 Formação da Precipitação: É necessário 
que as gotas das nuvens alcance um volume (pe-
las coalescências diretas e indiretas) tal que seu 
peso se torne superfície às forças que mantém as 
gotículas das nuvens em suspensão, ou seja, que 
adquiram uma velocidade de queda superfície às 
componentes verticais ascendentes dos movimen-
tos da atmosfera como a velocidade de queda é 
alta as gotas se deformam e se subdividem em 
gotas menores, devido a resistência do ar. 
 
 11.3. TIPOS DE CHUVA QUANTO A ORIGEM 
 
Quanto a origem ou processo de 
formação podemos classificar as chuvas em: 
chuvas convectivas (ou de tempestade), 
chuvas orográficas (ou de relevo) e chuvas 
frontais (ou ciclônicas). 
 
a) CHUVAS CONVECTIVAS: (chuvas de 
tempestades). Formam-se quando o ar úmido 
aquecido desigualmente (torna-se menos denso) 
eleva-se e se expande (adiabaticamente) 
ocupando pontos mais elevados de menor 
pressão e temperatura, o que faz com que a 
umidade do ar atinja seu nível de condensação 
com a formação de nuvens (cúmulus) e muitas 
vezes causando precipitações. 
 Ocorrem com maior frequência nas 
regiões equatoriais e nas regiões temperadas 
durante o verão. 
 São geralmente chuvas de grande 
intensidade e pequena duração, restritas a 
pequenas áreas. 
 São as mais importantes para o 
dimensionamento das galerias pluviais, bueiros e 
pontes (vazões críticas). 
 
Figura 5.75. Chuva convectiva. 
 
b) CHUVAS OROGRÁFICAS: (chuvas de relevo). 
Formam-se quando ventos quentes e úmidos, 
soprando geralte dos oceanos para o continente, 
encontram uma barreira montanhosa, elevam-se e 
se resfriam (adiabaticamente), havendo condensa-
ção de vapor, formação de nuvens e chuvas. Ex. 
Garoa de São Paulo e as chuvas da Serra do Mar. 
 São de baixa intensidade e grande 
duração, cobrindo grandes áreas. 
 
Figura 5.76. Chuva orográfica. 
 
c) CHUVAS FRONTAIS: (chuvas ciclônicas). São 
originadas pelo deslocamento de grandes massas 
giratórias cujo centro a pressão barométrica é 
baixa. Associada às superfície de contato ou 
frentes, entre massas de ar antagônicas, com 
temperaturas e umidades diferentes, ou seja, 
frentes quentes e frias. O ar quente e úmido é 
violentamente impulsionado para cima, resultando 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 103
em seu resfriamento e condensação, com a 
formação de nuvens e chuva. 
São de grande duração, atingem 
grandes áreas e suas intensidades são 
variadas, as vezes altas (Sul do BR). 
 
Figura 5.77. Chuva Frontal. 
 
11.4. FATORES QUE INFLUEM NA DISTRIBUIÇÃO 
GEOGRÁFICA DAS PRECIPITAÇÕES 
 
Quanto a distribuição espacial, a maior 
ocorrência está associada à áreas de baixa 
pressão ou em altas altitudes. Porém alguns 
fatores influem na distribuição espacial das 
precipitações, tais como: 
a) Latitude: associada à distribuição das 
temperaturas e pressões, que condicionam a 
circulação das massas de ar e consequentemente 
a distribuição das precipitações; 
b) Distância do mar: quanto mais distante do mar 
menor são as precipitações originadas das águas 
dos oceanos. 
c) Altitude: Aumenta as precipitações até um 
determinado ponto e depois decresce a ocorrência 
das chuvas. 
d) Orientação das encostas: em relação a 
direção dos ventos (sombra de chuva). 
e) Vegetação: influência discutida (alguns defen-
dem que a vegetação influi na distribuição das 
chuvas, devido a evapotranspiração que aumen-
taria a umidade do ar e a ocorrência de chuvas, 
outros defendem que as chuvas que influem na 
distribuição da vegetação, ou seja, em regiões 
mais úmidas maior ocorrência de vegetação). 
Quanto à distribuição temporal das chuvas 
podemos destacar que o regime pluviométrico é 
diferente nas várias regiões durante o ano. Como 
exemplo: 
Região Sul: as precipitações mensais 
variam pouco durante o ano, não há diferenciação 
de período mais ou menos chuvosos; 
Região Sudeste e Centro-oeste: as 
chuvas concentram-se na época quente do ano 
(solstício de verão) sendo escassas na época mais 
fria (solstício de inverno). 
Região Nordeste: a época mais chuvosa 
situa-se no equinócio de outono ao solstício de 
inverno, a época menos chuvosa situa-se no 
equinócio de e primavera. 
Região Norte: embora precipitações 
mensais sejam elevadas, a época mais chuvosa 
localiza-se no equinócio de outono e a menos 
chuvosa no equinócio de primavera. 
De modo geral o Brasil é favorecido em 
termos de precipitação, exceção ao nordeste onde 
os índices anuais giram em torno de 1000 mm 
podendo alcançar em determinados pontos 
valores inferiores a 500 mm/ano. 
A região Amazônica recebe mais de 2000 
mm/ano, alcançando isolinhas de 3500 mm/ano. 
As regiões Sul, Sudeste e Centro-oeste 
apresentam índices que variam de 1000 a 
2000 mm/ano. Lages total anual: 1523 mm 
(normal climatológica) 
 
11.5. GRANDEZAS CARACTERÍSTICAS 
 
 São os elementos usados para medir ou 
caracterizar uma chuva, os quais são: altura, 
duração, intensidade tempo de retorno 
(frequência) da chuva. 
a) Altura da Chuva - h: é a espessura média da 
lâmina de água precipitada, que cobriria uma 
região, não infiltrando-se, não evaporando-se, 
nem escoando para fora dos limites considerados. 
Unidade: milímetros (mm). Exemplo, 30 mm. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 104
b) Duração da Chuva - Tdur: tempo decorrido do 
início até o fim da chuva. em minutos, horas, dias. 
Exemplo, 60 min. 
c) Intensidade da Chuva - i: é a relação entre a 
altura de chuva e seu respectivo tempo deduração (mm/h, mm/min.). É calculado por: 
durT
h
=i 
Exemplo: Usando os dados dos exemplos citados 
obtenha a intensidade média da chuva (mm/h) 
=== 60.min/mm 5,0
60
30
T
h
=i
dur
 
i = 30 mm/h 
d) Freqüência ou Tempo de Retorno - F ou Tr: 
A frequência representa o número de ocorrên-
cias de dada chuva, caracterizada por sua 
intensidade “i” e pelo seu tempo de duração 
“Tdur”, no decurso de um espaço de tempo 
fixado. Em Hidrologia a Freqüência (F) é expressa 
de preferência em termos de Tempo de Retorno 
(Tr), medido em anos, com o significado de que 
para um mesmo tempo de duração (Tdur) a 
intensidade (i) será, provavelmente, igualada ou 
ultrapassada apenas uma vez em Tr anos. 
Como exemplo, temos: Uma chuva de 15 mm/h 
ocorreu 2 vezes em 10 anos. 
%202,0
10
2F === 
anos 5 = 
0,2
1
 = 
F
1
=Tr 
Interpretação: Esta chuva será igualada ou 
superada pelo menos uma vez em 5 anos. 
 
11.6. FORMAS DE PRECIPITAÇÃO ATMOSFÉRICA 
 
Podemos distinguir várias formas de 
precipitações, tais como: 
a) Chuvisco (Neblina ou Garoa): precipitação 
extremamente fina, com diâmetro da gota menor 
que 05 mm (φg < 0,5 mm), e intensidade menor ou 
igual à 1 mm/h. 
b) Chuva: precipitação com diâmetro de gota vari-
ando de 0,5<φg<5,5 mm, sendo classificada como: 
Fraca: i < 2,5 mm/h; 
Moderada: 2,5 < i < 10 mm/h; 
Forte: 10 < i < 25 mm/h; 
Muito Forte: 25 < i <100 mm/h 
Tempestade: i > 100 mm/h, diâmentro da 
gota > 3 mm e velocidade vento de > 8 m/s. 
c) Chuva Congelada: precipitação de gotas 
resfriadas que se congelam instantaneamente 
quando chocam-se contra objetos ou o solo, 
formando uma camada de gelo. 
d) Neve: precipitação de cristais de gelo que 
durante a queda coalescem formando flocos de 
dimensões variáveis. 
e) Saraiva: precipitação de pequenas pedras de 
gelo arredondadas com diâmetro da gota < 5 mm. 
f) Granizo: precipitação de pedras redondas ou ir-
regulares, que atingem grande tamanho (diâmetro 
da gota maior que 5 mm) e caem em regiões de 
clima temperado por ocasião da primavera-verão. 
g) Orvalho ou Sereno: precipitação em noites clã-
ras e calmas: os objetos expostos amanhecem 
encobertos por gotículas de água. Originam pela 
condensação do vapor d’água da atmosfera quan-
do este se torna saturado à temperatura da super-
fície dos objetos que se resfriaram durante à noite. 
h) Geada (branca): origina-se da deposição de 
cristais de gelo, semelhante ao orvalho, só que 
ocorrem com temperatura inferiores a zero grau 
(T< 0oC). 
Além destas formas de precipitação, 
devem ser citados os fenômenos (não são 
precipitações): 
Nevoeiro: origina-se da permanência, em 
suspensão no ar, de gotículas de água (gelo) 
provindas da condensação do vapor nas 
proximidades do solo. Ficam em suspensão, só 
que neste caso não há precipitação. Ocorre a 
dissipação devido ao aquecimento do ar, de baixo 
para cima, devido a radiação solar. 
Cerração: nevoeiro mais espesso. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 105
11.7. PLUVIOMETRIA 
 
Ocupa-se com a medida das chuvas. Foi a 
primeira medida meteorológica feita pelo homem. 
Na Índia já no Século IV e na Europa no Século 
XV. Medidas das precipitações são na forma de 
altura equivalente de água sobre a superfície 
(mm).Os instrumentos medidores são os pluviô-
metros e pluviógrafos. 
 
1) PLUVIÔMETRO 
 
Usado para determinar a altura da 
precipitação pluvial em mm. 
Consiste num recipiente com certa área de 
captação “S”, pela qual é coletado um volume “Vo” 
de água de chuva. O modelo mais utilizado é o 
“Ville de Paris”, constituído por um recipiente 
cônico, com área de capitação conhecida 
(diâmetro 22,57 cm), com uma torneira na sua 
parte afunilada, sendo sua capacidade de 
armazenamento de 5 litros. 
A chuva é medida por meio de uma altura 
“h” de água ou seja, h = Vo/S (Vo = h.S). 
 
Figura 5.78. Pluviômetros tipo: a) Ville de Paris 
b) Hellmann e c) Paulista. 
 
É instalado na Estação Meteorológica, 
num moerão, com a área de captação a 1,5 m do 
solo e em nível, livre de obstáculos. 
Após a chuva, retira-se a água do plu-
viômetro (torneira instalada no fundo), ou todo o 
dia na observação das 9 horas. No caso da prove-
ta ser graduada em mm, lê-se diretamente a altura 
de chuva precipitada, no caso da proveta ser grã-
duada em cm3, calcula-se a altura h de chuva por: 
10.
S
V
=h
)cm(
)ml ouo(cm
(mm)
2
3
 (Vo = h.S) 
Exemplo: Em um pluviômetro com área de 
captação de 250 cm2 foi coletado um volume de 
chuva de 1.000 cm3 (=1000 ml), calcule a altura h: 
 == 10.
250
100010.
S
V
=h
)cm(
)ml ouo(cm
(mm)
2
3
40mm 
R: A altura da chuva é de 40 mm. 
Obs: 1 cm3 = 1 ml. 
1 litro = 1000 ml = 0,001 m3 = 1 dm3 = 1000 cm3 
 
2) PLUVIÓGRAFO 
 
Registra continuamente, a cada intervalo 
de tempo “∆t”, a precipitação pluvial, informações 
do total de chuva (altura em mm) e o tempo para 
tal (Tempo de duração). São essenciais para 
grande número de projetos, para calcular a 
intensidade “i” da chuva em mm/min e mm/h. 
É um aparelho registrador de chuva, 
sendo de vários tipos. O mais utilizado no Brasil é 
o modelo Hellmann Fuess, o qual é de uso 
generalizado na rede Meteorológica. Apresenta 
uma área de captação de 200 cm2, a qual 
descarrega o volume coletado em um depósito 
que apresenta uma bóia. A medida que o depósito 
se enche, a bóia se eleva, acionando uma pena 
que registra em gráfico (pluviogramas) acoplado 
sobre um tambor acionado por mecanismo de 
relojoaria, registrando desta forma a chuva 
acumulada e seu respectivo tempo. O depósito 
tem tamanho limitado sendo que a cada 10 mm de 
chuva ocorre o esgotamento por sifão. O cilindro 
faz uma volta completa em 24 h ou 1 semana 
(registro diário ou semanal). Como o registro dos 
Pluviógrafos é contínuo, os “pluviogramas” nos 
dão a altura de chuva num dado período, sua 
intensidade máxima ou média. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 106
 
Figura 5.79. Pluviógrafos tipo a) Hellmann; b) IH 
 
 
É instalado sobre uma base de cimento, 
de forma semelhante ao Pluviômetro. 
 Para seu manejo troca-se a fita diariamen-
te, esgotando-se a água após a chuva, dá-se 
corda e coloca-se tinta. Os pluviogramas dever ser 
retirados, ser datados e assinados pelo 
responsável e, trocados sempre a mesma hora ou 
dia, em caso de serem de troca diária ou semanal, 
respectivamente. 
O gráfico obtido (pluviograma) possui o 
seguinte aspecto: na ordenada tem-se a escala da 
altura de chuva (h), a intervalo de 0 - 10 mm, na 
abscissa a escala do tempo (Tdur) a intervalos de 
10 minutos. 
 
Figura 5.80. Pluviograma e registro da chuva. 
Curva ascendente no gráfico significa 
chuva, sendo possível, com facilidade, determinar 
a intensidade i a intervalos de 10 min., curva 
horizontal significa ausência de chuva. 
A intensidade da chuva i é obtida do plu-
viograma, dividindo-se a altura de chuva h tomba-
da pelo respectivo tempo de duração Tdur. 
 Nota-se que quanto menor for o tempo de 
duração tomado para esse cálculo, maior será a 
intensidade da chuva. Conclusão: chuvas de alta 
intensidade são de baixa duração. 
 
11.8. ESTUDO DAS CHUVAS 
 
Dados coletados sofrem tratamento 
estatístico. Definições necessárias: 
 
a) Totais Anuais: soma total de todas as alturas 
de chuva em um ano. É uma das mais importantes 
característica de uma Estação Pluviométrica, 
fornece de imediato uma idéia do fenômeno no 
local. Varia de região para região. Valor mínimo 
conhecido: próximo a zero (desertos); Valor 
máximo conhecido 25000 mm (Índia 1836). 
 Os valores ajustam-se melhor à distribui-
ção estatística normal(ou de Gauss). 
 
b) Chuvas Mensais: as grandes variações ao 
longo de um ano exigem uma análise do fenôme-
no com base em um intervalo de tempo mais 
curto, neste caso o mês, obtendo-se as médias e 
máximas mensais. A curva das médias mensais 
é em geral bastante regular, apresentando um 
máximo e um mínimo. 
Os valores ajustam-se a distribuição 
teórica de freqüências de Gauss (ou normal). 
 
c) Chuvas Máximas: o estudo mais detalhado 
leva a reduzir o intervalo de análise ao dia 
(corresponde a observação do Pluviômetro). Em 
geral tal estudo é chamado “Estudo das 
Precipitações Intensas”. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 107
Os valores se ajustam melhor a 
distribuição teórica de frequência de Gumbel 
que é recomendada para ajustar os valores 
extremos de quaisquer variável meteorológica. 
 
d) Definição de Chuvas de 1 dia e de 24 horas: 
hidrologicamente são diferentes, podemos 
distingui-las como: 
Chuva de 1 dia: chuva que foi medida no 
intervalo de um dia, que não necessariate corres-
ponde a 24 horas de duração, ou seja, apresenta 
duração igual ou menor do que 24 h, de ocor-
rência diária; Corresponde as informações obti-
das nos pluviômetros, já que estes não registram 
o tempo de inicio, duração e término da chuva. 
Chuva de 24 horas: chuva com duração 
de 24 horas, podendo ocorrer durante 12 h de um 
dia e 12 h de outro dia. São obtidas nos pluvió-
grafos, os quais registram o tempo de inicio e 
término da chuva. 
 
e) Apresentação dos dados: Após o tratamento 
estatístico dos dados de chuva os resultados 
podem ser apresentados em tabelas, gráficos 
(curvas) e mapas com isolinhas (isoietas). 
Tabelas: apresentam os resultados em 
ordem cronológicas ou para diferentes tempos de 
retorno. 
 
Tabela. Alturas máximas médias de chuvas inten-
sas (mm) para as durações e períodos de retorno 
selecionados para Lages-SC, obtidas com o 
modelo de desagregação de chuvas diárias. 
 
Duração Período de retorno (ano) 
 2 5 10 20 25 50 100 
1 dia 77,80 103,30 120,20 136,40 141,50 157,30 173,00 
24 h 88,70 117,80 137,00 155,40 161,30 179,30 197,20 
12 h 75,40 100,10 116,40 132,10 137,10 152,40 167,60 
10 h 72,70 96,60 112,30 127,50 132,30 147,10 161,70 
8 h 69,20 91,90 106,90 121,30 125,80 139,90 153,80 
6 h 63,90 84,80 98,60 111,90 116,10 129,10 142,00 
4 h 55,90 74,20 86,30 97,90 101,60 113,00 124,30 
2 h 46,10 61,20 71,20 80,80 83,90 93,30 102,60 
1 h 37,30 49,50 57,50 65,30 67,70 75,30 82,80 
30 min 27,60 36,60 42,60 48,30 50,10 55,70 61,30 
25 min 25,10 33,30 38,70 44,00 45,60 50,70 55,80 
20 min 22,30 29,60 34,50 39,10 40,60 45,10 49,70 
15 min 19,30 25,60 29,80 33,80 35,10 39,00 42,90 
10 min 14,90 19,80 23,00 26,10 27,10 30,10 33,10 
5 min 9,40 12,40 14,50 16,40 17,00 19,00 20,80 
Fonte: Cardoso et al. 1998. 
Gráficos: com Curvas de Altura-Duração, 
Curvas de Altura-Duração-Frequência (Tempo de 
retorno) ou Curvas Intensidade-Duração-Frequên-
cia (Tempo de retorno) que são traçados num 
sistema de eixos cartesianos. 
Figura 5.81. Gráficos com curvas para apresen-
tação dos dados de chuvas analisadas: a) Curva 
de Altura -Duração, b) Curvas de Altura-Duração-
Frequência (Tr) c) Curvas Intensidade-Duração-
Frequência (Tr). 
 
Gráficos de colunas (aturas de chuvas em 
determinados intervalos de tempo) que são 
chamados de hietogramas e gráficos de barras 
que representam totais de chuvas em determina-
dos períodos. 
Figura 5.82. Gráficos de colunas e barras: a) Hie-
tograma indicando as partes de uma chuva e 
b) Gráficos de barras indicando totais de chuva ao 
longo de um ano. 
 
Mapas com Isoietas: (altura-duração-
frequência) são curvas que ligam pontos de igual 
precipitação (altura ou intensidade máximas ou 
médias para determinados tempos de duração) 
traçados sobre um mapa geográfico da região. 
Figura 5.83. Mapas de Isoietas para a região Sul 
do Brasil. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 108
f) Chuvas Analisadas no Brasil: São publicações 
de estudos realizados em algumas regiões ou 
cidades do Brasil. Estes estudos tem larga 
aplicação em Hidrologia para o dimensionato de 
projetos Civis e Agrícolas, tais como: 
 
Chuvas Intensas no Brasil de Otto 
Pfafstetter - DNOS em 1957, dados de 98 Postos 
Pluviométricos, que correspondem em média (1 
para cada 85000 km2). Foram obtidas tabelas com 
5, 10, 20, 25, 30 min., 1, 2, 4, 8, 10, 12, 14, e 24 h 
de duração e as correspondentes alturas 
pluviométricas (mm) e Tempos de Retorno de 2, 5, 
10, 15, 20, 25, 50 e 100 anos. para SC utilizou-se 
os dados de Florianópolis, Blumenau e São 
Francisco. 
 
Isoietas de 30 minutos de duração para 
a Região Sul e Centro do Brasil de Souza Pinto - 
as freqüências das chuvas são apresentadas em 3 
mapas com Isoietas de 30 min. e Tempos de 
Retorno de 10, 25 e 50 anos, dados coletados de 
55 postos. para determinar a altura de chuva para 
outros Tempos de Duração, utiliza-se a expressão, 
onde, h é a altura de chuva para qualquer tempo 
de duração (mm);Td é o Tempo de duração 
considerado (min.); 
 
Análise de chuvas intensas a partir da 
desagregação das chuvas diárias para Lages e 
de Campos Novos (SC) Cardoso, Ullmann e 
Bertol: em 1998 obtiveram as Curvas de Chuvas 
Máximas para Lages e Campos Novos 
(Intensidade-Duração-Frequência) a partir de 
dados de pluviômetros (Chuvas de 1 dia) e o 
Modelo de Desagregação de Chuvas estimou-se 
as chuvas de 24 h de duração e, a partir destas, 
chuvas de curta duração 12, 10, 8, 6 e 1 h, 30, 25, 
15, 10 e 5 minutos para diferentes tempos de 
retorno. (Revista Brasileira de Ciência do Solo, 
1989). 
 
11.9. PROCESSAMENTO DE DADOS DE 
CHUVAS E SEU TRATAMENTO ESTATÍSTICO 
 
 
11.9.1. Preenchimento de Falhas 
 
Muitas estações pluviométricas apresen-
tam falhas em seus registros devido à ausência 
do observador ou por defeitos no aparelho. 
Entretanto, como há necessidade de se trabalhar 
com series contínuas, essas falhas devem ser 
preenchidas. 
 Um método bastante utilizado para fazer 
esta estimativa tem como base os registros 
pluviométricos de três estações localizadas o mais 
próximo possível da estação que apresenta falhas 
nos dados de precipitação. 
 Nesse caso, a série de dados de que se 
dispõe numa estação "X" dos quais se conhece a 
média “Mx" num determinado numero de anos, 
apresenta lacunas, que devem ser preenchidas. 
 Em geral adota-se o procedimento dado a 
seguir: 
l. Supõe-se que a precipitação no posto X 
(Px) seja proporcional às precipitações nas 
estações vizinhas A, B, C, num mesmo período, 
que são apresentadas por Pa, Pb e Pc; 
2. Supõe-se que o coeficiente de propor-
cionalidade seja a relação entre a Mx e as médias 
Ma, Mb, Mc, no mesmo intervalo de anos; isto é 
que as precipitações sejam diretamente proporcio-
nais às suas medias; 
3. Adota-se como valor Px a média entre 
três valores calculados a partir de A, B e C. 
 �
�
�
�
�
�
++= Pc.
Mc
MxPb.
Mb
MxPa.
Ma
Mx
.
3
1Px 
onde, Px é a precipitação no posto onde houve 
falhas; Mx é a média no posto X; Ma, Mb, Mc são 
as precipitações nos postos vizinhos num mesmo 
período. 
 Por exemplo, a tabela 8.2 a seguir mostra 
os registros de chuvas de 4 postos A,B,C e X. Os 
dados referem às chuvas registradas no mês de 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 109
janeiro durante 15 anos de observação, onde no 
posto "X" houve 4 falhas nos registros do mês de 
janeiro, isto é, durante 4 anos não foram 
registradas as chuvas do mês. 
Cálculo das médias: aplicando a fórmula da média 
aritmética com os dados existentes em cada 
estação, tem-se: 
65,9
15
70,144
n
PaMa === �Ma = 9,65 mm 
62,10
15
29,159
n
PaMa === � 
Ma = 10,62 mm 
14,10
15
06,152
n
Pa
Ma === � 
Ma = 10,14 mm 
80,11
11
70,144
n
Pa
Ma === � 
Ma = 11,80 mm 
Aplicando a equação, teremos para as 
respectivas ordens (i) números 3, 4, 12 e 13 os 
seguintes valores corrigidos para os quais houve 
falhas:
 i=3
�
�
�
�
�
�
++= 30,8.
14,10
80,1100,15.
62,10
80,1120,12.
65,9
80,11
.
3
1Px
 Px = 13,74 mm 
 i=4
�
�
�
�
�
�
++= 00,7.
14,10
80,1126,12.
62,10
80,1130,11.
65,9
80,11
.
3
1Px
 Px = 11,86 mm 
i=12
�
�
�
�
�
�
++= 42,10.
14,10
80,1100,5.
62,10
80,1100,8.
65,9
80,11
.
3
1Px
 Px = 9,15 mm 
i = 13 
�
�
�
�
�
�
++= 20,10.
14,10
80,1100,10.
62,10
80,1100,8.
65,9
80,11
.
3
1Px
 Px = 11,87 mm 
 
Portanto, os valores a preencher são 
respectivamente 13,74; 11,86; 9,15 e 11,87 mm. 
Tabela 8.2. Dados de chuvas do mês de janeiro 
(mm) 
Ano Ordem 
i 
Postos 
A B C D 
1960 1 7,40 10,90 11,10 15,30 
1961 2 7,30 9,00 6,20 14,60 
1962 3 12,20 15,00 8,30 * 
1963 4 11,30 12,26 7,00 * 
1964 5 8,20 9,19 10,10 11,20 
1965 6 11,20 13,10 12,10 10,00 
1966 7 8,30 9,00 10,89 10,00 
1967 8 12,30 14,30 11,05 9,10 
1968 9 9,20 5,80 10,90 8,00 
1969 10 8,80 11,60 10,60 11,60 
1970 11 8,50 12,00 10,80 11,60 
1971 12 8,00 5,00 10,42 * 
1972 13 11,80 10,00 10,20 * 
1973 14 11,00 11,96 10,90 14,50 
1974 15 9,20 10,18 11,50 15,00 
� 144,70 159,29 152,06 129,80 
 
 
11.9.2. Verificação da homogeneidade dos 
dados (Análise de consistência) 
 
 Esta verificação, também chamada de 
análise de duplas massas, é o método utilizado 
para se verificar a homogeneidade dos dados de 
uma estação pluviométrica, tais como a mudança 
de local ou das condições do aparelho ou 
modificação no método de observação. 
 Esse método consiste em se construir uma 
curva dupla acumulativa na qual são relacionados 
os totais anuais acumulados de um determinado 
posto e a média acumulada dos totais anuais de 
todos os postos da região, considerada 
homogênea, sob o ponto de vista meteorológico. 
 Um exemplo de aplicação desse método é 
apresentado na figura 8.2, onde a curva obtida 
apresenta uma mudança na declividade, o que 
significa que houve alguma anormalidade, 
devendo, portanto os dados ser corrigidos para as 
condições atuais da seguinte forma: 
 Po.
Mo
MaPa = 
onde, Pa são as observações ajustadas à 
condição atual de localização exposição ou 
método de observação no posto; Po são os dados 
observados a serem corrigidos; Ma é o coeficiente 
angular da reta no período mais recente, onde 
houve mudança de declividade; Mc é o coeficiente 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 110
angular da reta no período em que fizeram 
observações Po. 
 Embora possa acontecer que o número de 
anos em que o posto foi operado nas condições 
iniciais seja maior do que nas atuais, é mais 
interessante corrigir os dados referindo-se às 
últimas. Isso porque, a qualquer instante, pode-se 
fazer uma inspeção local e conhecer o estado de 
operação e conservação do mesmo na atualidade. 
 Uma vez feita essas verificações e 
correções, os dados estão prontos para serem 
processados. 
 A primeira etapa do processamento, em 
geral, é o cálculo das médias a seleção de máxi-
mos e mínimos observados e o cálculo do desvio 
padrão e coeficiente de variação, que podem, ser 
feitos tanto para observações diárias como para 
totais de períodos maiores (mensais e anuais). 
 Assim tem-se uma idéia bastante boa da 
amostra de dados disponível pode-se conjecturar 
qual seja a lei de repartição das frequências. 
 Em seguida são mostrados alguns casos 
de análise estatística mais comum em pluviometria 
(análise de chuvas). 
 Conforme mostra a figura a seguir 
deveremos corrigir os dados a partir do ano de 
1940 até o ano de 1955 para que tenhamos toda 
uma série homogênea ou consistente. Nota-se no 
gráfico que no ano de 1955 a reta tomou outro 
rumo, ou seja, mudou de inclinação. Para este 
caso, se, por exemplo, em 1955 houve mudança 
de posto (mudança de local), consideraremos os 
dados homogêneos ou consistentes de 1955 até a 
atualidade (ano de 1980) e corrigem-se os dados 
observados de 1940 até 1955. Para isso basta 
tomar o valor anual e multiplicar pelo fator de 
correção que é dado pela relação dos coeficientes 
angulares Ma/Mo, ou seja, tgα/tgβ para obter o 
novo valor de precipitação X no período de 1940 a 
1955, onde o novo valor Pa é ajustado à condição 
atual (de 1955 a atualidade). 
 
 
Figura 5.84. Verificação da homogeneidade dos 
dados de um posto meteorológico. 
 
11.9.3. Frequência dos totais precipitados 
 
 Em agronomia e engenharia agrícola o 
conhecimento das características das chuvas 
apresenta grande interesse de ordem técnica, por 
sua aplicação nos projetos hidráulicos (irrigação, 
drenagem, projetos de vertedores ou escoadouros 
em barragens e acumulação de água, no dimen-
sionamento de canais, cálculos de bueiros), onde 
deve-se conhecer a magnitude das chuvas que 
poderiam ocorrer com uma com uma determinada 
frequência (com correspondente período de retor-
no) para o correto dimensionamento destas obras. 
Nos projetos de irrigação, conservação de solos 
(traçado de curvas de nível e terraços) e abasteci-
mento de água, há que se conhecer a grandeza 
das estiagens ou enxurradas que adviriam e com 
que frequência ocorreriam. Portanto, há a necessi-
dade da determinação das chuvas extremas 
esperadas. 
 Nos projetos de obras hidráulicas, por 
exemplo, as dimensões são determinadas em fun-
ção de considerações de ordem econômica, por-
tanto corre-se o risco de que a estrutura venha a 
falhar durante a sua vida útil. É necessário então 
conhecer este risco. Para isso analisam-se estatis-
ticamente as observações realizadas nos postos 
verificando-se com que frequência elas assumi-
riam cada magnitude. Em seguida, pode-se avaliar 
as probabilidades técnicas de ocorrência das 
mesmas. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 111
 Os dados observados podem ser conside-
rados em sua totalidade o que constitui uma série 
total, ou apenas os superiores a um certo limite 
inferior (série parcial) ou ainda, só o máximo de 
cada ano (série anual). Os dados observados de-
vem ser classificados em ordem crescente ou de-
crescente, e a cada um atribui-se o seu número de 
ordem. A frequência com que foi igualado ou 
inferior (caso de ordem crescente) ou a frequência 
com que foi igualado ou superado (caso de ordem 
decrescente) um evento de ordem "m" é: 
 
N
mF = (Método Califórnia) ou 
 
1N
mF
+
= (Método Kimbal) 
onde, F é a frequência de ocorrência do evento 
com que foi igualado ou superado (ordem 
decrescente) ou foi igualado ou inferior (ordem 
crescente); m é a ordem do evento; N é o número 
de anos de observação. 
 Considerando-se como uma boa 
estimativa da probabilidade técnica (P) e definindo 
o tempo de retorno como sendo o período de 
tempo médio (medido em anos) em que um 
determinado evento deve ser igualado ou inferior 
(ordem crescente) pelo menos uma vez, tem-se a 
seguinte relação: 
 
F
1Tr = ou 
P
1Tr = 
onde, Tr é o tempo de retorno (anos); f é a 
frequência (-); P é a probabilidade (-). 
 Para períodos de retorno (Tr) bem 
menores que o número anos de observação, o 
valor encontrado para "F" pode dar uma boa idéia 
do valor real de "P", mas para grandes períodos 
de retorno a repartição de frequências deve ser 
ajustada a uma lei probabilística teórica de modo a 
possibilitar um cálculo mais correto da 
probabilidade. 
 Tem-se verificado que se a série de 
observaçõespluviométricas anuais é bastante 
longa, a repartição das frequências se adapta bem 
a lei de Gauss, desde que os elementos da serie 
sejam considerados sem ordem de sucessão. 
 A função de Distribuição de Gauss pode 
assim ser entendida: um fenômeno completa-
mente aleatório segue a distribuição normal de 
probabilidade normal. Para que o fenômeno seja 
completamente aleatório, deve depender de um 
numero muito grande de fatores, tendo cada fator 
um peso muito pequeno. Analisando por exemplo 
pluviogramas de uma série (muitos anos) pode-se 
observar que as chuvas são quase que completa-
mente aleatórias. 
 Elas dependem de um grande número de 
fatores tais como, temperatura, umidade do ar, 
pressão atmosférica, evapotranspiração, estação 
do ano, etc., fatores estes que entram com um 
fator peso para que tal ocorra. Para uma 
distribuição normal, seja h (chuva) uma variável 
aleatória, teremos que a media h é igual ao valor: 
 
N
h
h )i(�= 
onde, h é a média de chuvas; h(i) são as medidas 
da variável h; N é o número de medidas (no de 
anos de observações no caso de medidas anuais). 
 Dá-se o nome de Desvio Padrão de "h" à 
grandeza: 
 
( )
1N
h)i(hSh
2
−
−
=
�
 
 A probabilidade F(P) de se encontrar um 
valor menor ou igual a um extremo "x" ao medir "h" 
(se os dados são colocados em ordem crescente) 
é dado pela Lei de Gauss: 
 �
∞−
−
pi
=≤=
z Z.
2
dz.e.
Sh2
1)hxh(P)x(F
2
2
1
 
onde, "Z" é uma função linear de "x", denominada 
de variável reduzida e é dada por: 
 �
�
�
�
�
�
σ
µ−
=
hxZ 
onde, µ é a media do universo dada pela média 
amostral h ; σ é o desvio padrão do universo 
estimado pelo desvio padrão amostral Sh. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 112
 A integral, acima, que fornece o valor de 
f(h) só pode ser avaliada numericamente, e foi 
tabelada, podendo ser encontrada em qualquer 
obra de referência em estatística. As entradas na 
tabela são: 
 
Sh
)hhx(Z −= 
onde, a variável reduzida "Z" (chamada 
normalizada) terá média zero e desvio padrão 
unitá-rio. Os pontos estatísticos conhecidos de 
uma distribuição normal são, conforme figura. 
 P( h ) = 0,50 (50%) 
 P( h - σ) = 0,1587 (15,87%) 
 P( h + σ) = 0,8413 (84,13%) 
 � ∞−
�
�
�
�
�
�
�
�
−
−
pi
=≤= z sh
hhx
.
2
dz.e.
Sh2
1)hxh(P)x(F
2
2
1
 
Figura 5.85. Curva de Gauss (distribuição normal) 
 
 É comum apresentar-se o ajuste da lei de 
Gauss em forma gráfica, relacionando o total anual 
de precipitação pluvial (hx) com seu respectivo 
tempo de retorno (Tr). Assim para qualquer valor 
de hx, calcula-se o valor, de "Z" correspondente, 
obtém-se F(h) da tabela em anexos, e calcula-se 
finalmente Tr = 1/F(h) =1/P(h). A figura é um 
exemplo do gráfico resultante. A escala vertical é 
tal que a lei de Gauss é linearizada, esse gráfico é 
denominado "Papel Probabilístico Aritmético 
Normal". Para o cálculo da frequência de 
precipitação mensal e trimestral que às vezes 
interessa conhecer a distribuição de totais 
precipitados em intervalos menores que um ano. O 
procedimento é semelhante ao caso de totais 
anuais, e as frequências são avaliadas como 
anteriormente (Método de Kimbal). 
Figura 5.86. Papel Probabilístico Aritmético Normal 
 
11.9.4. Precipitação média sobre uma bacia 
hidrográfica 
 
 A altura média de chuva de uma área 
específica é necessária em muitos tipos de 
problemas hidrológicos, notadamente na 
determinação do balanço hídrico de uma bacia 
hidrográfica, cujo estudo pode ser feito com base 
em temporal isolado, ou com totais de uma 
estação do ano, ou ainda com base em totais 
anuais. 
 Verificada a ocorrência de uma chuva 
sobre uma bacia hidrográfica, há o interesse em 
determinar a sua altura media para se obter o 
volume de precipitação da mesma. 
 Para esse objetivo, existem 3 processos 
principais: 
a. Média aritmética; 
b. Média verdadeira, ou determinação a 
partir de isoietas; 
c. Média ponderada, pelos pesos ou áreas 
parciais de influencia (Método de Thienssen). 
 
a. Método aritmético 
 
 Este método consiste em determinar-se a 
média aritmética entre as quantidades medidas na 
área. Colhidas as chuvas em alturas pelos 
diversos postos pluviométricos instalados na 
bacia, a média aritmética das alturas respectivas 
representará a altura media "h" de chuva sobre a 
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bacia, sejam h1, h2, h3, h4, h5 e h6 as alturas dos 6 
postos de uma pequena bacia, a media aritmética 
será o valor da altura media. 
 
6
hhhhhhh 654321 +++++= 
 A figura mostra uma bacia hidrográfica em 
planta com 6 postos distribuídos com suas alturas 
de chuva "h" respectivas. Nota-se que existem 
postos fora da área da bacia, cujos seus valores 
de chuva não são computados na média. 
6
0,12770,7530,11430,6880,4810,37h +++++=
 mm50,78h = 
Figura 5.87. Bacia hidrográfica com 6 postos 
pluviométricos e suas alturas médias de chuva 
para dado período. 
 
 O Método aritmético só apresenta uma 
boa estimativa da média se os aparelhos forem 
distribuídos uniformemente e a área for plana ou 
de relevo muito suave. É necessário também que 
a medida efetuada em cada aparelho individual-
mente varie pouco da média. 
 
b. Método das isoietas 
 
 Também chamada de média verdadeira, 
pois é o método mais preciso para avaliar a 
precipitação média em uma área. Nesse método, 
em vez dos pontos isolados da precipitação, 
determinados pelos aparelhos de medida, utilizam-
se curvas de igual precipitação (Isoietas), o 
traçado, dessas curvas é extremamente simples e 
semelhante ao das curvas de nível. Na construção 
dos mapas de isoietas, o analista deve considerar 
os efeitos orográficos e a morfologia do temporal, 
de modo que o mapa final represente um modelo 
de precipitação mais real do que o que poderia ser 
obtido de medidas isoladas. 
 A chuva média sobre uma área é 
calculada ponderando-se a precipitação média 
entre isoietas sucessivas (normalmente fazendo a 
media, entre duas isoietas consecutivas) pela área 
entre as isoietas, ou seja, o volume da chuva em 
cada área compreendida entre duas isoietas 
consecutivas é dado pela área compreendida e 
pela altura média para essa área (média 
aritmética) totalizando-se esse produto e dividindo-
se pela área total da bacia, ou seja: 
 
A
A.
2
hh
h
)i(
)1i()i(
� ��
�
�
�
�
�
� −
=
+
 
 Para os mesmos dados dos postos da 
Figura 5.83, vamos agora determinar o mapa das 
isoietas e calcular a chuva média sobre a bacia 
como segue: 
 
Tabela. Valores das isoietas e suas respectivas 
áreas de abrangência. 
1 2 3 4 5 
Isoieta 
(mm) 
Área 
acumulada 
Aa (km2) * 
Área 
líquida 
A(i) (km2) 
Precipitação 
média h(i) 
(mm) 
Vol 
precipitado 
(mm.km2) 
127,00 33,67 33,67 134,60 4532,00 
101,60 233,10 199,43 114,30 22794,80 
76,20 533,54 300,44 88,90 26709,10 
50,80 1041,18 507,64 63,50 32235,10 
25,40 1541,05 499,87 38,10 19045,00 
25,40 1621,34 80,29 20,30 1629,90 
Σ 1621,34 106945,94 
 * Área dentro da bacia hidrográfica 
 
Obs.: Foi tomado como centro de chuva o valor 
igual a 142,20 mm o qual se obteve assim: 
 127,00 + 15,20 = 142,20 mm 
A primeira média entre isoietas se obteve 
da seguinte relação: 
 127,00 + 142,00 ÷ 2 = 134,60 mm 
Com os dados do quadro pode-se 
facilmente calcular a média: 
mm96,65
34,1621
94,106945
A
A.
2
hh
h
)i(
)1i()i(
==
�
�
�
�
�
�
�
� −
=
�
+
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 114
 
Figura 5.88. Determinaçãoda chuva média sobre 
uma bacia - método das isoietas. 
 
c. Método de thienssen 
 
 É um método ponderado, que pode ser 
utilizado mesmo para uma distribuição não unifor-
me dos aparelhos, consiste em atribuir um fator de 
peso aos totais precipitados em cada aparelho, 
proporcional à área de influência de cada um. 
 Essas áreas de influencia (pesos) são 
determinados em mapas da bacia contendo 
estações, unindo-se os postos adjacentes por 
linhas retas e, em seguida, traçando-se as 
mediatrizes dessas retas formando polígono 
(Mediatriz é a perpendicular que passa na parte 
média de cada lado do triangulo. Essas 
mediatrizes têm o tamanho suficiente para se 
encontrarem, ou quando na periferia deixar a 
superfície do terreno às superfícies determinadas 
pelas mediatrizes são as consideradas no 
método). Os lados dos polígonos são os limites 
das áreas de influência de cada estação. 
Figura 5.89. Traçado das mediatrizes 
 
 A chuva média sobre a bacia é calculada 
pela média ponderada entre a precipitação "hi" de 
cada estação e o peso a ela atribuída "Ai" que é a 
área de influência de "hi". 
 
�
�
=
)i(
)i()i(
A
A.h
h 
sendo, h é a chuva média e ΣA(i) é a área total da 
bacia. 
 O método de Thienssen, embora seja mais 
preciso do que o aritmético, também apresenta li-
mitações, pois não considera as influências oro-
gráficas, ele simplesmente admite uma variação 
linear da precipitação entre as estações e designa 
cada porção da área para a estação mais próxima. 
 A seguir é mostrada a determinação da 
chuva media sobre a mesma bacia hidrográfica na 
qual foi aplicado o método aritmético e o das 
isoietas, através do traçado de polígonos cujos 
lados são limites das áreas de influência de cada 
estação pluviométrica. 
Figura 5.90. Determinação da chuva média sobre 
uma bacia pelo método de Thienssen 
 
Tabela. Planilha de cálculo para a determinação 
da chuva média pelo método de Thienssen. 
 
(1) 
Precipitação 
observada h(i) 
(mm) 
(2) 
Área do 
polígono 
A(i) (km2) 
(3) 
% do total 
(4) 
Chuva 
ponderada 
(1).(3) 
16,50 18,13 1,12 0,185 
37,10 310,80 19,17 7,112 
48,80 262,20 16,17 7,891 
71,60 20,11 1,24 0,888 
68,30 310,80 19,17 13,093 
39,10 51,80 3,19 1,247 
75,70 238,28 14,70 11,128 
127,00 194,86 12,02 15,265 
44,40 17,50 1,08 0,480 
114,30 196,84 12,14 13,876 
Σ 1621,34 100,00 71,16 
 
�
�
=
)i(
)i()i(
A
A.h
h 1649,71
34,1621
51518,115382
= 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 115
Comparando os resultados temos: 
Método aritmético = 78,5 mm 
Método das isoietas = 65,96 mm 
Método do polígono de Thienssen = 71,16 mm 
 
11.9.5. Análise das chuvas intensas 
 
a) Introdução: Para uma utilização prática dos 
dados de chuva nos trabalhos ou nos projetos no 
campo da agronomia, principalmente na área da 
Engenharia Rural, faz-se necessário conhecer a 
relação entre as quatro características principais 
fundamentais da chuva: Altura, Intensidade, 
Duração e Freqüência. 
O conhecimento sobre a distribuição 
superficial das chuvas (distribuição espacial) pode 
ser obtido por análise regional dos dados dos 
diversos postos pluviométricos distribuídos sobre a 
área, conforme visto no item 8. Portanto, aqui 
neste estudo só considerar-se-á a relação 
intencidade-duracão-frequência. 
 
b) Variação da intensidade com a duração: Os 
dados sobre precipitações intensas são obtidos 
dos registros pluviográficos, sob a forma de pluvio-
gramas, ou seja, diagramas de precipitação açu-
mulada ao longo do tempo, cujos registros corres-
ponde a 24 hs de registro contínuo e a altura equi-
valente a 10 mm de chuva (figura). Nesses gráfi-
cos pode-se estabelecer, para diversas durações, 
as máximas intensidades ocorridas durante uma 
dada chuva, sem que necessariamente as 
durações devam incluir as menores. 
Figura.3.91. Pluviograma e registro contínuo da 
chuva 
 Nos pluviogramas pode-se estabelecer, 
para diversas durações, as máximas intensidades 
ocorridas durante uma dada chuva, isto é, as 
intensidades máximas medias, onde as durações 
usuais são de: 5, 10, 15, 30, 45 minutos, 1, 2, 3, 6, 
12, e 24 horas. Os limites de duração são fixados 
em 5 minutos e 24 horas porque, para durações 
maiores (48, 72 hs) podem ser utilizados dados 
observados em pluviômetros se houve chuva de 
48 e 72 hs de duração. 
 O número de intervalos de durações citado 
fornece pontos suficientes para definir curvas de 
intensidade-durarão da chuva, referentes a 
diferentes frequências de ocorrência. A 
intensidade máxima média é tirada do 
pluviograma, conforme mostra a figura 8.8. 
Inicialmente estudaremos relações entre 
intensidade e duração das chuvas. Verifica-se que 
quanto mais intensa for uma chuva, menor será a 
sua duração. 
 A curva intensidade-duração pode ser 
apresentada por dois tipos de equações: 
1. Para um tempo de duração de chuva 
inferior a 120 minutos utiliza-se a hipérbole 
 
tb
ai
+
= (Equação de TALBOT) 
onde "a" e "b"= parâmetros constantes, cujos 
valores variam com o local, cabendo ao técnico 
determiná-los; t = tempo de duração (minutos ou 
horas); i = intensidade da chuva (mm/hora). 
A figura mostra uma curva intensidade-
duração onde o número de intervalos de duração, 
fornece pontos suficientes para definir curvas de 
intensidade-duração da chuva. 
Figura 5.92. Curva intensidade - duração 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 116
 Em lugar de se tentar o ajustamento de 
uma curva complicada é preferível fazer uma 
transformação para um tipo de curva mais simples. 
 Depois de determinar as constantes "a" e 
"b" desta curva volta-se à curva complexa, é a 
anamorfose, no caso, pode-se ter a linearização. 
Da equação, 
tb
ai
+
= tem-se 
i
atb =+ 
i
1
a
t
a
b
=+ ou ainda t.
a
1
a
b
i
1
+= 
que é a equação de uma linha reta da forma: 
y = m + n.x 
onde, 
i
1y = 
a
b
m = ; 
a
1
n = ; x = t; b= a.m ; 
n
1
a = 
O ajustamento da reta pode ser feito a 
sentimento (mas a reta interpolatriz deve obrigató-
riamente passar pelo ponto de coordenadas 
médias) ou pelo método dos mínimos quadrados. 
 
Figura 5.93. Ajustamento gráfico da equação de 
Talbot para duração menor que 120 min. 
 
2. Para tempos de duração da chuva 
superiores a 120 minutos é empregada a equação: 
 
nt
ai = 
onde, "a" e "n" são parâmetros a determinar para o 
local pelo técnico; t é o tempo de duração da 
chuva (min., hora); i é a intensidade da chuva 
(mm/h). 
 Esta hipérbole pode ser linearizada da 
seguinte forma: 
 
nt.ai −= ou seja: 
log i = log a – n.log t que é uma 
equação de reta y = m + n.x 
onde y = log i ; m = log a; n=-n ; x=log t. 
 As considerações feitas para o caso 
anterior continuam aqui válidas. 
Figura 5.94. Ajustamento gráfico da equação de 
intensidade para duração superior a 120 min. 
 
c) Variação da intensidade com a frequência: 
Em engenharia e nos trabalhos hidrológicos em 
geral interessa não somente o conhecimento das 
máximas precipitações observadas nas séries 
históricas, mas principalmente prever, com base 
nos dados observados, e utilizando princípios de 
probabilidade, quais as máximas precipitações que 
possam vir a acontecer em certo local, com uma 
determinada frequência ou probabilidade. 
As séries de máximas intensidades pluvio-
métricas observadas podem ser constituídas pelos 
mais altos valores observados em cada ano (séri-
es anuais) ou pelos "n" maiores valores observa-
dos no período total de observação (séries par-
ciais) sendo "n" o número de anos do período 
considerado . 
 As séries anuaistem como termo de 
distribuição o tempo (ano) , enquanto que as 
séries parciais tem como termo de distribuição a 
magnitude dos valores extremos. Quando 
interessa principalmente, analisar os valores das 
intensidades extremas, elegem-se as séries das 
máximas anuais , ou seja, para cada duração (dt) 
escolhe-se a máxima intensidade (i= h/dt) 
pluviométrica observada em cada ano. As séries 
anuais são mais significativas, pois são definidas 
em termos de sua ocorrência em vez de sua 
magnitude. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 117
 Em geral, as distribuições de valores 
extremos (máximos ou mínimos) de grandezas 
hidrológicas, tais como as chuvas e as vazões de 
cursos d'água por exemplo, ajustam-se à Distri-
buição de Gumbel ou Distribuição dos Valores 
Extremos. 
 A lei dos extremos ou de Gumbel será 
objeto de estudo na disciplina de Hidráulica II, no 
capítulo de Hidrologia, motivo pelo qual não nos 
deteremos no assunto. 
 No presente estudo analisaremos uma 
metodologia mais simplificada, para o ajuste de 
eventos extremos, a proposta Ven Te Chow - 
Gumbel. 
 Chow e Gumbel estabeleceram, apos 
longas pesquisas, uma metodologia relativamente 
simples de ser aplicada para determinar as 
freqüências com que podem ocorrer determinados 
valores de intensidades médias máximas para 
diferentes durações. A metodologia é inclusive 
largamente utilizada e aplicada na análise de 
frequência de outras variáveis hidrológicas com 
sucesso, como por exemplo em vazões máximas 
de rios. 
 Segundo Ven To Chow é possível 
determinar a distribuição de frequência de 
variáveis hidrológicas diversas pela fórmula geral: 
 
Sx.KXX += 
onde, X = é o valor procurado da variável 
hidrológica para o período de retorno desejado (no 
caso uma intensidade média máxima de chuva) ; 
X = é a média aritmética simples dos valores 
observados da variável hidrológica (no caso, os 
"N" valores de intensidades médias máximas 
observadas com uma determinada duração, ao 
longo de N anos); Sx= desvio padrão dos valores 
observados Xi; K= fator de frequência determinado 
em função do número N de anos da amostra e do 
tempo de retorno desejado. Os valores de "K" 
estão na tabela 8.3. - K= f(N, Tr). 
 Para determinação de "K" é usado o 
método de Gumbel, baseado na "Teoria estatística 
dos extremos de Amostras ocasionais". 
 A tabela calculada por M.D.Reid dá os 
valores de K em função de N (número de anos de 
observação) e do desejado período de recorrência 
ou período de retorno – Tr (Hidrologia, Linsley). 
 O intervalo de Tr é de 5, 10, 20, 25, 50 e 
100 anos. Para aplicação deste método, são 
calculadas as medias (Xi) e o desvio padrão da 
amostra (Sx) para as intensidades médias 
máximas, para todas as durações de chuva 
consideradas. Obtidos esses elementos 
estatísticos, são então calculadas as intensidades 
máximas prováveis para os vários intervalos de 
recorrência, como já explicado. 
 
Por exemplo a intensidade máxima provável de 
uma precipitação com duração de 5 minutos, para 
tempo de retorno (Tr), será: 
 X= X + K.Sx 
X=130,10 + 0,866.28,50 
X= 154,80 mm/h 
 
Exercícios: 
1) Conforme dados de precipitação "Totais anuais" 
de Aragarças-GO, Latitude 15 14', Longitude 50o 
24', calcule: a) Frequência observada das chuvas 
totais anuais (%); b) Calcule o respectivo tempo de 
retorno (anos); c) Interprete o número de ordem 4. 
 
ano 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 
H(mm) 1157 1396 1143 1521 1996 1103 1438 1523 1260 
 
Procedimeto: 
a) Colocar na planilha abaixo as chuvas em ordem 
decrescente; b) calcular a Probabilidade 
observada para cada chuva: F = (m/n).100; onde, 
P é a probabilidade ou frequência observada (%); 
m é o número de ordem da referida chuva; n é o 
número total de observações (n = 9); c) calcular o 
tempo de retorno observado (anos): Tr = 1/F 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 118
2) Calcule a altura de chuva (mm) para as 
seguintes características do pluviômetro: 
* Volume de água coletado no pluviômetro: 700 ml 
* Diâmetro do pluviômetro - captação: 22,60 cm; 
 
3) Calcule a intensidade da chuva (mm/h) para a 
chuva da questão anterior, com duração de chuva 
igual a 70 minutos; classifique a chuva quanto sua 
intensidade. 
 
4) O que representa "1 mm" de chuva em termos 
de volume e área. Vol = h.A Ex. A = 1 m2 ou 1 há 
 
5) No pluviograma abaixo, calcular: 
a) Altura da chuva (mm) e intensidade média 
(mm/h) ocorrido entre os pontos B-C no 
pluviograma. 
b) Altura da chuva (mm) e intensidade média 
(mm/h) ocorrido entre os pontos D-G no 
pluviograma. 
6) Dado o pluviograma do Posto de Meteorologia 
da EPAGRI-Lages-SC, do dia 17/09/1986, 
determinar: 
a) A altura da chuva (mm) ocorrida entre o 
intervalo de tempo das 9 hs e 10 min até 14 hs e 
30 min; b) qual é a intensidade média (mm/h) 
desta chuva? c) Calcular a intensidade média de 
chuva (mm/h) entre o intervalo de tempo das 
11:00 hs e 12 hs e 30 min. 
7) Representar graficamente em papel milimetrado 
(anexo) o número médio mensal de dias de chuva 
para Lages-SC. Fonte: Posto Meteorológico da 
EPAGRI. Representar graficamente a variação 
mensal do total de precipitação de Lages-SC. 
mês Jan fev mar Abr mai jun jul ago set out nov dez 
 dias 14,3 12,9 11,7 10,0 9,1 10,0 9,3 10,1 11,4 11,9 10,0 11,5 
H(mm) 147 139 111 92 97 109 107 131 144 156 114 132 
 
8) Em um pluviômetro com área de captação de 
250 cm2 foi coletado um volume de chuva de 
1.250 ml, calule a altura de chuva: 
 
9) A partir dos dados de chuvas do mês de janeiro 
(mm) para os postos de uma dada região, realize o 
preenchimento dos dados para o posto D. 
 
Ano Ordem 
i 
Postos 
A B C D 
1960 1 9,40 10,90 11,10 15,30 
1961 2 7,30 9,00 8,20 14,60 
1962 3 12,20 15,00 8,30 * 
1963 4 11,30 12,26 7,00 * 
1964 5 8,20 9,19 10,10 11,20 
1965 6 11,20 13,10 12,10 10,00 
1966 7 8,30 9,00 10,89 11,00 
1967 8 12,30 14,30 11,05 9,10 
1968 9 9,20 5,80 10,90 8,00 
1969 10 8,80 11,60 10,60 11,60 
1970 11 8,50 12,00 10,80 11,60 
1971 12 8,00 5,00 10,42 * 
1972 13 11,80 10,00 10,20 * 
1973 14 11,00 11,96 10,90 14,50 
1974 15 9,20 10,18 11,50 15,00 
� 145,70 159,29 154,06 130,80 
 
10) Calcule a altura média da bacia abaixo pelo 
método das isoietas, a partir do mapa e tabela a 
seguir: 
Precipitação obs 
 h(i) (mm) 
Área do polígono 
A(i) (km2) 
% do 
total 
Chuva 
ponderada 
16,50 18,13 1,12 0,185 
37,10 310,80 19,17 7,112 
48,80 262,20 16,17 7,891 
71,60 20,11 1,24 0,888 
68,30 310,80 19,17 13,093 
39,10 51,80 3,19 1,247 
75,70 238,28 14,70 11,128 
127,00 194,86 12,02 15,265 
44,40 17,50 1,08 0,480 
114,30 196,84 12,14 13,876 
Σ 1621,34 100,00 71,16 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 119
12. GRANIZO 
 
 
 12.1. IMPORTÂNCIA 
 
Granizo é um fenômeno atmosférico em 
que gotas de água, sob a forma de grãos de gelo, 
caem violentamente das nuvens sobre a superfície 
da terra, ou seja, é a precipitação atmosférica sob 
a forma de pedras de gelo que se originam do 
vapor atmosférico. 
Tem grande importância para a agricultura 
devido aos prejuízos causados nas atividades 
agrícolas, resultante dos efeitos mecânicos 
causados as plantas, quedas de frutos pequenos e 
ferimentos e manchas nos frutos grandes. 
Felizmente o granizo atinge pequenas áreas e seu 
nível de prejuízo na agricultura também depende 
do estágio em que a cultura se encontra quando 
da sua ocorrência. 
O granizo ocorre mais frequentemente nas 
regiões continentais das médias latitudes (20 a 
55º) diminuindo em regiões marítimas e equato-
riais. Apresenta também grande frequência nas 
altas altitudes dasregiões tropicais. 
 
Figura 5.95. Ferimentos e manchas decorrentes 
do granizo. 
 
12.2. FORMAÇÃO DO GRANIZO 
 
O Granizo forma-se a partir de nuvens de 
grande desenvolvimento vertical (nuvens de 
tormenta), originadas pela elevação do ar quente e 
úmido, em ambiente instável, com gradiente 
térmico maior que -1,0oC/100 m. A probabilidade 
de formação do granizo ou saraiva será tanto 
maior, quanto maior for o desenvolvimento 
vertical da uma nuvem cumulunimbus. 
 
Figura 5.96. Nuvem Cumulunimbus e chuva de 
granizo 
 
12.3. TIPOS DE GRANIZO 
 
a) Granizo brando (Soft Hail): grânulo de 
2 a 5 mm, branquicento, opaco quebradiço e 
desmanchável pelos dedos ao ser friccionado. Ao 
tocar o solo, em seguida se rompe. São formados 
por adesão de gotas d’água sub-fundidas sobre 
um cristal de neve. 
 
b) Granizo duro ou Granizo miúdo 
(Small Hail - Gresil Dur): Granizo recoberto por 
uma camada de gelo. Se forma quando o granizo 
brando atravessa uma nuvem de água liquida. As 
gotículas de água se esparramam sobre o mesmo, 
antes de congelar-se. Aspecto vítrio, semi-transpa-
rente não se deforma facilmente, não se rompe e 
nem pula quando toca o solo. Se forma em nuvens 
tipo cúmulus. 
 
c) Granizo (Hail Grele): Grão de gelo de 
tamanho considerável. Os de menos de 5 mm de 
diâmetro chamam-se de granizo, os maiores de 5 
mm de granizo Grosso (Pedrisco). O granizo pode 
ter uma forma homogênea, enquanto que o 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 120
granizo grosso ou saraiva se observa comumente 
uma alternância de camadas transparentes e 
opacas. Estas camadas se formam em uma 
nuvem com temperatura inferior a 0oC. É 
composta de gotículas de água em sub-fusão; 
aqueles (transparentes) se formam em nuvens de 
tempestade com temperatura superior a 0oC em 
região de gotículas de água líquida. 
 
Figura 5.97. Granizo grosso ou pedrisco. 
 
A "saraiva" é sinônimo de granizo grosso, 
comumente chamado de granizo com mais de 
20mm de diâmetro. Tanto o granizo como a 
saraiva são produtos de dias calorosos e de muita 
umidade, ocorrendo em dias de "tormentas". Os 
cumulunimbus se formam nestas tormentas e são 
nuvens potentes, de grande desenvolvimento 
vertical. A maior ocorrência de granizo é verificada 
nos dias de primavera e início de verão, à tarde. 
São precipitações características de continentes. 
 
d) Chuva congelada (Grain Ofice-Sllet): 
grão de gelo de 1 a 4 mm de diâmetro, 
comumente transparente ou translúcido, duros, 
quando tocam o solo se rebotam. São gotas da 
chuva que se congelaram ao atravessarem uma 
camada de ar frio que cobre o solo, cuja 
temperatura é inferior a 0oC. Quando não se 
congelam totalmente, só a periferia, se rompem ao 
tocar no solo, aspergindo a água de seu interior, 
chama-se neste caso de chuva congelada. 
 Na formação de granizo é condição indis-
pensável à formação de nuvens de grande desen-
volvimento vertical, as chamadas nuvens de tor-
mentas (cumulunimbus), para que ocorra o 
fenômeno é necessário que um volume de ar se 
eleve da superfície do solo, com grande umidade 
e aquecimento. 
 Este fenômeno ocorre quando o gradiente 
térmico vertical é superior a –1,0oC/100 m, e o ar 
apresenta no caso, grande instabilidade. Uma 
massa de ar fria, pequena, movimentando-se, que 
se aqueça na superfície ou uma massa de ar 
descendente que se deposite sobre uma região 
aquecida, é condição de impulso por convecção 
violenta, podendo então o ar se elevar em 
velocidade (valores de até 30 m/s). Assim, o 
resfriamento adiabático é rápido e a formação da 
nuvem tormentosa e impetuosa. 
 A queda da precipitação se efetua com 
determinada ordem. A série inicia-se com uma 
saraivada ou granizada, continua com chuva forte, 
prossegue com chuva moderada para encerrar 
com chuva fina. O granizo também ocorre em 
chuvas frontais, principalmente no inverno, no 
entanto, os danos que causam são relativamente 
insignificantes, pelas seguintes razões: 
 Normalmente, as condições atmosféricas, 
neste tipo de chuva de chuva, não favorecem a 
ocorrência de granizo grosso. A. duração é 
pequena, não causando maior dano; 
 Na época de maior frequência de chuvas 
frontais (predominante no inverno), dependendo 
da região, como se pode citar Rio Grande do Sul, 
a cultura explorada na época é o trigo. No entanto 
o mesmo encontra-se em estádio de crescimento 
vegetativo pouco sensível a danos por granizo. 
 
12.4. DANOS CAUSADOS EM CULTIVARES 
POR GRANIZO 
 
O grau do dano causado às plantas 
depende: 
* do tamanho e formato das pedras (pedras 
oblongas ou esféricas causam danos, e, pedras 
tipo disco, em geral, não causam danos). 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 121
* da densidade por área, (menos que 10 pedras 
por 0,10 m2, não causa danos apreciáveis); 
* da duração da tempestade (+ de 15 minutos); 
* da velocidade de queda (precipitações intensas e 
ventos fortes quando acompanham o granizo 
aumentam danos). 
* da idade das plantas (depende também do tipo 
de cultura e sua importância econômica). Em geral 
a maioria das plantas é mais danificada na época 
da floração. 
Interessa também saber a época do ano 
em que ocorre. 
 Em algumas áreas o granizo é muito 
frequente, mas a maioria das regiões é livre de 
danos por granizo 
O dano por granizo é muito variável numa 
mesma área. Varia de 5 a 100%, dependendo da 
propriedade agrícola, com uma média de 10 a 
15%. 
 O granizo causa danos por destruição as 
folhas e no colmo. Além do dano direto causado 
pelo granizo, ocorre também o ataque por fungos, 
nas lesões causadas pelo granizo. 
 O dano depende do estágio de 
desenvolvimento da planta. 
Figura 5.98. Danos decorrente do granizo. 
12.5. COMBATE AO GRANIZO 
 
Uma chuva de granizo pode liquidar em 
minutos o trabalho de um ano. 
Há vários métodos para difusão do Iodeto 
de Prata nas nuvens. Estes métodos tem como 
principio a introdução de um grande número de 
“núcleos de condensação” no interior da nuvem 
suspeita de causar granizo. Formação de granizos 
pequenos que ao caírem desmancham-se, 
transformando-se em chuva (gotas líquidas). 
a) FOGUETES ANTI-GRANIZO: São 
carregados com uma infinidade de núcleos de 
condensação (NC). O melhor NC, devido suas 
características, é o Iodeto de Prata (AgI). Um 
grama deste produto contém um trilhão de NC. 
Cada foguete leva 28 gramas de AgI, que ao 
explodir, libera aproxte 28 trilhões de NC (AgI) no 
interior da nuvem. Procura-se colocar no centro da 
nuvem a maior quantidade possível de AgI, 
saturando-a com núcleos de condensação. para 
formarem granizos de pequenos diâmetros que, ao 
caírem, transformam-se em chuva. Os foguetes 
são lançados sob as nuvens e explodem ao atingir 
aproximadamente 2.500m de altitude. Devido à 
incerteza de que a nuvem representa ou não 
ameaça, implicava em grande desperdício de 
foguetes. Tal problema foi, resolvido com a 
instalação de estações de radar. 
 
Figura 5.99 Foguetes anti-granizo. 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 122
b) AVIÃO: Atualmente, começou-se a 
adotar o método de combate ao granizo na forma 
de espalhar os produtos de núcleo difusão, 
através da utilização de aviões pois é mais seguro 
e barato do que utilizar foguetes. Na Alemanha, é 
proibido se utilizar foguetes, devido ao perigo 
oferecido, então o bombardeio de nuvens se faz 
com avião. 
 
Figura 5.100. Avião equipado com sistema de 
pulverização. 
 
c) CHAMINÉ: Atualmente é o método 
mais difundido no Brasil, que consiste na queima e 
evaporação dos produtos que irão combater o 
granizo. Consta de uma chaminé onde ocorrerá a 
queima do produto comos NC e por dois galões 
armazenadores, um para o gás que ira possibilitar 
o transporte dos NC até a nuvem, e o outro galão 
que conterá o produto que liberará os NC para o 
combate do granizo. 
 
Figura 5.101. Chaminé para combate ao granizo 
 
O produto que irá combater o granizo 
favorecerá na agregação das partículas o que 
formara varias pedras de granizo com tamanho 
reduzido, ou seja, ao atingirem a superfície já 
estarão na forma liquida ou de tamanho muito 
reduzido e assim não prejudicando as plantas. 
d) COBERTURA DA ÁREA: Se faz uso 
de lonas e telas, em cultivares de baixo porte, só 
que não é muito utilizado pela pouca praticidade 
que este método oferece em grandes áreas; é de 
difícil instalação. 
 
Figura 5.102. Sistema de proteção direta com o 
uso de tela. 
 
 Atualmente sugere-se o uso de ondas 
ionizantes diminuem o tamanho das pedras de 
gelo (granizo) que se formam no interior de uma 
nuvem do tipo cumulonimbus. 
 
Figura 5.103. Sistema de proteção ao granizo com 
o uso de ondas ionizantes. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 123
13. NEBULOSIDADE 
 
13.1. DESCRIÇÃO 
 
A condensação do vapor atmosfera pode 
causar a formação de nuvens e nevoeiros, para 
isso há necessidade da presença de NC próximo a 
superfície do solo ou na atmosfera em altitude. 
Nuvens e nevoeiros diferem principalte no 
que diz respeito a sua origem e estrutura, porém 
ambos são causados pelo resfriamento, saturação 
e condensação de massas de ar úmidas: 
* Nuvens: pelo movimento vertical atingindo 
temperaturas baixas em altitude na atm; 
* Nevoeiro: por contato de ar com temperaturas 
baixas próximo à superfície do solo. 
 
13.2. DEFINIÇÕES: 
 
a) NEVOEIROS: São suspensões de 
inúmeras e minúsculas gotículas de água ou de 
cristais de gelo na atmosfera, próximo à 
superfície reduzindo a visibilidade na superfície 
da terra, a menos de 1 km de distância. 
b) NUVENS: São conjuntos visíveis de 
partícu-las minúsculas de água líquida ou de 
gelo, ou de ambas ao mesmo tempo, em 
suspensão na atmosfera em altitude. 
 
CLASSIFICAÇÃO DOS NEVOEIROS 
 
Quanto a Origem: de acordo com o processo de 
formação: 
a) Nevoeiro de Irradiação: formam-se a noite, 
devido ao resfriamento da superfície e da camada 
atmosférica em contato com a superfície do solo. 
b) Nevoeiro de Advecção: originam-se em 
conseqüência da passagem de corrente de ar 
quente e úmido sobre superfícies frias. 
c) Nevoeiro Orográfico (ou de Encosta): 
originam-se do deslocamento do ar ao longo de 
uma encosta (montanha), o que produz o 
resfriamento do ar ascendente e conseqüente 
formação do nevoeiro (esta condicionado ao 
conteúdo de umidade do ar que é elevado). 
d) Nevoeiro de Evaporação: ocorre quando uma 
massa de ar frio desloca-se sobre uma superfície 
de água mais aquecida, o vapor d água evapora 
da superfície e satura o ar frio (freqüente no 
outono inverno). 
Quanto a Intensidade: de acordo com a 
visibilidade nos mesmos. 
a) Leves: pode-se ver através deles a uma 
distância pouco superior a 1 km. 
b) Moderados: com visibilidade de 500 a 1.000 m. 
c) Densos: visibilidade de 200 a 500 m. 
d) Fortes: a visibilidade é inferior a 200 m. 
 
CLASSIFICAÇÃO DAS NUVENS 
 
Classificam-se de acordo com a sua 
forma, aparência, altura, o processo físico de 
formação, assim como sua luminância e cor. 
Segundo a Classificação Internacional, 
as nuvens são agrupadas em famílias, gêneros, 
espécies e variedades. 
Apesar do grande dinamismo das nuvens 
que ficam mudando constantete, é possível definir 
formas características que permitem classifica-las 
em diferentes grupos. 
Assim as nuvens são agrupadas em: 
Famílias: considera-se 4 Famílias: 
1. Nuvens Altas (altitude > 6 km): Cirros, 
Cirrocumulus e Cirrostratus; 
2. Nuvens Médias (altitude 2 - 8 km): Altocumulus 
e Altostratus; 
3. Nuvens Baixas (altitude 0 - 2 km): 
Stratocumulus, Stratus e Nimbostratus; 
4. Nuvens de Grande Desenvolvimento Vertical 
(altitude 600 m - 10km): Cúmulus e Cumulonimbus 
Gêneros: foram definidos 10: 
Cirrus, Cirrocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, 
Altostratus, Nimbostratus, Stratocumulus, Stratus, 
Cumulus, Cumulonimbus. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 124
 
Figura 5.104. Gêneros de nuvens 
 
Espécies: se excluem mutuamente dentro do 
gênero, porém, há espécies que podem pertencer 
à vários gêneros. Exemplo: A espécie 
“Lenticulares” pode pertencer aos gêneros 
“Cirrocumulus, Altocumulus e Stratocumulus. 
 
Variedades: são determinadas pelas 
características particulares que as nuvens 
apresentam, tais como, disposição dos elementos 
das nuvens e transparência. 
A predominância de ocorrência dos gêneros é feita 
de acordo com sua posição em altitude na 
atmosfera: 
Estágio Alto: Cirros, Cirrocumulus, 
Cirrostratus; 
Estágio Médio: Altostratus, Nimbostratus; 
Estágio Baixo: Stratocumulus, Stratus; 
Base no Estágio Médio a Baixo com 
Cumes até o Estágio Alto: Cúmulus e 
Cumulonimbus. 
 
Figura 5.105. Predominância de nuvens em 
altitude. 
 
As características principais das nuvens, 
principalmente sua forma, dependem de como o ar 
move-se verticalmente e da altura na qual o ar 
resfria-se até seu ponto de condensação. 
As nuvens são importantes pois indicam 
as condições predominantes, passadas e as 
futuras condições da atm, sendo então 
indispensáveis para as previsões do tempo. 
Descrições mais minuciosa desta 
classificação pode ser obtida em livros de 
meteorologia e no Atlas das nuvens. 
 
OBSERVAÇÃO DA NEBULOSIDADE 
A nebulosidade é definida como a fração 
do céu encoberta por nuvens no momento da 
observação, sendo adotado dois sistemas de 
ponderação (quantificação), assim tem-se: 
* Décimos de Céu Coberto (uso na Climatologia): 
 0 - céu limpo 
 5 - céu meio encoberto 
 10 - céu encoberto 
* Oitavos de Céu Coberto (uso na Met. Sinóptica): 
 0 - céu limpo 
 4 - céu meio encoberto 
 8 - céu encoberto 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 125
14. ORVALHO (ou RÓCIO) 
 
 
14.1. DEFINIÇÃO E IMPORTÂNCIA 
 
O orvalho constitui-se em numerosas 
gotículas (líquidas) pequenas (quase invisíveis) 
que se depositam sobre as superfícies expostas, 
em particular durante as noites de verão. 
 Este fenômeno tem origem quando ocorre 
um resfriamento muito súbito do solo, durante a 
noite há em consequência, a condensação do 
vapor d’água atmosférico que se encontra próximo 
às superfícies e deposição das gotículas sobre as 
superfícies. A ausência de vento favorece o 
aparecimento do orvalho, pois a evaporação é 
mais lenta. 
Em resumo o orvalho é a deposição de 
gotas de água por condensação direta do 
vapor d’água do ar ambiente sobre as 
superfícies resfriadas pela radiação noturna. 
Tem importância para agricultura porque 
favorece o ataque de doenças e pragas em várias 
culturas de exploração econômica. 
 
14.2. PONTO DE ORVALHO 
 
É a temperatura na qual o déficit de 
saturação é igual a zero ou a temperatura na qual 
o ar atinge a saturação para o vapor d’água 
atmosférico, podendo condensar-se. 
 
Figura 5.107. Ponto de orvalho 
14.3. FORMAÇÃO DO ORVALHO 
 
O orvalho forma-se toda a vez que a 
temperatura da superfície cai a valores iguais ou 
inferiores ao ponto de orvalho do ar ambiente. É 
um processo intermitente, pois com a 
condensação é liberado calor latente, que irá 
aquecer a superfície e o ar adjacente. O processo 
é retomado quando a temperatura baixar a um 
novo ponto de orvalho (conteúdo de umidade 
diminui). O orvalho ocorre em noites de céu 
limpo, em presença de massas de ar de 
pequena umidade, com pequenasvelocidades 
do vento, mas não nulas. 
Juntamente ao período de formação do 
orvalho ocorre o período de molhamento da 
superfície. 
 
14.4. MEDIÇÃO DO ORVALHO 
 
São utilizados os Orvalhômetros (Drosô-
metro) ou ainda os Orvalhógrafos (Aspergígrafo). 
 
Figura 5.108. Orvalhógrafos de balança e com fio 
de cânhamo. 
 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 126
15. GEADA 
 
 
15.1. INTRODUÇÃO 
 
A agricultura constitui-se uma atividade de 
risco, devido ao fato de que no inverno em altas 
latitudes a ocorrência de temperaturas baixas é 
bastante freqüente provocando geadas (principal-
mente no outono/inverno) o que acarreta em 
prejuízos nas culturas economicamente explora-
das devido as quebras de safras, principalmente 
as culturas estivais (de verão) em final de ciclo. As 
geadas precoces (outono) e geadas tardias 
(primavera|) são as mais danosas. 
A proteção contra os efeitos letais da 
geada é um problema de grande importância na 
agricultura, especialmente, para as lavouras de 
elevada rentabilidade (frutíferas de clima tropical, o 
café, a seringueira, entre outras). 
 A suscetibilidade das culturas às geadas 
varia muito, de acordo com a espécie e estádios 
fenológicos. Em geral, a temperatura na folha que 
se iniciam os danos nas culturas, é considerado 
ser de -2°C para as menos resistentes como a ba-
nana, mamão e arroz, e para as mais resistentes 
como café, cana de açúcar e especialmente citros, 
o limite é de -4°C. Quanto maior for a queda de 
temperatura abaixo desses limites, mais grave e 
extensos serão os danos a estas plantas. 
No Brasil, a geada é frequente, principal-
mente, abaixo do paralelo 19°S, estados de MG 
(Triangulo Mineiro e região sul), SP, MS, PR, SC e 
RS, onde sua ocorrência resulta em graves 
prejuízos econômicos nos vários ramos da 
agricultura, principalmente quando ocorrem 
precoce ou tardiamente. 
 
15.2. DEFINIÇÃO 
 
Na meteorologia: é a ocorrência de 
temperatura do ar abaixo de 0oC, podendo dar 
origem ou não à formação de gelo sobre as super-
fícies expostas (geada branca ou geada negra). 
Pode ocorrer por condensação e congelamento 
(vapor�líquido�gelo) ou sublimação (vapor� 
gelo). 
Definição Popular: processo pelo qual 
ocorre deposição de gelo sobre plantas e objetos 
expostos ao relento. Isso ocorre toda vez que a 
temperatura da superfície atinge 0°C e a atmos-
fera tenha umidade (geada branca). 
 
Figura 5.109. Geada branca 
 
Definição Agronômica: fenômeno 
atmosférico que provoca a morte das plantas ou 
de suas partes (folhas, caule, frutos, ramos), em 
função da baixa temperatura do ar, que acarreta 
congelamento dos tecidos vegetais. 
 
Figura 5.110. Efeitos da geada na cultura do café. 
 
15.3. PRINCÍPIOS FÍSICOS DA OCORRÊNCIA 
DE GEADAS 
 
 As geadas podem ocorrer em função de 
dois processos meteorológicos: advecção de ar 
frio e radiação. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 127
O 1º caso é o resultado do transporte 
advectivo de massas de ar frio, provenientes da 
região polar, que atingem as regiões sub-tropicais. 
Essa massa de ar no seu deslocamento em 
direção ao equador traz ventos com baixa energia, 
causando maiores danos durante o inverno e nas 
nuances do relevo de face sul. Os danos 
causados por esse tipo de geada são tanto pelas 
baixas temperaturas como pela injuria mecânica 
provocada pelo vento. 
 O 2º caso tem origem a partir da atuação 
de um centro de alta pressão estacionário, sendo 
a massa de ar relativamente fria, porém, muito 
seca. Nessa massa de ar, as temperaturas na su-
perfície se mantêm acima do ponto de congela-
mento durante o dia. Porém, durante a noite a per-
da de energia da superfície através do processo 
de radiação de ondas longas, se inicia nas primei-
ras horas após o por do sol. Enquanto na superfí-
cie a temperatura cai drasticamente, nos níveis 
mais elevados, acima do solo, ela permanece 
praticamente constante, formando, assim, camada 
de "Inversão Térmica", ou seja, as temperaturas 
aumentam com a altitude, ao invés de diminuírem. 
 
15.4. EFEITOS DA GEADA NOS VEGETAIS 
 
A morte do tecido vegetal por baixas 
temperaturas é um processo físico-químico. 
Pesquisas indicam que o processo se inicia assim 
que a temperatura letal da planta é atingida, 
havendo o congelamento da solução extracelular, 
que resulta em um desequilíbrio do potencial 
químico da água da solução intracelular em 
relação ao potencial químico da solução 
extracelular, parcialte congelada. Isso gera um 
processo continuo no sentido intra para 
extracelular, ate que o equilíbrio seja 
restabelecido, provocando a desidratação da 
célula ou o congelamento da solução intracelular. 
Os primeiros sinais resultantes desse 
processo são: desidratação da célula; perda do 
potencial de turgescência aumento na concentra-
ção de solutos; redução do volume celular; ruptura 
da membrana plasmática (plasmólise). 
 
Figura 5.111. Efeitos da geada em alface e tomate 
 
15.5. TIPOS DE GEADA 
 
Classificados quanto a sua gênese (ori-
gem) ou pelos efeitos visuais que elas produzem: 
 Quanto a gênese do fenômeno: geadas 
de advecção, geadas de radiação e mistas. 
a) Geada de advecção ou de vento: pela 
invasão de massas de ar com temperatura muito 
baixa e baixa UR, originadas dos pólos, que se 
deslocam para as baixas latitudes. Se 
caracterizam por um vento de 3 Beaufort (3,5 - 5 
m/s). Essa massa de ar no seu deslocamento em 
direção ao equador traz ventos de baixa energia 
causando maiores danos nas partes altas do 
relevo principalmente nas faces sul das elevações. 
b) Geada de radiação (ou irradiação): 
são provocadas quando massas polares 
estacionam sobre uma determinada região (local), 
permitindo intensa irradiação noturna (devido à 
baixa umidade do ar e baixa nebulosidade), 
provocando resfriamento das superfícies e ar 
adjacente. O resfriamento é mais intenso pela 
maior perde energia durante as noites de céu 
limpo, sem vento e sob domínio de um sistema de 
alta pressão (massa de ar polar). A velocidade do 
vento não passa de Zero Beaufort (0 - 0,5 m/s). 
uma das características da geada de irradiação é 
a inversão térmica do ar próximo ao solo. O céu 
permanece limpo e o ar seco. Os maiores danos 
são causados nas partes mais baixas do relevo, 
nas partes altas os danos são menores. 
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c) Geada mista: quando ocorrem os dois 
processos sucessivamente. 
 
 Quanto ao aspecto visual, as geadas 
classificam-se em geadas brancas e geadas 
negras. 
a) Geada Branca: mais comum, caracteri-
za-se pela formação de cristais de gelo nas super-
fícies das plantas que morrem por congelamento 
da camada superficial das folhas. (umidade-
saturação-condensação-congelamento-gelo) 
b) Geada Negra: as plantas atingidas por 
este tipo de geada apresentam aspecto enegre-
cido e seco. Morrem por congelamento interno em 
razão do contato com o ar frio e seco (umidade é 
tão baixa que não satura o ar, assim não forma 
camada de gelo, são as mais prejudiciais). 
 
15.6. FATORES DE FORMAÇÃO DE GEADAS 
NO BRASIL 
 
Fatores Macro-climáticos: são aqueles 
relacionados ao macro-clima, ou seja, relaciona-
dos a escala regional ou geográfica do clima. 
a) Latitude: quanto maior a latitude maior 
a ocorrência de geadas. 
b) Altitude: quanto maior a altitude maior 
a ocorrência de geadas. 
c) Continentalidade/Oceanalidade: qto + 
distante das massas de água (oceanos) maior 
será a ocorrência de geadas. 
d) Massa de ar polar: invasões de 
massas polares (frias), via continente, aumentam a 
ocorrência de geadas. 
 
FatoresTopo-climáticos: rel. à topografia 
do terreno (configuração e exposição do terreno). 
a) Terreno plano: sujeito a estagnação de 
ar frio, pois não há para onde escorrer, 
favorecendo a ocorrência de geada. Devem ser 
reservadas para culturas anuais durante o verão, 
ou aquelas resistentes ao frio. 
b) Terreno côncavo: facilita o acumulo de 
ar frio, o que torna frequente a ocorrência de 
geadas. 
c) Terreno convexo: geralmente esta livre 
de geadas, desde de que não esteja circundada 
por terrenos mais elevados. 
d) Meia-encosta: favorece o escoamento 
do ar frio formando a brisa catabática, que pode 
afetar o caule das plantas (geada de canela) 
dependendo da intensidade do resfriamento. 
e) Face sul: exposição do terreno voltada 
para o sul recebe menos energia durante o 
inverno, sendo naturalmente mais fria e também 
mais sujeita aos efeitos dos ventos predominantes 
de SE (frios). 
f) Face norte: naturalmente mais quente, 
recebe mais energia durante o inverno, menos 
sujeita aos ventos frios. 
 
Fatores Micro-climáticos: são aqueles 
ligados à cobertura do terreno. 
a) Cobertura com mato, mulch, outras, 
funciona como um isolante térmico. 
b) Solo nu: armazenador de calor durante 
o dia, e fonte de calor durante a noite, aquecendo 
a superfície. 
c) Compactação - solos mais compactos 
conduzem melhor calor do que solos afofados, e o 
d) Grau de umidade - solos úmidos perde 
calor mais lentamente durante a noite retardando 
o resfriamento. 
 
15.7. AGENTES AGRAVANTES NATURAIS DAS 
GEADAS 
 
a) Barragem a jusante (abaixo): facilita o 
acumulo de ar frio. O represamento de ar frio é 
danoso as plantas. O plantio deve ser acima da 
cota (nível) onde naturalmente o ar frio atinge. 
 b) Mata em garganta a jusante: funciona 
como barragem natural represando o ar frio. Para 
minimizar o problema deve-se ralear o sub-bosque 
(mata ciliar) para permitir a drenagem do ar frio. 
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c) Vegetação de porte baixo a montante 
(acima): vegetação de porte baixo funciona como 
fonte de ar frio pois se resfria rapidamente. Para 
se evitar esse derramamento de ar frio sobre a 
encosta e baixada deve-se deixar um renque de 
árvores e arbustos nas beiradas do campo. 
 
15.8. CONDIÇÕES FAVORÁVEIS À OCORRÊNCIA DE 
GEADAS 
 
Normalmente, vento calmo, céu limpo e ar 
seco favorecem a ocorrência de geadas de 
radiação, devido a intensificação do processo de 
emissão de ondas longas pela superfície terrestre. 
Esse resfriamento intenso faz com que a 
superfície atinja a temperatura do ponto de orvalho 
permitindo que a pequena concentração de 
umidade do ar adjacente à superfície se condense 
e congele (Geada branca). Nesse processo há 
liberação de calor latente de condensação, 
diminuindo a velocidade de perda radiante. 
Quando não há presença de vapor d’água 
não ocorre condensação e congelamento, 
resultando assim na chamada geada negra de 
radiação. 
 
 
15.9. PREVISÃO DE GEADA 
 
A previsão de ocorrência de geada é 
realizada dependendo do tipo desta quanto ao 
processo de formação. 
 Geada de Advecção: a previsão em um 
determinado local esta baseada na estimativa da 
trajetória da massa polar que está causando o 
fenômeno em latitudes maiores. Conhecendo-se a 
temperatura e a umidade relativa e a velocidade 
do vento e as variações desses parâmetros na 
unidade de tempo, podemos estimar a extensão 
do fenômeno, necessitando-se para isto, de vasta 
rede de Estações Meteorológicas. Normalmente é 
anunciada com 2 - 3 dias de antecedência. 
Geada de Irradiação: fenômeno de 
caráter local, sua previsão esta baseada na capa-
cidade de liberação de calor. É preciso que sejam 
baixas a velocidade do vento, a umidade do ar, 
a temperatura e não ocorra nebulosidade. 
Estabelecida estas condições, pode-se através da 
leitura de um Psicrômetro, prever a ocorrência da 
mesma com 12 horas de antecedência. A leitura 
no psicrômetro deve ser feita às 19 e 20 horas, no 
local para o qual se deseja fazer a previsão. Cota-
se as leituras do psicrômetro no Gráfico de 
Beaufort de Matos para a previsão de geadas. 
 
 
Figura 5.112. Gráfico de Beaufort para previsão de 
geada. 
 
No gráfico de previsão, verifica-se em que 
região cai o ponto de intersecção das duas 
temperaturas, se cair: 
* Geada Provável: efetua-se nova leitura 1 hora 
depois; 
* Geada Certa: procede-se ao combate; 
* Livre de Geada: não há perigo de ocorrência. 
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15.10. MEDIÇÃO DA GEADA 
 
A intensidade da geada é observada pela 
temperatura mínima atingida abaixo de 0oC no 
termômetro de mínima instalado junto da superfí-
cie do solo (termômetro de Relva). Lê-se as 9 h a 
temperatura mínima da relva, a qual, é inferior a 
temperatura mínima do abrigo meteorológico 
(±3oC) em função da intensidade do resfriamento. 
 
Figura 5.113. Termômetro de relva 
 
15.11. MEDIDAS PARA MINIMIZAÇÃO DOS 
EFEITOS DA GEADA 
 
Medidas preventivas: são medidas que 
devem ser tomadas antes da implantação da 
exploração agrícola. 
a) Local e época de plantio: Por meio de 
modelos probabilísticos adequados, pode-se esti-
mar os níveis de risco de ocorrência de tempera-
turas mínimas absolutas e das geadas (Distribui-
ção dos valores extremos - Gumbell), em diferen-
tes locais e períodos do ano, com base em séries 
históricas dessas informações. O resultado deste 
tipo de analise possibilita a escolha dos locais e 
épocas de plantio de modo a se evitar os mais 
críticos com relação a ocorrência de geadas. 
b) Utilização de variedades resistentes: 
conhecimento das temperaturas letais das 
diferentes espécies cultivadas - escolha daquelas 
mais adequadas para cada região. 
 
Medidas Topo-climáticas: As medidas 
topo-climáticas se baseiam na localização correta 
da implantação dos cultivos na bacia hidrográfica 
(encostas, espigões e terrenos convexos). Deve-
se primeiramente evitar baixadas. 
Medidas Micro-climáticas: Essas medi-
das são também muito importantes. Podem ser de 
curto ou longo prazo. 
As medidas de curto prazo são: manter o 
solo desnudo no período sujeito a geadas, de 
maio a setembro (manter o solo sempre limpo pois 
o calor armazenado durante o dia com a 
insolação, compensa perdas noturnas). 
As medidas a longo prazo, são aquelas to-
madas logo no plantio. São utilizadas, principal-
mente, em culturas perenes como o café, e con-
siste da arborização ou sombreamento das áreas. 
 
Medidas de uso de produtos químicos: 
Esse método se baseia no principio de que 
aumentando a concentração de solutos na planta, 
o ponto de congelamento deve cair, aumentando, 
assim, a tolerância dessas plantas as baixas 
temperaturas. Os produtos que vem sendo 
utilizados a nível experimental são: inseticidas 
sistêmicos (Disyston 85% e Thimet 95%); e 
adubos minerais como o cálcio e o potássio. 
 
Medidas de proteção direta: São aqueles 
realizados no momento da ocorrência da geada. 
Devem ser antecipadamente planejados, porque 
sua utilização requer grande disponibilidade de 
mão de obra e treinamento, para que seja rápida. 
Entre essas medidas temos: 
a) Nebulização artificial da atmosfera: 
são de dois tipos, com neblina aquosa e oleosa. 
b) Aquecimento: utilização de vários 
aparelhos de aquecimento ou pequenas fogueiras. 
c) Ventilação: consiste em promover uma 
mistura do ar mais quente (acima) com o ar mais 
frio (abaixo), com a instalação de ventiladores 
acima da culturas (+ ou - 12m). Aplicável somente 
em pequenas áreas. 
d) Irrigação: consiste da aplicação de 
água, através de aspersão, na cultura durante a 
noite sujeita a geada, com uma taxa constante de 
1 a 2 mm/h.Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 131
 
Figura 5.114. Combate a geada em pomar com 
irrigação por aspersão. 
 
e) Coberturas plásticas e outros 
materiais sintéticos: O uso da plasticultura vem 
crescendo acentuadate em todo o Br. 
 
Figura 5.115. Combate a geada em pomar com 
plasticultura. 
 
f) Exaustor de ar frio: o ar frio é 
impulsionado acima da camada de inversão 
térmica com o uso de um grande exaustor de ar. 
 
Figura. 5.116. Exaustor de ar para combate a 
geada. 
Em Resumo: podem ser utilizados vários 
métodos, o agricultor tem que escolher qual o 
método ou conjunto de métodos que melhor 
atenda o seu caso em particular. Levando-se em 
conta a natureza da lavoura (intensiva ou 
extensiva), aspectos topográficos, condições 
microclimáticas que favoreçam ou não a formação 
do ar frio, freqüência de ocorrência, condições 
econômicas e, se o interesse de proteção da 
lavoura ultrapassa ou não os inconvenientes. Tais 
variações explicam por que determinados métodos 
funcionam bem em determinadas condições e 
podem vir a falhar em outras. 
 
Exercício 
1) Faça a previsão da Geada com os seguintes 
dados meteorológicos: 
 
TEMPERATURA horários de leitura 
(oC) 9:00 hs 15:00 hs 21:00 hs 
Bulbo úmido 8,0 12,0 8,0 
Bulbo seco 10,0 13,0 10,0 
Máxima 13,0 
Mínima 0,0 
 
Utilize o ábaco em anexos para a previsão. Faça 
um croqui explicando a previsão, indicando os 
dados utilizados. 
 
 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 132
VI. DINÂMICA DA ATMOSFERA 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
Os movimentos do ar na atmosfera 
procedem de um conjunto de causas complexas 
cujos detalhes ainda continuam desconhecidos. 
 
a) Radiação terrestre: A Terra quando 
aquecida pela radiação solar passa a ser fonte 
emissora de radiação de onda longa. Sendo a 
temperatura média da Terra na ordem de 18oC, 
a radiação emitida esta em sua maior parte na 
faixa do infravermelho, cujo comprimento de 
onda oscila entre 4 - 50 micras com seu pico em 
10 micras. A radiação de onda longa não se 
origina exclusivamente da superfície da Terra, 
também provem dos constituintes atmosféricos, 
que emitem na faixa do infravermelho. 
A superfície da Terra é considerada como 
um corpo emissor de radiação infravermelho, 
sendo caracterizado pela lei de Stefan-Boltzman. 
Fluxo Terrestre = 4T..σε 
onde, ε é a emissividade ou absorção do infra-
vermelho; σ é a constante de proporcionalidade de 
Stefan-Boltzmann e T a temperatura da superfície 
terrestre. 
A atmosfera terrestre é praticamente 
transparente a radiação de ondas curtas, no 
entanto, absorve rapidamente a radiação terrestre 
(ondas longas), sendo que os absorventes são: 
* Vapor d'água: 5,3 - 7,7 µ e acima de 20µ 
* Ozônio: 9,4 - 9,8 µ 
* CO2: 13,1 - 16,9µ 
* nuvens - todos os comprimentos de onda 
Cerca de 9% da radiação terrestre escapa 
em direção ao espaço, principalmente na faixa de 
8,5 a 11µ, sendo o restante absorvido pela 
atmosfera. No entanto, a atmosfera reemite a ra-
diação terrestre absorvida, parte para o espaço 
e parte de volta a superfície terrestre (radiação 
contrária ou conter radiation). Sendo reduzida, 
consideravelmente, a radiação que deixa a Terra, 
quando comparada com uma atmosfera perfeita-
mente transparente. Se não houvesse a radiação 
contraria, a temperatura da superfície terrestre 
seria de 30 a 40 oC mais baixa. A este fenômeno 
atmosférico dá-se o nome de "Efeito Estufa". 
 
Figura 6.1. Radiação solar e radiação emitida pela 
Terra. 
 
O Efeito Estufa é a re-emissão contrária, 
por parte da atmosfera, da radiação absorvida 
pela mesma. A atmosfera terrestre é uma fonte 
absorvedora de radiação de onda longa (calor) 
em todas as latitudes, enquanto que a superfície 
terrestre, excetuada as proximidades dos pólos, é 
uma fonte emissora de radiação de onda longa. 
A energia é continuamente transferida da 
superfície para a atmosfera, evitando assim um 
continuo aquecimento da Terra e um contínuo 
esfriamento da atmosfera. 
 
Figura 6.2. Esquema simplificado do Efeito Estufa. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 133
Próximo aos pólos o déficit de radiação 
da atmosfera supera o excesso de radiação emi-
tido pela superfície o que resulta num balanço ne-
gativo (-). O contrario ocorre em direção ao equa-
dor, onde o excesso de radiação superficial ex-
cede o déficit da atmosfera, o que resulta num ba-
lanço positivo (+). Em direção aos pólos a absor-
ção da atmosfera é maior do que a fonte emissora 
terrestre, o inverso ocorre em direção ao equador, 
onde a emissão de radiação da superfície é maior 
do que a absorção da atmosfera. 
 Assim podemos concluir que: 
 Nos pólos há déficit de radiação na super-
fície, onde a radiação (onda longa) atmosférica 
será a emitida pela superfície, resultando em 
balanço negativo (-). 
No equador há excesso de radiação (onda 
longa) da superfície e déficit na atmosfera, 
resultando num balanço positivo (+). 
 
b) Equilíbrio Energético: Para que ocorra 
o equilíbrio energético, evitando o esfriamento 
continuo dos pólos e o aquecimento contínuo dos 
trópicos, deve haver transferência de energia 
(calor) das baixas para as altas latitudes, ou se-
ja, do equador para os pólos. Portanto, ha duas 
maneiras de transferência de calor: da superfície 
para a atmosfera e do equador para os pólos. 
 
c) Movimento Atmosférico - Célula de 
Hadley: As diferenças no balanço de radiação 
associadas a diferenças da superfície terrestre 
ocasionam diferenças de aquecimento na super-
fície e conseqüentemente diferenças da pressão 
atmosférica, mantendo assim, a atmosfera em 
continuo movimento. Tal movimento tende a eli-
minar as diferenças de pressão removendo a ener-
gia térmica das regiões de maior ganho para as de 
menor ganho. Em deslocamento, as massas de 
ar interagem entre si e com a superfície do plane-
ta, gerando alterações nas condições meteoro- 
lógicas. 
No equador o ar mais quente e menos 
denso é forçado a subir devido às forças ascen-
dentes atuantes. Já o ar mais denso dos pólos tem 
movimento descendente devido à força gravitacio-
nal mais intensa. Nos pólos o ar se dirige em dire-
ção ao equador a baixas altitudes e, em sentido 
oposto, na alta troposfera, dirige-se o ar quente do 
equador para os pólos. A esse modelo da 
circulação celular chamamos Célula de Hadley, 
em homenagem a George Hadley que desenvol-
veu esse modelo no século XVIII. 
O modelo de circulação proposto por 
George Hadley pressupõe que a Terra esteja 
parada, onde haveria a formação de células 
meridionais de circulação constituídas de massas 
frias se dirigindo para o equador, junto à 
superfície, e de massas quentes dirigindo-se 
para os pólos, pela parte superior da atmosfera. 
Em consequência o vento na superfície seria de 
sul no hemisfério sul e de norte no hemisfério 
norte, como mostra a figura 6.3. 
 
Figura 6.3. Célula de Hadley. 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 134
2. PRESSÃO E VENTOS 
 
A pressão atmosférica e os ventos são 
importantes fatores de controle do clima. As dife-
renças de pressão são as causas dos ventos, e 
estes são os meios pelos quais o calor é transmiti-
do entre as diferentes latitudes e o vapor d'água 
transportado dos oceanos para os continentes. 
A pressão é maior quando o ar é mais 
frio e tende a descer das grandes altitudes. A 
pressão é menor quando o ar é mais quente e 
leve e tende a se elevar. 
As diferenças de pressão se originam 
também decorrentes de causas dinâmicas, como 
a força centrífuga que acompanha a rotação daTerra e devido ao atrito no deslocamento sobre 
diferen-tes superfícies. 
Como foi visto, as massas de ar se 
deslocam das regiões de alta pressão para as de 
baixa pressão, sendo a sua velocidade propor-
cional a diferença de pressão. O diferente aque-
cimento da superfície da Terra e as forças de de-
flexão que acompanham a rotação da Terra con-
tribuem para uma distribuição latitudinal dos 
ventos e formação de cinturões de pressão. 
Este aspecto geral da distribuição em cinturão ou 
zonal de pressão não é totalmente exato para as 
partes da superfície terrestre, devido aos diferen-
tes graus de aquecimento e resfriamento da Terra 
e superfícies de água, porém nos auxiliam a com-
preender porque há diferentes climas na Terra. 
Todo movimento relativo entre os pólos e 
o equador esta sujeito à ação de uma força, cujo 
efeito é evidenciado por um deslocamento para a 
direita, se o movimento for entre o pólo Norte e o 
Equador, e para a esquerda se o movimento for 
entre o pólo Sul e o Equador. Esta força é 
denominada de Força de Coriolis. 
As pressões e os ventos são diferentes 
fases do mesmo problema, que lida com a distri-
buição do ar sobre a Terra, suas variações du-
rante a distribuição e os processos pelos quais se 
fazem os transportes das grandes massas de 
ar. Este constitui o problema central da meteorolo-
gia do qual muitos detalhes ainda continuam 
desconhecidos, devido a grande extensão da 
atmosfera e a variedade e complexidade das 
influencias que afetam seus movimentos. 
 
Figura 6.4. Esquema simplificado do Efeito de 
Coriolis. 
 
Observações mostram que a Terra é 
dividida em diferentes regiões as quais 
apresentam características próprias. A divisão 
da Terra em zonas ou faixas pode ser verificada 
na figura 6.5, que mostra a circulação geral na 
atmosfera para o globo terrestre em rotação. 
Da observação das Cartas Isobáricas 
Anuais, delimitaram-se sobre o globo terrestre 
zonas ou faixas de ocorrência de altas e baixas 
pressões denominadas: 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 135
 1. Zona dos Doldrums (latitude 0o): é 
uma faixa, nas regiões equatoriais, onde as 
pressões são inferiores a 1013 mb ao longo de 
toda a faixa. Esta faixa varia de largura, porém 
envolve toda a Terra. Seu centro localiza-se um 
pouco ao norte do equador. Os ventos são calmos 
e variáveis. Os ventos convergem para essa 
região (área) provenientes do norte e do sul, 
sendo o principal movimento do ar ascendente. 
São os Alísios de Nordeste e Sudeste. As 
temperaturas são altas o ano todo. 
Figura 6.5. Distribuições das pressões e ventos - 
Tendência geral. 
2. Zonas Sub-tropicais de Altas (latitude 
30o): situam-se nas proximidades das latitudes 30° 
sul e 35o norte, ocorrendo faixas irregulares com 
pressão media acima de 1016 mb. Esta região 
também é conhecida como “latitude de cavalos”. 
Nestas zonas o ar que subiu a grandes altitudes 
provenientes dos Doldrums, dirigiu-se em direção 
aos pólos e desceu para a superfície pelo 
resfriamento e pela deflexão causada pela rotação 
do globo. Ao atingir a superfície, os ventos 
divergem, parte deslocando-se em direção aos 
pólos e parte em direção ao equador. 
No hemisfério norte a deflexão é à direita e 
no hemisfério sul é à esquerda do sentido da 
trajetória, devido à força de Coriolis. Os ventos são 
de Oeste predominantes. 
A faixa do norte, onde as grandes massas 
oceânicas e continentais se alternam, é mais 
irregular que a faixa do sul em que predominam os 
oceanos, o que lhe garante uma influencia mais 
uniforme. São zonas de ventos fracos e que 
variam com as estações do ano. São às vezes 
invadidas por ventos tempestuosos. 
 
3. Zonas Sub-Polares de Baixas Pres-
sões ou Frentes Polares (latitude 35° - 65°): são 
zonas descontínuas onde há ascensão e queda de 
ar, que representam áreas de contato entre os 
ventos de Oeste e os ventos Polares de Leste. 
São, geralmente, áreas de perturbações atmosféri-
cas. Muitos meteorologistas, atualmente rejeitam a 
descrição tradicional dos sistemas de ventos no 
globo como visto acima e interpretam a circulação 
atmosférica em forma de espirais oceânicas, irrup-
ções polares, monsões e os "Jet Streams". O com-
portamento dos ventos dominantes na superfície 
terrestre é visto como governado por gigantescas 
aspirais oceânicas centralizadas no atlântico Norte 
e Sul, no pacifico Norte e Sul e no oceano indico 
essas aspirais são centros de massas de ar de 
altas pressões que se deslocam no sentido horário 
no hemisfério norte e anti-horário no hemisfério sul 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 136
4. Zonas Polares de Alta Pressões: 
originam-se pelo acumulo de ar frio e pesado 
provenientes de grandes altitudes. São zonas de 
pressões elevadas, e o ar se move em direção ao 
equador. Os ventos que se originam dessas zonas 
são chamados ventos polares de leste, pois 
sopram em ambos os hemisférios no sentido 
Leste-Oeste (E-W): Polares de Leste. 
Assim, em vez de uma circulação continua 
entre o equador e os pólos, tal como seria para o 
globo terrestre considerado uniforme e estacio-
nário no espaço, verificamos que a circulação de 
cada hemisfério se apresenta dividida em 3 zonas 
de circulação mais ou menos independentes. 
 
 
3. CÉLULA DE WALKER 
 
a) Circulação Atmosférica no Pacifico 
Sul: O modelo de Circulação proposto por George 
Hadley, Célula de Hadley, mesmo com as corre-
ções posteriores, não é obedecida fielmente em 
todas as regiões do planeta. Pois, o clima é condi-
cionado pelo movimento de grandes massas de ar 
(ciclones e Anticiclones) que interagem e se 
deslocam também com uma certa regularidade em 
determinadas latitudes. 
Gilbert Walker (1920), descobriu um 
sistema de circulação bastante peculiar, em cuja 
homenagem é denominado "Célula de Walker". É 
um sistema que ocorre no hemisfério sul entre as 
regiões da Indonésia a oeste e a costa da América 
do Sul a leste, no oceano Pacífico. 
Figura 6.6. Esquema representando a Célula de 
Walker. 
Tal célula de circulação compreende dois 
sistemas circulatórios, um atmosférico e outro de 
correntes marítimas. Em condições normais existe 
um anticiclone mais ou menos estacionário acima 
da costa do equador e peru e em correspondên-
cia, com o qual interagem, existe um ciclone 
estacionário sobre a Indonésia. 
Do centro de baixa pressão, cuja 
convecção é a mais ativa do planeta, ha elevação 
do ar quente e úmido que se dirige com grande 
velocidade (Jet Streams) e a grande altitude ao 
longo do Equador em direção a América do sul. Ao 
esfriar-se e descer (fenômeno conhecido como 
subsidência) forma o Anticiclone de ar frio. Os 
ventos que sopram dai, sopram de volta para 
oeste (Alísios de sudeste) fechando o ciclo. 
Ao mesmo tempo existe uma corrente 
marítima fria ao longo da costa Americana, 
proveniente da antártica (Corrente de Humboldt). 
Ao atingir o Peru é desviada para o oeste pelos 
ventos alísios e se aquece ao longo do Equador, 
mudando para corrente quente descendente entre 
a Indonésia e a Austrália de volta a Antártica, 
como mostra a figura 6.6. 
 
Figura 6.7. Condições oceânica e atmosférica no 
Pacífico em condições normais (Fonte: NOAA). 
 
b) Perturbações da Célula de Walker: 
Tem sido observado anomalias climáticas intensas 
na região do Pacifico Sul, com sucessão irregular. 
A ocorrida com maior intensidade até então, foi em 
1983, a qual provocou no sul do Brasil índices 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 137
pluviométricos extremos com inundações e com 
grandes prejuízos materiais em toda a região. 
A Célula de Circulação de Walker enfra-
quecida passa a ser substituídapelo sistema circu-
latório de Hadley. As causas reais de origem da 
anomalia (fenômeno) são ainda discutidas. O que 
ocorre é uma redução na diferença de pressão 
entre as duas regiões opostas do Pacífico, de mo-
do que a circulação atmosférica é mais lenta enfra-
quecendo os ventos Alísios. Com isso a corrente 
de Humboldt mais lenta permite um superaque-
cimento das águas do Pacífico ao longo do Equa-
dor. Tal aquecimento proporciona grandes movi-
mentos convectivos (ar quente e úmido) a grandes 
altitudes. O ar quente e úmido é empurrado na di-
reção sudeste justamente porque passou a predo-
minar o sistema circulatório da Célula de Hadley. 
Com isso o ar quente ultrapassa os Andes bloque-
ando as frentes frias no cone sul do continente 
gerando precipitações intensas e prolongadas, 
fenômeno este conhecido como "EL NIÑO". 
 
Figura 6.8. Condições oceânica e atmosférica no 
Pacífico em condições de El ninho (Fonte: NOAA). 
 
As variações dos índices pluviométricos 
são um dos principais parâmetros meteorológicos, 
sobretudo quando se trata de regiões tropicais. 
Todo um conjunto de atividades, a começar pelas 
agrícolas e hidrológicas, das quais tantas outras 
dependem, estão estreitamente ligadas ao regime 
pluviométrico, sendo afetadas pelas secas ou 
enchentes. 
O fenômeno "El Ninho" tem sido apresen-
tado como o grande vilão dos flagelos climáticos 
que tem afetado o planeta nos últimos anos. Mas 
as variações da circulação atmosférica de escala 
global que determinam essas variações (anoma-
lias) só podem ser compreendidas se considerar-
mos a ação combinada de "El Ninho" com a de 
outro importante fenômeno, a “Oscilação Sul", 
conjugação a que seu deu o nome de ENOS. 
O ano de 1983, como foi dito 
anteriormente, foi marcado por um evento ENOS 
considerado o mais forte de que se tem registro, 
cujos efeitos se fizeram sentir em todo mundo. 
As precipitações pluviométricas são 
diretamente relacionadas com as convecções. 
Estas por sua vez, são controladas (intensificadas 
ou inibidas), pela circulação geral da atmosfera. 
Uma das mais espetaculares manifesta-
ções da variação anual dessa circulação geral o 
fenômeno da Oscilação Sul. Trata-se de uma es-
pécie de gangorra barométrica com dois centros 
principais de ação: uma localizada sobre a Indoné-
sia e norte da Austrália e outro sobre o Pacifico 
Oriental, próximo à costa Oeste da América do sul. 
As águas do Pacífico Ocidental (região da 
Indonésia e norte da Austrália) são normalmente 
mais quentes que as da porção oriental desse 
oceano. Por isso, ocorrem ali pressões 
atmosféricas mais baixas junto à superfície e, 
consequentemente, convecções, que determinam 
chuvas abundantes. O ar, que sobe nessa região 
até uma altitude aproximada de 10 km, tende a se 
deslocar, vindo a descer lentamente sobre o 
Pacifico Central e Oriental. Essa descida do ar, 
chamada subsidência, faz com que a pressão 
atmosférica junto à superfície se eleva (movimento 
já descrito anteriormente - Célula de Walker). 
A Oscilação Sul é representada por um 
índice (IOS) que expressa sua intensidade e sua 
fase. O IOS é determinado pela diferença entre os 
desvios de pressão atmosférica ao nível do mar 
(PNM) registrados nas estações meteorológicas 
Meteorologia e Climatologia. Prof. Dr. Célio Orli Cardoso. 2/2005 138
de Darwin (Austrália), e do Taiti (Pacífico Oriental), 
que são os dois centros de pressão. O IOS é 
dado pela PNM do Taiti menos a PNM de Darwin 
(IOS = PNMT – PNMD). 
 
Figura 6.9. Variação do Índice de Oscilação Sul 
(IOS) no período de 1950 a 1998. 
 
A fase positiva da Oscilação Sul ocorre 
quando o sistema de altas pressões do Pacifico 
Oriental e os de baixas pressões na Indonésia se 
intensificam. Assim, quando a PNM do Taiti eleva-
se acima de sua média ao mesmo tempo em que 
a de Darwin reduz-se abaixo da sua, tem-se um 
IOS positivo. Nestas condições, os movimentos 
convectivos intensificam-se, aumentam as precipi-
tações sobre a Indonésia e norte da Austrália. Si-
multaneamente, cresce a atividade convectiva so-
bre a Amazônia e nordeste do Brasil. O ar ascen-
dente, nestas regiões, desse sobre o Pacífico 
Oriental bem como sobre todo o atlântico subtro-
pical, contribuindo para o aumento PNM e inibindo 
a formação de nuvens e chuvas nessas regiões. 
Durante a fase positiva da Oscilação Sul, o 
aumento da diferença de PNM entre o Pacífico 
Oriental e Ocidental intensifica os ventos alísios de 
Sudeste. Em consequência, há um acentuado 
transporte de água na direção Oeste, o que 
provoca o fenômeno da Ressurgência, isto é; o 
afloramento de águas mais frias, desde a costa 
Oeste da América do Sul até o Pacifico Central. 
Na fase negativa, tanto o sistema de baixa 
pressão, na Indonésia e no Norte da Austrália, 
como o de alta pressão, no Pacifico Oriental, 
enfraquecem. A diferença de PNM entre os dois 
centros reduz-se e, consequentemente, os ventos 
alísios diminuem de intensidade. 
Com isto, o transporte de águas e a res-
surgência diminuem, o que dá lugar a uma série 
de fenômenos oceânicos, destacando-se as ondas 
de KELVIN. Estas, internas ao oceano, deslocam-
se rapidamente do Pacifico Ocidental para o 
Oriental, ocasionando um brusco aquecimento das 
águas de superfície próximo à costa da América 
do Sul. 
É esse aquecimento anormal de 
temperatura da superfície do mar nessa região 
que configura o fenômeno "El Ninho". A convecção 
inteiriça se desloca sobre as águas anormalmente 
aquecidas, mudando por completo a configuração 
da circulação de WALKER. 
A origem desse fenômeno, cuja física já é 
relativamente conhecida, ainda não foi 
desvendado. Os cientistas, em sua maioria 
concordam que o ENOS é uma decorrência do 
acoplamento entre oceano e atmosfera, mas a 
causa primaria da mudança da fase negativa para 
positiva e vice-versa ainda não foi elucidada. 
Uma das hipóteses hoje consideradas é a 
de que esse fator basicamente determinante se-
jam apenas variações na rotação da Terra. Outra 
hipótese considerada é a de que ENOS seria 
consequência da liberação submarina da grande 
quantidade de calor de vulcões ativos no fundo do 
Oceano. 
Em 1982 e 1983 o evento El Ninho, 
marcado por excepcional elevação da temperatura 
da superficial do mar, causou grandes anomalias 
climáticas no mundo inteiro. No Brasil, 
praticamente todo o sul e sudeste apresentaram, 
nos trimestres março-abril-maio e junho-julho-
agosto de 1983, precipitações que superaram os 
níveis normais. Na cidade de São Paulo os índices 
pluviométricos apresentaram uma elevação de 
mais de 300%, enquanto os de Lages - SC, exce- 
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deram o normal em mais de 650% em junho. 
Segundo Kousky e Cavalcanti, a 
precipitação excessiva deve-se ao bloqueio de 
frentes frias sobre a região. Normalmente estas 
frentes frias penetram na América do Sul e 
avançam rapidamente em direção ao Equador. 
 Quando a velocidade da corrente de Jato 
(Jet Streams) se intensifica, ela impede o 
deslocamento dessas frentes. Neste caso, a forte 
atividade convectiva associada às frentes produz 
chuvas abundantes. 
Se a fase negativa da Oscilação Sul esta 
associada a eventos “El Ninho”, a fase positiva 
(IOS Positivo) correlaciona-se a um evento contra-
rio, a que se deu o nome de Anti-El-Ninho, ou La 
Ninha. Neste caso, a pressão atmosférica eleva-se 
acima do normal no Taiti a cai em Darwin. Obser-
vou-se que nessas circunstancias, a atividade 
convectiva sobre a Amazônia e o Nordeste 
aumenta e, com ela, os totais pluviométricos. 
Ocorrências típicas de Anti-el-ninho 
reduzem os índices pluviométricos no sudeste e 
sul do Brasil. Em 1986 ocorreu redução das 
chuvas, que chegou a 70% em Cruz Alta e a 67% 
em Porto Alegre.