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AGROMETEOROLOGIA E 
CLIMATOLOGIA 
RADIAÇÃO SOLAR E TERRESTRE
Eng. Agro. Francisco Menten Neto
RADIAÇÃO SOLAR E TERRESTRE
Radiação Solar e Terrestre
O Sol é a fonte de energia que controla a circulação da atmosfera. O
Sol emite energia em forma de radiação eletromagnética, da qual uma
parte é interceptada pelo Sistema Terra-Atmosfera e convertida em
outras formas de energia como, por exemplo, calor e energia cinética
da circulação atmosférica. É importante notar que a energia pode serda circulação atmosférica. É importante notar que a energia pode ser
convertida, mas não criada ou destruída. É a lei da conservação da
energia. A energia solar não é distribuída igualmente sobre a Terra.
Esta distribuição desigual é responsável pelas correntes oceânicas e
pelos ventos que, transportando calor dos trópicos para os polos,
procuram atingir um balanço de energia. As causas dessa distribuição
desigual, temporal e espacial residem nos movimentos da Terra em
relação ao Sol já estudados e também em variações na superfície da
Terra.
MOVIMENTOS DA TERRA, ESTAÇÕES DO ANO
� A quantidade total de radiação solar recebida depende 
não apenas da duração do dia como também da altura 
do Sol. Quanto mais perpendicular mais radiação é 
recebida na superficie da terra.recebida na superficie da terra.
O ESPECTRO ELETROMAGNÉTICO
O espectro de emissão do sol apresenta intensas
variações decorrentes da absorção dos componentes
atômicos, como hidrogênio, magnésio, alumínio, etc.,atômicos, como hidrogênio, magnésio, alumínio, etc.,
presentes na atmosfera solar. Esses espectros de
absorção são denominados Linhas de Fraunhofer, em
homenagem ao seu descobridor Joseph Fraunhofer
(1887-1826).
A emissão ou absorção de um fóton por um átomo se
realiza quando um elétron muda de órbita.
Emissão: ocorre quando o nível de energia da órbita de
chegada é menor que o do nível de partidachegada é menor que o do nível de partida
Absorção: ocorre quando o nível de energia e orbita de
chegada é maior que o nível de partida.
Quando o equilíbrio termodinâmico é atingido, ou seja,
quando o fluxo de energia emitido é igual ao absorvido, o
elemento passa a atuar como um corpo negro.
No caso da fotosfera, a temperatura decresce com a altitude e,
portanto, um fóton que escapa atravessa um meio mais frio.
Desse modo, ele será absorvido por átomos em temperatura
inferior e, por consequência, com taxas de emissão inferiores.
Há, portanto, um déficit que pode ser traduzido por uma
absorção. Pode-se dizer que o Sol emite energia em,
praticamente, todos os comprimentos de onda do espectro
eletromagnético permeados pelas diversas linhas de absorção.eletromagnético permeados pelas diversas linhas de absorção.
� 44% de toda essa energia emitida se concentra entre 400 e 700 nm
(Obs: 1 nm = 10-9 m), denominado espectro visível de energia
� 56% é dividido entre:
� Radiação ultravioleta (< 400nm) com 7%
� Infravermelho próximo (entre 700 e 1500nm) com 37%
� Infravermelho (> 1500nm) com 11%
� Menos de 1% da radiação emitida concentra-se acima da região do 
infravermelho, como seja, microondas e ondas de rádio, e abaixo da 
região ultravioleta, como raios X e raios γ
44 %
7 %
37% Infravermelho próximo 
(700 a 1500nm)
11% Infravermelho 
(> 1500nm)
Outras formas de emissão ou absorção de energia
1) Uma molécula pode absorver radiação cuja energia
seja suficiente para "quebrá-la" em seus componentes
atômicos. Átomos instáveis podem também se
combinar para formar moléculas mais estáveis,
liberando seu excesso de energia sob forma deliberando seu excesso de energia sob forma de
radiação. Nestas reações fotoquímicas a absorção ou
emissão de radiação eletromagnética tem papel crucial
em fornecer ou remover energia. Um exemplo: O2 + hv
(Radiação solar) = O + O (onde o comprimento de onda
será menor que 0,2424 μm que corresponde ao UV –
Ultra violeta);
Outras formas de emissão ou absorção de energia
2) Ao contrário das transições discutidas
anteriormente, as reações fotoquímicas podem
envolver um trecho contínuo de comprimentos de
onda suficientemente curtas onde um fóton de energia
eleva a energia química da molécula a ponto onde fotoeleva a energia química da molécula a ponto onde foto
dissociação pode ocorrer.
O excesso de energia é transformado em energia
cinética dos átomos, que serve para aumentar a
temperatura do gás.
Outras formas de emissão ou absorção de energia
3) Átomos ionizados por radiação com comprimento de
onda suficientemente curta. Este processo, chamado
fotoionização, requer fótons com suficiente energia
para arrancar um ou mais dos elétrons mais externos
de suas órbitas. Como as reações fotoquímicas, ade suas órbitas. Como as reações fotoquímicas, a
fotoionização pode envolver radiação num intervalo
contínuo de comprimentos de onda até o valor
correspondente ao nível limite de energia. A radiação
de ionização é usualmente associada com
comprimentos de onda menores que 0,1 μm
(aproximado).
DISTRIBUIÇÃO DA RADIAÇÃO
A radiação monocromática incidente sobre qualquer superfície opaca (como a
superfície da Terra) é ou absorvida ou refletida:
R incidente = R refletida + R absorvida
Em quaisquer comprimentos de onda, fortes refletores são fracos absorvedores (por
exemplo, a neve fresca no intervalo visível) e vice-versa (por exemplo, asfalto no
intervalo visível). As refletividades de algumas superfícies para o intervalo de
comprimentos de onda da radiação solar (intervalo visível) conforme abaixo:
Albedo pode ser definido como a razão entre a irradiância
electromagnética refletida (de forma direta ou difusa) e a 
quantidade incidente.quantidade incidente.
Albedo para algumas superfícies no intervalo visível ( % )
Solo descoberto 10-25
Areia, deserto 25-40
Grama 15-25
Floresta 10-20
Neve (limpa, seca) 75-95
Neve (molhada e/ou suja) 25-75
Superfície do mar (sol > 25° acima do horizonte) <10
Superfície do mar (pequena altura do sol) 10-70
Nuvens espessas 70-80
Nuvens finas 25-50
INTERAÇÃO DA RADIAÇÃO COM OS 
ELEMENTOS DA ATMOSFERA
A radiação solar interage com os elementos que compõem
a atmosfera terrestre, tais como moléculas, gases, nuvens,
aerossóis, etc., bem como aqueles que estão sobre a
superfície terrestre. Isto é, quando a radiação solar atinge osuperfície terrestre. Isto é, quando a radiação solar atinge o
topo da atmosfera e viaja até a superfície, sofre atenuações
devidas às interações com estes elementos.
A atenuação se dá por meio da absorção ou do
espalhamento da radiação em outras direções que não a do alvo
em superfície. Deste modo, definimos a atenuação como a
subtração de uma fração de energia do fluxo incidente.
A absorção é a fração subtraída do fluxo incidente que é
incorporada à energia interna do meio atravessado. Portanto,
parte da energia é retirada do feixe, causando um aumento daparte da energia é retirada do feixe, causando um aumento da
energia interna do elemento de volume (Por esse motivo, é
relacionada ao aquecimento de camadas atmosféricas).
O espalhamento é a fração subtraída do fluxo incidente
que é re-irradiada para diferentes direções do espaço. Parte da
radiação não sofre nenhum tipo de interação e é inteiramente
transmitida, através do volume de matéria, no mesmo sentido
do feixe incidente.
Embora a radiação solar incida em linha reta, os gases e aerossóis
podem causar seu espalhamento, dispersando-a em todas as direções
- para cima, para baixo e para os lados. A reflexão (veja mais adiante) é
um caso particular de espalhamento. A radiação difusa é constituída
de radiação solar que é espalhada ou refletida de volta para a Terra.
Esta insolação difusa é responsável pela claridade do céu durante o dia
e pela iluminação de áreas que não recebem iluminação direta do sol.
Espalhamento
e pela iluminação de áreas quenão recebem iluminação direta do sol.
As características do espalhamento dependem, em grande parte, do
tamanho das moléculas de gás ou aerossóis. O espalhamento por
partículas cujo raio é bem menor que o comprimento de onda da
radiação espalhada, como o caso do espalhamento da luz visível por
moléculas de gás da atmosfera, é dependente do comprimento de
onda (espalhamento Rayleigh), de forma que a irradiância
monocromática espalhada é inversamente proporcional à 4ª potência
do comprimento de onda.
Tem explicação para o azul do céu....????
Conforme mencionado anteriormente, grande parte da energia da
radiação solar está contida no intervalo visível, entre o vermelho e o
violeta. A luz azul (l=0,425 μm) tem comprimento de onda menor que
a luz vermelha (l=0,6425 μm). Conseqüentemente, a luz azul é
aproximadamente 5,5 vezes mais espalhada que a luz vermelha. Além
disso, ela é mais espalhada que o verde, amarelo e laranja. Assim, o
céu, longe do disco do sol, parece azul. Como a luz violeta (l=0,405 μm)
tem um comprimento de onda menor que a azul, por que o céu não
céu, longe do disco do sol, parece azul. Como a luz violeta (l=0,405 μm)
tem um comprimento de onda menor que a azul, por que o céu não
parece violeta? Porque a energia da radiação solar contida no violeta é
muito menor que a contida no azul e porque o olho humano é mais
sensível à luz azul que à luz violeta. Como a densidade molecular
decresce drasticamente com a altura, o céu, visto de alturas cada vez
maiores, iria gradualmente escurecer até tornar-se totalmente escuro,
longe do disco solar. Por outro lado, o Sol apareceria cada vez mais
branco e brilhante.
E as cores no nascer e por do sol?????
Quando o Sol se aproxima do horizonte (no nascer e
por do Sol) a radiação solar percorre um caminho mais
longo através das moléculas de ar e, portanto, mais e
mais luz azul e com menor comprimento de onda émais luz azul e com menor comprimento de onda é
espalhada para fora do feixe de luz, e portanto a
radiação solar contém mais luz do extremo vermelho
do espectro visível. Isto explica a coloração
avermelhada do céu ao nascer e por do Sol. Este
fenômeno é especialmente visível em dias nos quais
pequenas partículas de poeira ou fumaça estiverem
presentes.
Quando a radiação é espalhada por partículas cujos raios se 
aproximam ou excedem em aproximadamente até 8 vezes o 
comprimento de onda da radiação, o espalhamento não 
depende do comprimento de onda (espalhamento Mie). A 
radiação é espalhada igualmente em todos os 
comprimentos de onda. Partículas que compõem as nuvens 
(pequenos cristais de gelo ou gotículas de água) e a maior (pequenos cristais de gelo ou gotículas de água) e a maior 
parte dos aerossóis atmosféricos espalham a luz do Sol 
desta maneira. Por isso, as nuvens parecem brancas e 
quando a atmosfera contém grande concentração de 
aerossóis o céu inteiro aparece esbranquiçado. 
Quando o raio das partículas é maior que
aproximadamente 8 vezes o comprimento de onda da
radiação, a distribuição angular da radiação espalhada
pode ser descrita pelos princípios da ótica geométrica. O
espalhamento de luz visível por gotas de nuvens, gotas
de chuva e partículas de gelo pertence a este regime ede chuva e partículas de gelo pertence a este regime e
produz uma variedade de fenômenos óticos como arco
íris, auréolas, etc...
Essa heterogeneidade é apresentado na tabela que segue
com uma divisão simplificada das quatro categorias básicas
de partículas em suspensão na atmosfera:
Categorias Básicas de Partículas em Suspensão na 
Atmosfera
� Nome Raio Forma Índice 
de refração
� Aerossóis 0,1 – 1 μm irregular altamente variável
� Gotas (nevoeiro) 0,1 – 1 μm esférica Conhecido
� Gotas (chuva) 1 – 10 μm esférica Conhecido
� Cristais de gelo 1 – 100 μm irregular Conhecido� Cristais de gelo 1 – 100 μm irregular Conhecido
Absorção
Quando um feixe de radiação atravessa um determinado
volume de gás, parte de sua energia pode ser absorvida
pelas moléculas e átomos presentes nesse volume. Em
contrapartida essa mesma massa de gás pode emitir
energia em outros comprimentos de onda. Esses
fenômenos se refletem tanto no balanço da energiafenômenos se refletem tanto no balanço da energia
mecânica, relacionada aos modelos de translação,
rotação e vibração da molécula, quanto no balanço da
energia eletrônica, relacionado à estrutura detalhada do
núcleo e dos elétrons. Neste nível, a absorção e a emissão
são observadas quando os elétrons sofrem transições de
um estado para outro de energia.
No espectro solar, os principais gases absorvedores são o
vapor d’água, o oxigênio, o ozônio, o nitrogênio, o gás
carbônico, além das espécies monoatômicas do oxigênio
e nitrogênio. Outros espectros de absorção são
observados para constituintes menores como o monóxido
de carbono, a amônia e o óxido nitroso. Os espectros dede carbono, a amônia e o óxido nitroso. Os espectros de
absorção devido às transições eletrônicas do oxigênio e
nitrogênio, atômicos e moleculares, ocorrem
predominantemente na região ultravioleta, enquanto
aquelas relacionadas às transições vibracionais de
moléculas triatômicas como o vapor d’água, ozônio e gás
carbônico ocorrem na região do infravermelho.
Na figura são apresentados os
espectros de absorção. Observa-se que
abaixo de 0,3 μm a radiação é
completamente absorvida pelo ozônio e
oxigênio estratosféricos. Portanto,
dizemos que a atmosfera é opaca para
a radiação neste intervalo espectral.
Entre 0,3 e 0,8 μm, na região visível e
no final do espectro UV, a atmosfera é
praticamente transparente. Ou seja,
quase toda radiação solar atinge a
superfície. A região infravermelha é desuperfície. A região infravermelha é de
forte absorção, principalmente pelo
vapor d’água e pelo gás carbônico.
Somente entre 8 e 12 μm é que
também há uma grande região
transparente, com exceção da banda de
9,6 μm onde o ozônio absorve
fortemente. Esta região de
transparência é chamada de janela
atmosférica.
REFLEXÃO
Aproximadamente 30% da energia solar é refletida de volta para
o espaço. Neste número está incluída a quantidade que é retro
espalhada. A reflexão ocorre na interface entre dois meios
diferentes, quando parte da radiação que atinge esta interface é
enviada de volta. Nesta interface o ângulo de incidência é igual
ao ângulo de reflexão (lei da reflexão). Conforme já
enviada de volta. Nesta interface o ângulo de incidência é igual
ao ângulo de reflexão (lei da reflexão). Conforme já
mencionamos, a fração da radiação incidente que é refletida por
uma superfície é o seu albedo. Portanto, o albedo da Terra como
um todo (albedo planetário) é 30%. O albedo varia no espaço e
no tempo, dependendo da natureza da superfície e da altura do
Sol. Dentro da atmosfera, os topos das nuvens são os mais
importantes refletores. O albedo dos topos de nuvens depende
de sua espessura, variando de menos de 40% para nuvens finas
(menos de 50m) a 80% para nuvens espessas (mais de 5000m).
Enquanto a atmosfera é praticamente transparente para a
radiação solar, ela é praticamente opaca para a radiação
terrestre (exceto na janela atmosférica). Esse comportamento
explica o efeito estufa, que podemos entender fazendo uma
analogia com um carro parado sob o sol.
Analogamente: A radiação solar penetra o vidro,
mas a radiação de onda longa (emissão) nãomas a radiação de onda longa (emissão) não
consegue sair. Como resultado temos o
aumento excessivo de temperatura dentro do
carro.
Parte do balanço de radiação do planeta é controlado pelas
nuvens que refletem a radiação solar e absorvem fortemente a
radiação terrestre, inclusive na região da janela atmosférica.
Com isto, evita-se um forte aquecimento diurno e um forte
resfriamento noturno.
ESTIMATIVAS DE IRRADIÂNCIA
A radiação solar que incide no topo da atmosfera varia basicamente
com a latitude eo tempo, isto é, a época do ano e a hora do dia. Ao
entrar na atmosfera parte da radiação solar interage com os
elementos presentes e parte atinge a superfície sem que haja
interações. Assim temos
Radiação Direta a parte da energia solar que atravessa a atmosfera eRadiação Direta a parte da energia solar que atravessa a atmosfera e
não sofre interações com o volume de matéria, chegando
“diretamente” à superfície. Portanto, a densidade de fluxo deste
tipo de radiação é chamada de irradiância solar direta.
Radiação Difusa é a parte da radiação solar que sofreu algum tipo de
interação com o volume de matéria e atinge a superfície vinda de
outras direções que não aquela do sol. Relativa a este fluxo,
denomina-se irradiância solar difusa (Id). A soma de ambas
irradiâncias é denominada irradiância total
Balanço de radiação 
O balanço de radiação é dado pela diferença entre a
energia recebida e a perdida, em ondas curtas e longas,
pela superfície, camada atmosférica ou, até mesmo, todo
o planeta. Nesta seção veremos o balanço de energia ào planeta. Nesta seção veremos o balanço de energia à
superfície e o balanço no planeta, isto é, considerando
todos os mecanismos de emissão, espalhamento e
absorção de radiação que ocorre entre a superfície, a
atmosfera (gases, nuvens e aerossóis) e o espaço.
Balanço de radiação à superfície
Para melhor compreensão do balanço de radiação em 
uma superfície, observemos a figura abaixo 
Balanço de radiação no Sistema Terra-Atmosfera
O balanço de radiação envolvendo toda superfície e a
atmosfera terrestre é bem complexo. Na figura que
iremos ver no próximo Slide é apresentado um esquema
dos percentuais de radiação absorvida, emitida e refletidados percentuais de radiação absorvida, emitida e refletida
pelo planeta e a atmosfera.
Considerando que a energia solar
que chega no topo da atmosfera
seja de 100 unidades quaisquer,
parte dela é absorvida pela
atmosfera (19), parte refletida
por nuvens (20) e parte é
espalhada pela atmosfera (6).
Como a superfície reflete, em
média, 4% da radiação que a
atinge, então a energia absorvidaatinge, então a energia absorvida
pelo solo é de 51 unidades. O
albedo planetário, como se
denomina a radiação refletida
pelo sistema, é dado pela soma
dos termos espalhados pelas
nuvens, pela atmosfera e pela
reflexão da superfície, resultado
em 30 unidades.
Quanto à onda longa, a
superfície emite 117 unidades,
das quais a maior parte é
absorvida pela atmosfera (111) e
apenas uma pequena porção se
perde para o espaço . A
atmosfera, incluindo as nuvens,
também recebe energia das
fontes de evaporação e
convecção da superfície,
tornando-se uma grande fontetornando-se uma grande fonte
de emissão (160). Para a
superfície a atmosfera emite 96
unidades, enquanto que para o
espaço perdem-se 64 unidades.
Obviamente, estes valores são
aproximados e dependem de
todos os fenômenos
meteorológicos que ocorrem na
atmosfera terrestre.
MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR
Há três mecanismos conhecidos para transferência de calor: 
Radiação
ConduçãoCondução
Convecção
A radiação consiste de ondas eletromagnéticas viajando com
a velocidade da luz. Como a radiação é a única que pode
ocorrer no espaço vazio, esta é a principal forma pela qual o
sistema Terra-Atmosfera recebe energia do Sol e libera
energia para o espaço.
MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR
A condução ocorre dentro de uma substância ou entre substâncias que estão 
em contato físico direto. Na condução a energia cinética dos átomos e 
moléculas (isto é, o calor) é transferida por colisões entre átomos e 
moléculas vizinhas. O calor flui das temperaturas mais altas (moléculas 
com maior energia cinética) para as temperaturas mais baixas (moléculas 
com menor energia cinética). A capacidade das substâncias para conduzir 
calor (condutividade) varia consideravelmente. Via de regra, sólidos são 
com menor energia cinética). A capacidade das substâncias para conduzir 
calor (condutividade) varia consideravelmente. Via de regra, sólidos são 
melhores condutores que líquidos e líquidos são melhores condutores que 
gases. Num extremo, metais são excelentes condutores de calor e no outro 
extremo, o ar é um péssimo condutor de calor.
Consequentemente, a condução só é importante entre a superfície da Terra e 
o ar diretamente em contato com a superfície. Como meio de transferência 
de calor para a atmosfera como um todo a condução é o menos 
significativo e pode ser omitido na maioria dos fenômenos meteorológicos.
MECANISMOS DE TRANSFERÊNCIA DE CALOR
� A convecção somente ocorre em líquidos e gases. Consiste na transferência de calor
dentro de um fluído através de movimentos do próprio fluído. O calor ganho na
camada mais baixa da atmosfera através de radiação ou condução é mais
freqüentemente transferido por convecção. A convecção ocorre como
conseqüência de diferenças na densidade do ar. Quando o calor é conduzido da
superfície relativamente quente para o ar sobrejacente, este ar torna-se mais
quente que o ar vizinho. Ar quente é menos denso que o ar frio de modo que o arquente que o ar vizinho. Ar quente é menos denso que o ar frio de modo que o ar
frio e denso desce e força o ar mais quente e menos denso a subir. O ar mais frio é
então aquecido pela superfície e o processo é repetido. Desta forma, a circulação
convectiva do ar transporta calor verticalmente da superfície da Terra para a
troposfera, sendo responsável pela redistribuição de calor das regiões equatoriais
para os pólos. O calor é também transportado horizontalmente na atmosfera, por
movimentos convectivos horizontais, conhecidos por advecção. O termo convecção
é usualmente restrito à transferência vertical de calor na atmosfera.
� Na atmosfera, o aquecimento envolve os três processos, radiação, condução e
convecção, que ocorrem simultaneamente. O calor transportado pelos processos
combinados de condução e convecção é denominado calor sensível.