Buscar

Meteorologia Agrícola

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 3, do total de 87 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 6, do total de 87 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 9, do total de 87 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Prévia do material em texto

2 
 
 
 
Meteorologia Agrícola 
Básica 
 
 
 
1ª. Edição 
 
 
 
 
 
Guilherme Augusto Biscaro 
 
 
 
 
 
UNIGRAF 
Gráfica e Editora União Ltda. 
2007 
 
 
 
 3 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Capa e Editoração: 
Guilherme Augusto Biscaro / UNIGRAF 
 
Revisão Lingüística: 
 Luiz Sander de Freitas - luizsander@yahoo.com.br 
 
Revisão Técnica: 
Prof. Dr.Wilson Itamar Maruyama - wilsonmaruyama@yahoo.com.br 
 
Impressão e Acabamento: 
UNIGRAF - Gráfica e Editora União Ltda. 
Rua Sebastião Leal, 811 - Centro. 
CEP 79540-000 - Cassilândia - Mato Grosso do Sul 
Fone/fax: (0xx67) 3596-1981 E-mail: uni_graf@terra.com.br 
 
(*) Ilustrações e fotografias realizadas por Guilherme Augusto Biscaro 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 4 
 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Dr. Guilherme Augusto Biscaro 
gbiscaro@hotmail.com 
 
 
 
Engenheiro Agrícola (1995) formado na Universidade Federal de 
Lavras, UFLA, em Lavras/MG. 
 
Mestre (1999) e Doutor (2003) em Agronomia, Área de 
Concentração em Irrigação e Drenagem pela Faculdade de 
Ciências Agronômicas da Universidade Estadual Paulista, UNESP, 
campus de Botucatu/SP. 
 
Professor Adjunto (2004) de Hidráulica, Irrigação e Drenagem e 
Agrometeorologia do curso de Agronomia da Universidade Estadual 
de Mato Grosso do Sul, UEMS, Unidade Universitária de 
Cassilândia, UUC. 
 
Foi coordenador do curso de graduação em Agronomia da UEMS, 
Unidade Universitária de Cassilândia, em 2006. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 5 
 
 
 
 
 
Dedico 
 
 
A minha filha Mariana, minha esposa Adriana e aos meus pais. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Agradecimentos 
 
 
A Deus e a Nossa Senhora. 
 
A minha família. 
 
Aos amigos docentes e discentes do curso de Agronomia da Unidade 
Universitária de Cassilândia. 
 
A Pró-Reitoria de Extensão, Cultura e Assuntos Comunitários (PROEC) da 
Universidade Estadual de Mato Grosso do Sul. 
 
A Squitter do Brasil. 
 
 
 
 
 
 
 
 6 
 
 
Índice 
 
Página 
 
 
1. Tempo e Clima.....................................................................................................07 
2. Terra, Sol e Atmosfera.........................................................................................08 
3. Latitude, Longitude e Altitude..............................................................................14 
4. Radiação Solar.....................................................................................................18 
5. Temperatura do Ar e do Solo...............................................................................25 
6. Umidade do Ar.....................................................................................................32 
7. Ventos...................................................................................................................36 
8. Condensação da Água no Ar...............................................................................39 
9. Geadas.................................................................................................................42 
10. Precipitação.......................................................................................................46 
11. Massas de Ar......................................................................................................49 
12. Evaporação........................................................................................................53 
13. Evapotranspiração.............................................................................................56 
14. Balanço Hídrico.................................................................................................61 
15. Classificação Climática de Köppen...................................................................67 
16. Estações Meteorológicas e PCD’s.....................................................................75 
17. Manejo de Sistemas de Irrigação......................................................................80 
Referências Bibliográficas.......................................................................................82 
Tabelas.....................................................................................................................83 
 
 
 
 
 
 
 7 
1. Tempo e Clima 
 
 
A ciência que estuda os fenômenos atmosféricos é chamada de 
meteorologia. Trata-se de uma prática muito antiga que obteve um grande avanço 
tecnológico nas últimas décadas com o desenvolvimento de radares mais precisos, 
computadores e softwares mais sofisticados e potentes, satélites, etc. Processos 
como temperatura, umidade, precipitação, índice de radiação e outros são 
analisados e estudados. 
 O estudo do clima de um local ou região é feito com base na análise 
estatística dos dados observados pela meteorologia, sendo contabilizados entre 
outras coisas as médias, as correlações, freqüências, distribuições. 
 Por exemplo: qual é a temperatura média, máxima e mínima no Município 
de Cassilândia, Mato Grosso do Sul, no mês de novembro? Quanto chove em 
média anualmente nessa região? Existem períodos secos e úmidos definidos? 
 Estas perguntas só podem ser respondidas com mais precisão se forem 
baseadas numa série de observações no decorrer de vários anos, sendo necessários 
pelo menos trinta anos para se obter informações bastante confiáveis. Isto se deve 
as pequenas variações que irão ocorrer de um ano para o outro, que são normais e 
devem ser levadas em consideração no estudo do clima de uma localidade. 
 É necessário diferenciar os conceitos de TEMPO e CLIMA, para se evitar 
confusões bastante comuns quando se falam sobre eles: 
 
• TEMPO→ é como se apresenta a atmosfera em um determinado instante e 
local. Por exemplo: hoje, no Município de Cassilândia, o dia está chuvoso e 
frio. 
 
• CLIMA→ é o comportamento observado na atmosfera no decorrer de vários 
anos. Por exemplo: o clima no Município de Cassilândia é considerado 
segundo Köppen como seco de inverno (Cw), com a precipitação máxima do 
verão maior ou igual a dez vezes a precipitação do mês mais seco. 
 
. 
 
 
 
 
 
 8 
2. Terra, Sol e Atmosfera 
 
 
O planeta Terra apresenta a forma esférica, cujo raio aproximado é de mais 
de 6300 quilômetros (Figura 1). A sua superfície é formada pela litosfera, que é 
uma camada superficial composta por rochas, sendo também chamada de crosta 
terrestre. Sobre a maior parte da litosfera se encontra a hidrosfera, que é uma 
camada de água do tipo continental (rios, lagos, etc.) ou oceânica (oceanos e 
mares). 
 
Figura 1. O planeta Terra. (Fonte: www.turbosquid.com) 
 
Existe também uma camada gasosa não visível que envolve o globo 
terrestre, e é chamada de atmosfera terrestre. 
 
ATMOSFERA TERRESTRE 
 
A atmosfera do planeta Terra, que é presa ao mesmo pela gravidade, 
apresenta duas camadas principais: a troposfera e a estratosfera. A troposfera é a 
camada que vai da superfície terrestre até uma altura aproximada de 10 
quilômetros, sendo composta por dois conjuntos de gases: os componentes fixos da 
troposfera e os componentes variáveis da troposfera. 
• Componentes fixos: é um conjunto de gases, com predominância do 
nitrogênio (78%) e do oxigênio (21%). Os demais gases nobres (hélio, 
neônio, argônio, xenônio e criptônio, etc.) somados constituem apenas 1% 
do total. 
 
 9 
• Componentes variáveis: é composto por CO2, vapor d’água e ozônio. 
 
O responsável pela retenção do calor (radiação) que o planeta emite durante a 
noite é o vapor d’água. Em noites claras e sem nuvens, ou seja com pouco vapor 
d’água, o calor emitido pela Terra acaba se perdendo no espaço (Figura 2). Isto 
gera um resfriamento da mesma deixando a noitefria. É nessa condição também 
que podem ocorrer as geadas. 
 
 
Figura 2. Radiação do dia e da noite. (*) 
 
É na troposfera que ocorrem os fenômenos meteorológicos como: formação 
de nuvens, chuvas, furacões, etc.. A temperatura nessa camada sofre variação a 
medida que ocorre o aumento de altitude. Em média, para cada 100 metros de 
altitude (com o ar estacionário) ocorre um decréscimo de 0,6 °C na temperatura. 
Isto é: quanto maior for a altitude, menor é a temperatura. 
O CO2 presente na troposfera apresenta a capacidade de absorver raios 
infravermelhos, retendo com isso o calor, se tornando um termoregulador. Isto 
pode ser observado no efeito estufa que ocorre em grandes capitais, aonde a 
emissão de monóxido de carbono é bastante elevada. 
Após o limite superior da troposfera, ocorre uma camada intermediária de 
aproximadamente três quilômetros de espessura, aonde não ocorre variação de 
temperatura e que é chamada de tropopausa. Sua distância em relação a superfície 
varia de acordo as condições climáticas da troposfera, podendo vir a subir se 
houver muitas correntes de convecção. 
 
 10 
Acima da tropopausa se encontra a estratosfera, que é uma camada que vai 
atingir uma altura estimada de cinquenta quilômetros. Nesta camada ocorre o 
inverso da troposfera em relação a variação de temperatura: quanto maior for a 
altitude maior será a temperatura. Isto se deve a reação que ocorre entre a radiação 
ultravioleta emitida pelo Sol e que é absorvida pelo gás ozônio. 
 Acima da estratosfera se encontram outras camadas como a mesosfera e a 
termosfera. 
 
A RELAÇÃO ENTRE O PLANETA TERRA E O SOL 
 
A Terra e os demais planetas do sistema solar giram em torno Sol. Este 
movimento contínuo denomina-se translação, e apresenta a forma de uma elipse 
(Figura 3). A Terra gasta 365 dias, seis horas e nove minutos para percorrer todo 
esse percurso. Ele também é o responsável pelas quatro estações (primavera, verão, 
outono e inverno). 
 
 
Figura 3. Movimento de translação da Terra. (*) 
 
Além da translação, a Terra apresenta um movimento em torno do seu 
próprio eixo, chamado de rotação, cuja duração é de aproximadamente 24 horas. 
Este movimento é o responsável pela ocorrência dos dias e das noites e sempre 
ocorre na mesma direção, de oeste para leste. 
 
 11 
DECLINAÇÃO SOLAR 
 
 Chamamos de declinação solar (δ) o ângulo formado entre a linha 
imaginária que une o centro do planeta Terra (na linha do Equador) ao centro do 
Sol. Ela varia de 23° 27’ a -23° 27’. Quando a declinação atinge os valores 
máximos, recebe de solstício. 
 
Figura 4. Solstício de inverno no hemisfério sul e de verão no hemisfério norte (δ= 
23° 27’), ocorrendo em 22 de junho (*) 
 
 
Figura 5. Solstício de inverno no hemisfério norte e de verão no hemisfério sul (δ= 
-23° 27’), ocorrendo em 22 de dezembro. (*) 
 
 12 
 Quando não há declinação (δ=0°), ou seja, o Sol se encontra exatamente 
sobre a linha do Equador, damos o nome de Equinócio. 
 
 
Figura 6. Equinócio de primavera no hemisfério norte e de outono no hemisfério 
sul (δ=0°), ocorrendo em 22 de março e equinócio de primavera no 
hemisfério sul e de outono no hemisfério norte (δ=0°), ocorrendo em 22 
de setembro. (*) 
 
 É possível se calcular a declinação solar em graus, para uma determinada 
data, utilizando-se a seguinte equação: 
 
δ = 23,45 x seno [(360/365) x (dia juliano – 80)] 
 
 O dia juliano corresponde ao número de dias transcorridos desde o dia 
primeiro de janeiro do ano que se deseja determinar a declinação solar. 
 
DIA E NOITE 
 
Quando os raios solares atingem a superfície da Terra, a mesma se divide 
em dois hemisférios, sendo um iluminado e outro não. 
 
 
 13 
 
Figura 7. Dia e noite. (*) 
 
Como já foi explicado anteriormente, a terra possui um movimento de 
rotação em torno do seu próprio eixo, sempre com a mesma velocidade, e que 
demora cerca de 24 horas para dar uma volta completa. Podemos perceber este 
movimento quando olhamos para o céu e vemos o Sol nascer de um lado, subir ao 
alto do céu e se pôr do lado oposto. É esse movimento, aliado a divisão em um 
hemisfério iluminado e outro não iluminado, que determina os dias e as noites. 
Teoricamente, a metade do tempo gasto pela Terra em sua rotação (12 
horas) corresponde ao período de luz e a outra corresponde ao período escuro. 
Porém, de acordo com a época do ano, ocorrem variações. Os dias tornam-se mais 
longos no verão, podendo chegar a mais de 13 horas (dependendo da localidade), e 
as noites mais longas no inverno (devido à declinação solar), com menos de 11 
horas de luz. 
O equilíbrio (dias e noites com mesma duração) ocorre nos equinócios de 
primavera e outono. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 14 
3. Altitude, Latitude e Longitude 
 
 
Para poder se localizar com precisão um determinado local sobre a 
superfície do planeta é necessário à definição de três coordenadas: altitude, 
latitude, longitude. Suas unidades de medida são: o grau, o minuto e o segundo. 
Para ser possível esta localização, a Terra foi toda dividida em linhas imaginárias 
nos mapas (Figura 8), sendo elas os paralelos (linhas imaginárias paralelas à linha 
do Equador) e os meridianos (linhas imaginárias paralelas ao meridiano de 
Greenwich). 
 
 
Figura 8. Paralelos e meridianos da Terra. (*) 
 
Podemos afirmar então que os paralelos são as linhas imaginárias que 
determinam à latitude e os meridianos são as linhas imaginárias que determinam à 
longitude. 
 
ALTITUDE 
 
 A altitude é distância vertical do local exato o qual se deseja localizar em 
relação ao nível médio da superfície do mar (Figura 9). 
 
 15 
 
Figura 9. Altitude de uma localidade. (*) 
 
LATITUDE 
 
O Planeta Terra é dividido em duas metades (também chamadas de 
hemisférios) pela linha do Equador: o Hemisfério Setentrional (Norte) e o 
Hemisfério Meridional (Sul). A latitude é à distância em graus de um lugar 
qualquer da superfície terrestre até a linha do equador, com base nos paralelos. A 
distância varia de 0° a 90° na linha do equador (referência) para o norte (designada 
como positiva) ou o sul (designada com negativa). 
 
 
Figura 10. Latitude de um ponto. (*) 
 
 Podemos dizer que dois locais possuem a mesma latitude quando ambos 
se encontrarem no mesmo paralelo. 
 
 
 16 
LONGITUDE 
 
Além da divisão da Terra pela linha do Equador (hemisférios norte e sul), a 
mesma também pode ser dividida pelo Meridiano de Greenwich (leva esse nome 
por passar exatamente sobre um observatório astronômico na Inglaterra, mais 
precisamente na cidade de Greenwich) em dois hemisférios: Hemisfério Ocidental 
(oeste) e Hemisfério Oriental (leste). 
São utilizados planos imaginários denominados de meridianos, para se 
localizar um ponto. O ângulo formado entre o meridiano do local com o Meridiano 
de Greenwich é denominado de longitude. A longitude pode variar de 0° 
(exatamente no Meridiano de Greenwich) até 180° para leste (E) ou oeste (W). 
 
 
Figura 11. Longitude de um ponto. (*) 
 
 
Figura 12. Latitude e longitude de um ponto. (*) 
 
 17 
 
 
Figura 13. Paralelos e meridianos que delimitam o Brasil. 
 (Fonte: www.citybrazil.com.br/mapas.htm). 
 
 
 
 
 
 18 
4. Radiação Solar 
 
 
O Sol emite radiação na forma de ondas eletromagnéticas, que viajam a 
velocidade da luz no espaço e são recebidas por vários planetas, em especial a 
Terra. Este tipo de onda eletromagnética é composto predominantemente por ondas 
curtas. São elas que promovem o calor e a iluminação do planeta. 
Nas 24 horas de um dia, a radiação solar irá atingir a superfície de uma 
localidade qualquer com diferentes intensidades, dependendo do horário, sendo a 
máxima radiação recebida por volta de meio dia(Figura 14). 
 
 
Figura 14. Variação da radiação (W/m²) medida no dia 27/09/2006, no Município 
de Cassilândia-MS. (*) 
 
 A figura acima apresenta o curso diário de radiação solar que incide sobre 
uma superfície, medida por uma estação meteorológica automatizada, no dia 27 de 
setembro de 2006. Esta radiação é que foi absorvida durante o tempo em que o Sol 
se encontrava sobre o horizonte (do nascer ao pôr-do-sol), e variou de acordo com 
a altura do mesmo. 
 Podem-se observar nesta figura alguns pontos (indicados pela seta) fora da 
curva formada pela absorção de radiação solar. Isto pode ser explicado pelo fato de 
 
 19 
que, em alguns momentos o céu estava com nuvens, fazendo com que a radiação se 
tornasse difusa e interferisse na leitura do sensor. 
A Terra também emite a sua própria radiação, na qual predomina as ondas 
longas. Na verdade, qualquer corpo que possua temperatura diferente de 0° K, tem 
a capacidade de emitir radiação também. 
Existe um tipo de corpo que recebe e absorve toda a radiação 
eletromagnética que incide sobre ele, independente do tipo de comprimento de 
onda: o corpo negro. A emissão de radiação de um corpo negro compreende-se 
dentro de uma faixa de comprimento de onda. A quantidade total de energia irá 
depender da temperatura do corpo, sendo regida pela lei de Stefan-Boltzmann. 
 
E = Εm . σ . T4 
Onde, 
E = Energia total emitida (cal/cm2 . min); 
σ = constante de Stefan-Boltzmann (0,827 . 10-10 cal/cm2 . min); 
T = temperatura absoluta (ºK). 
Em = emissividade do corpo. 
Podemos chamar de constante solar (Io) a taxa de recebimento dos raios do 
sol no alto da atmosfera da Terra, em um ponto aonde os mesmos incidam sobre 
ela perpendicularmente. Em média apresentam um valor aproximado de duas 
calorias por centímetro quadrado por minuto (cal/cm2 . min). 
 
FLUXO DE RADIAÇÃO QUE ATINGE UM CORPO 
 
Ao atingir um corpo qualquer, o fluxo de radiação (Ii = radiação incidente) 
sofrerá as seguintes ocorrências: 
• Reflexão: Parte da radiação será refletida. 
• Absorção: Parte da radiação será absorvida, sendo retida pelo corpo, 
podendo ocasionar um aumento de temperatura (aquecimento). 
• Transmissão: Parte da radiação vai atravessar o corpo, ser levemente 
alterada, porém seguirá a diante a sua trajetória. 
 
 20 
 
Figura 15. Reflexão, absorção e transmissão em um corpo. (*) 
 
O total da radiação que incidirá por um corpo qualquer (Ii) será a soma da 
radiação refletida (Ir) com a radiação absorvida (Ia) e com a radiação transmitida 
(It). 
• A propriedade de um corpo de refletir a radiação é chamada de 
refletividade, e é dada pela razão entre Ir e Ii (R = Ir / Ii). Observação: 
albedo é o nome dado à capacidade de um corpo de refletir ondas curtas. 
• A propriedade de um corpo de absorver a radiação é chamada de 
absorvidade, e é dada pela razão entre Ia e Ii (A = Ia / Ii). 
• A propriedade de um corpo de transmitir a radiação é chamada de 
transmissividade, e é dada pela razão entre It e Ii (T = It / Ii). 
 
FLUXO DE RADIAÇÃO QUE ATINGE A ATMOSFERA 
 
Quando a radiação solar atinge o topo da atmosfera da Terra, ela é 
atenuada devido aos seguintes fatores: 
• As partículas presentes na atmosfera (impurezas, cristais, etc.) que causam 
o seu espalhamento; 
• A alguns constituintes da atmosfera (oxigênio, CO2, vapor, etc.) a 
absorvem; 
• As nuvens que absorvem no máximo 7% do total, e refletem até 90%, 
dependendo de suas dimensões. 
 
 
 
 21 
BALANÇO DE RADIAÇÃO NA SUPERFÍCIE TERRESTRE 
 
 Chamamos de balanço de radiação (ou radiação líquida → RL) a 
contabilidade dos e ganhos e perdas no fluxo de radiação que incide sobre uma 
superfície terrestre. Este fluxo corresponde à quantidade total de radiação que 
chega e recebe o nome de Radiação Global. 
 A radiação líquida é a soma do balanço de ondas curtas (Boc) que é emitido 
pelo Sol e sofre ou não modificações, com o balanço de ondas longas (Bol) que é 
emitida pela Terra. 
RL = Boc + Bol 
Onde, 
RL = Radiação líquida; 
Boc = Balanço de ondas curtas; 
Bol = Balanço de ondas longas. 
 
 
Figura 16. Balanço de radiação. (*) 
 
• A radiação global (Qg) é soma dos fluxos de radiação direta (Qd) e fluxo de 
radiação difusa (Qc) que atingem a superfície terrestre simultaneamente; 
Qg = Qc + Qd 
 
 22 
• A radiação líquida (RL) é a soma do balanço de ondas curtas (Boc) e o balanço 
de ondas longas (Bol); 
RL = Boc + Bol 
 
• A radiação solar absorvida (Qoc), também denominado balanço de ondas 
curtas, é a diferença da radiação recebida (Qg) e a refletida (Qr). 
Qoc = Qg – Qr 
 
• Assim como o Sol, a Terra também emite ondas eletromagnéticas, só que do 
tipo ondas longas. Existe também uma outra radiação de ondas longas, 
originada na atmosfera e chamada de contra-radiação que possui mesma 
direção, só que sentido oposto ao da radiação terrestre, e que é absorvida 
totalmente pela Terra. O balanço de radiação de ondas longas (Qol) é a 
diferença entre a contra-radiação (Qcr) e a radiação emitida pela Terra (Qs). 
Qol = Qcr – Qs 
 
• Balanço de radiação (Q) é a soma dos balanços de radiação de ondas curtas 
(Qoc) e do balanço de radiação de ondas longas (Qol). 
Q = Qoc + Qol 
 
MECANISMOS DE MEDIÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR 
 
Existem alguns tipos de aparelhos de medição da radiação solar que são 
bastante usados no Brasil: o piranômetro (utilizado em estações meteorológicas 
automatizadas) (Figura 17), o heliógrafo (Figura 18), e o actinógrafo. 
 
 
Figura 17. Piranômetro. (*) 
 
 23 
 
Figura 18. Heliógrafo. (*) 
 
O mais comum é o heliógrafo, que mede o numero de horas de brilho de Sol 
sem nuvens no dia, por meio de uma lente que queima uma fita de papel. O 
actinógrafo é um aparelho que possui placas metálicas diferentes que se dilatam 
entre si e medem a radiação global. 
 
CÁLCULO DO BALANÇO DE RADIAÇÃO 
 
 O balanço de radiação (Q) pode ser determinado pela seguinte equação: 
 
Q = Qoc + Qol 
Onde, 
Qoc = balanço de radiação de ondas curtas (cal/cm2.dia); 
Qol = balanço de radiação de ondas longas (cal/cm2.dia). 
 O balanço de radiação de ondas longas (Qol), também chamado de emissão 
efetiva da Terra é determinado pela seguinte equação: 
 
 24 
Qol = Qs . ( 0,09 . √(e ) - 0,56 ) . ( 0,1 + 0,9 . n / N ) 
Onde, 
e = Tensão média diária de vapor d’água (vapor de água na atmosfera) (mmHg); 
n = insolação diária (horas); 
N = Número diário possível de horas de sol (Tabela 1); 
Qs = emissão diária de radiação de um corpo negro em função da temperatura do ar 
(Tabela 2). 
 O balanço de radiação de ondas curtas (Qoc), também chamado de 
radiação solar absorvida, é determinado pela seguinte equação: 
 
Qoc = ( 1 – r ) . Qg 
 
Onde, 
Qg = radiação solar global (cal/cm2.dia); 
r = valor tabelado que corresponde ao poder refletor da superfície (Tabela 3). 
A determinação aproximada da radiação solar global (Qg) pode ser 
realizada através de equações que utilizam a insolação diária. Uma destas equações 
é a proposta por ANGSTRON: 
 
Qg = Qo [(0,29 . cos ∅) + 0,52 . n / N ] 
 
Onde, 
Qo = radiação solar em uma superfície horizontal no topo da atmosfera (Tabela 4); 
∅ = latitude do local no qual se está determinando Qg. 
 Pode-se determinar também a radiação solar refletida (Qr), que é apenas 
uma parte de Qg, utiliza-se a seguinte equação: 
 
Qr = r . Qg 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 25 
5. Temperatura do Ar e do Solo 
 
 
É sobre a superfície do solo (vegetada ou não) que recai a grande totalidade 
da radiação atmosférica. Esta radiação varia sua intensidade durante as 24 horas do 
dia e durante os 365 dias do ano, gerando as variações diárias e anuais de 
temperatura do ar e do solo. 
No decorrer de um dia, as temperaturas do ar e solo irão variar de acordo 
com a posição doSol acima do horizonte, e no decorrer de um ano (aonde ocorre a 
mudança das estações), as temperaturas irão depender da declinação solar e das 
coordenadas geográficas do local. Esta variação nos valores de temperatura é 
chamada de balanço de radiação. 
No balanço de radiação durante o dia, as temperaturas do ar e do solo 
aumentam também de acordo com a posição do Sol, atingindo um valor máximo 
(coincidente com a altura máxima do Sol). Após este ponto ocorre o declínio das 
temperaturas. Tal fenômeno irá se estender após o pôr-do-sol e continuar durante 
toda a noite e madrugada (Figura 19). As temperaturas só voltarão a aumentar com 
um novo nascer do Sol. 
Você saberia afirmar com precisão qual é a menor temperatura do ar no 
dia? A resposta é que a mesma ocorre alguns segundos antes do Sol nascer e a 
superfície do solo voltar a receber radiação. 
 
 
Figura 19. Variação das temperaturas do ar e do solo, e a radiação incidida nas 24 
horas de um dia. (*) 
 
 
 26 
Juntamente com a radiação que recebe e absorve do Sol, a Terra também 
emite radiação (radiação efetiva terrestre) e que também é crescente com o nascer 
do Sol, atinge um valor máximo e decresce com passar do dia, porém ao contrário 
da radiação solar, se mantém durante a noite e a madrugada. Assim, podemos 
dividir o balanço de radiação em balanço de radiação positivo (durante o dia) e 
balanço de radiação negativo (durante a noite). 
No balanço positivo de radiação (+) a energia excedente é utilizada para o 
aquecimento do solo (que diminui com o aumento da profundidade). O solo 
promove o aquecimento do ar (que diminui com a altitude). No balanço negativo 
de radiação (-) o calor existente no solo é utilizado para aquecer a atmosfera 
(gerando o resfriamento do solo) e o calor existente no ar é utilizado para suprir a 
perda de calor do solo (gerando o resfriamento do ar) (Figura 20). 
 
 
Figura 20. Balanço positivo e negativo de radiação. (*) 
 
 Tanto no balanço positivo quanto no balanço negativo de radiação uma 
parte do calor disponível é sempre direcionada para realizar a evaporação. 
 
TRANSPORTE DE CALOR NO SOLO E NO AR PRÓXIMO AO SOLO 
 
 O aquecimento do solo e do ar próximo ao solo, é regido pelo balanço de 
radiação na superfície. 
No solo, o calor é transportado e armazenado para camadas inferiores pelo 
processo físico da condução de calor. A temperatura armazenada irá diminuir com 
 
 27 
a profundidade e irá depender de certas características do solo como estrutura, 
composição, teor de umidade, densidade aparente, condutibilidade térmica, etc. 
 No ar que se encontra próximo ao solo, os processos responsáveis pelas 
trocas de calor são a condução e a convecção de calor. Este último é o principal 
responsável pelo aquecimento do ar próximo ao solo (Figura 21). 
 
 
Figura 21. Movimento convectivo responsável pelo aquecimento da atmosfera. (*) 
 
A convecção de calor vai aumentando no decorrer do dia, alcançando um 
valor máximo de temperatura na superfície por volta de 12:00 horas e no ar por 
volta de 15:00 horas. A partir deste ponto este movimento se inverte e o ar passa a 
perder calor. 
 
MEDIÇÃO DA TEMPERATURA DO SOLO E DO AR 
 
Para medir a temperatura do solo utilizam-se os geotermômetros (aparelhos 
que apenas medem) (Figuras 22 e 23) e os geotermógrafos (aparelhos que medem e 
também registram por meio de um tambor de relojoaria), que são termômetros 
especiais que são instalados a profundidades definidas, variando de 2 a 100 
centímetros. 
 A temperatura do ar é medida em abrigos meteorológicos (Figura 24), por 
meio de termômetros (Figura 25) e termógrafos de mercúrio. Os abrigos 
meteorológicos são “pequenas casinhas”, instaladas a 120 centímetros de altura, 
pintadas de branco e com ventilação natural. Geralmente dentro destes abrigos 
também são instalados medidores de umidade do ar. Apesar da máxima radiação 
que atinge a superfície ocorra por volta de 12:00 horas, a temperatura máxima do 
ar só ocorre em torno de duas a três horas depois. 
 
 28 
 
Figura 22. Bateria de geotermômetros instalados a profundidades diferentes. (*) 
 
 
Figura 23. Desenho de um geotermômetro visto de perfil. (*) 
 
 29 
 
Figura 24. Abrigo meteorológico. (*) 
 
 
Figura 25. Termômetros. (*) 
 
AMPLITUDE TÉRMICA 
 
Denomina-se amplitude térmica a diferença entre a temperatura máxima e a 
mínima no decorrer das 24 horas de um dia (amplitude térmica diária) e entre a 
temperatura do mês mais frio e a do mês mais quente (amplitude térmica anual). A 
temperatura do ar também varia de acordo com a altura em relação à superfície do 
solo (gradiente vertical de temperatura), diminuindo em média cerca de 0,6 °C a 
cada 100 metros de altura, em condições de ar parado, sem vento. 
 
 
 
 30 
A TEMPERATURA DO AR E O CONCEITO DE GRAUS-DIA 
 
 Para que uma cultura possa se desenvolver plenamente é necessário que 
ocorra uma temperatura mínima apropriada para cada fase do seu ciclo fisiológico, 
sendo denominada temperatura base. Várias culturas já tiveram suas temperaturas 
base determinadas, possibilitando assim a utilização do conceito de graus-dia. 
Este conceito é bastante interessante para se determinar datas prováveis de colheita 
ou se estabelecer o melhor dia para o plantio de uma cultura, visando a sua colheita 
em uma data pré-definida. 
 Graus-dia é a diferença entre a temperatura média do dia e a temperatura 
base (considerando existir uma única temperatura base). O somatório dos graus dia 
ao longo de todo o ciclo de uma cultura é denominado de constante térmica. 
Cada cultura teoricamente possui três faixas de temperatura em que as 
mesmas devem se desenvolver: a temperatura mínima (abaixo da qual a cultura não 
se desenvolve), a temperatura ótima de desenvolvimento (ideal) e a temperatura 
máxima (acima da qual o desenvolvimento será prejudicado ou impossibilitado). 
 Vamos resolver um exemplo em passos: uma cultura que possui exigência 
de 740,0 graus dia (gd) e uma temperatura base de 6,0 °C, vai ser semeada no dia 
15 de agosto. Qual será a data provável da colheita? 
É necessário conhecer primeiramente as temperaturas médias mensais, a 
partir do mês em questão: 
Mês Ago. Set. Out. Nov. 
Temperatura média mensal (oC) 13,0 14,5 16,7 18,8 
(1° passo) Para cada mês, subtrair o valor da temperatura média da temperatura 
base. 
Ago = 13,0 – 6,0 = 7,0 °C 
Set = 14,5 – 6,0 = 8,5 °C 
Out = 16,7 – 6,0 = 10,7 °C 
Nov = 18,8 – 6,0 = 12,8 °C 
(2° passo) Multiplicar o número de dias do mês pelo valor encontrado na subtração 
acima, para determinar a quantidade de graus-dia (gd) no mês. Observação: como a 
semeadura será realizada no dia 15 de agosto, e o mesmo possui 31 dias, restam 
apenas 16 dias após a semeadura. 
Ago = 16 dias x 7,0 °C = 112,0 gd 
Set = 30 dias x 8,5 °C = 255,0 gd 
Out = 31 dias x 10,7 °C = 331,7 gd 
Nov = 30 dias x 12,8 °C = 384,0 gd 
 
 31 
(3° passo) Somam-se os valores de graus dia, a partir da semeadura, sendo que o 
valor não pode ultrapassar a exigência de graus dia da cultura. 
 
112,0 gd (Ago) + 255,0 gd (Set) + 331,7 gd (Out) + 384 gd (Nov)= 1082,7 gd 
1082,7 gd > 740,0 gd (não atende) 
 
112,0 gd (Ago)+255,0 gd (Set)+331,7 gd (Out) = 698,7 gd 
698,7 gd < 740,0 gd (OK!) 
 Se fosse somado o mês de novembro inteiro, o valor ultrapassaria os 740 
gd. Porém, o valor obtido até agora não atende a necessidade de graus-dia da 
cultura. Isto quer dizer que a colheita será realizada em algum dia de novembro. 
 
(4° passo) Para saber a data da colheita, deve-se primeiro subtrair o valor requerido 
de gd (740,0) do valor obtido no somatório (698,7). 
 
740,0 gd – 698,7 gd = 41,3 gd 
 Ou seja, ainda faltam mais 41,3 gd no mês de novembro para a cultura 
estar pronta para a colheita. Divide-se então o número de graus dias restantespelo 
valor da subtração do 1° passo para o mês de novembro. 
 
41,3 gd = 3 dias 
 12,8 
 São necessários mais três dias de novembro para se completar o número de 
graus dia requeridos pela cultura. Temos então a data de 04 de novembro como a 
mais provável para a colheita. 
 
PROBLEMAS NO CONCEITO DE GRAUS-DIA 
 
 Apesar de sua praticidade, este conceito apresenta alguns problemas: 
• Utiliza somente uma única temperatura base em todo ciclo da cultura (a 
temperatura base varia de acordo com o estágio de desenvolvimento); 
• Não considera o número de horas de insolação no dia e que o crescimento 
planta varia de acordo com a faixa de temperatura no qual a mesma está 
exposta. 
• Não leva em conta a disponibilidade de nutrientes no solo, o espaçamento 
entre plantas, a textura do solo, sua temperatura e a disponibilidade de água 
durante todo o ciclo da cultura. 
 
 32 
6. Umidade do Ar 
 
 
 A água de qualquer origem quando se transforma em vapor, seja por 
evaporação, transpiração, etc., se espalha pela atmosfera gerando o que chamamos 
de umidade do ar. Dependendo da quantidade de vapor d’água existente na 
atmosfera, essa água irá se condensar, vindo a formar as nuvens (Figura 26). 
 
 
Figura 26. Condensação do vapor d’água (nuvens). (*) 
 
 Para que ocorra a evaporação de uma quantidade qualquer de água é 
necessária uma fonte externa de calor (radiação). Durante o dia é que ocorre a 
maior disponibilidade de radiação e consequentemente a maior quantidade de água 
evaporada. À noite, porém, também ocorre a evaporação, como já foi explicado no 
capítulo anterior. 
 A atmosfera por sua vez só consegue reter água (vapor) até um 
determinado limite, que irá variar de acordo com a temperatura e a pressão. É nesse 
momento que podemos afirmar que o ar está saturado. Quanto mais quente estiver 
o ar, maior será sua capacidade de reter vapor d’água. 
 Em geral, a quantidade de vapor d’água existente na atmosfera é menor do 
que a quantidade necessária para se afirmar que o ar está saturado. Conhecendo-se 
a umidade do ar em um determinado momento (medida através de higrômetros, por 
exemplo) e a umidade de saturação, pode-se traçar uma relação percentual e se 
determinar a umidade relativa do ar. 
 
 33 
 DETERMINAÇÃO DA UMIDADE DO AR 
 
A determinação da umidade relativa do ar é realizada por meio de 
aparelhos específicos que apenas a medem, como os higrômetros e os psicrômetros 
(Figura 27), ou aparelhos que medem e registram como os higrógrafos (Figura 28). 
 
 
Figura 27. Psicrômetro. (*) 
 
 
Figura 28. Higrógrafo. (*) 
 
 34 
Existem também aparelhos que medem e registram conjuntamente a 
umidade e a temperatura do ar que são chamados de termohigrógafos. 
Os higrômetros e os higrógrafos se utilizam de materiais que possuam a 
capacidade de absorver a umidade presente no ar. Feito isso, o comprimento destes 
materiais é alterado e o valor fica indicado em uma escala. Uma mecha de cabelo 
humano é normalmente utilizada nesse tipo de aparelho. É possível também se 
encontrar higrômetro que usam sais de lítio, que tem sua condutividade alterada de 
acordo com a quantidade de água presente na atmosfera. Um amperímetro indica 
os valores em uma escala. 
O psicrômetro é um aparelho composto por dois termômetros e mede a 
umidade relativa do ar através da velocidade de evaporação da água. Ambos os 
termômetros são expostos ao ar, dentro de um abrigo meteorológico. Em um deles 
o bulbo fica envolvido em uma gaze úmida, que com evaporação da água, tem um 
resfriamento maior do que o outro. Quanto menor for a umidade existente no ar, 
maior será o resfriamento da gaze. Determina-se em uma tabela o valor da umidade 
relativa, utilizando-se o resultado da diferença de leitura entre os dois termômetros. 
Um abrigo meteorológico pode conter, entre outros aparelhos, o 
psicrômetro e o higrógrafo (Figura 29). 
 
 
Figura 29. Aparelhos dentro do abrigo meteorológico. (*) 
 
 35 
VARIAÇÃO DA UMIDADE DO AR 
 
 Durante o dia a umidade relativa do ar é menor que a registrada durante a 
noite, apesar de que, quanto maior a temperatura, maior é a capacidade do ar de 
reter vapor d’água. Isto é devido ao espalhamento do vapor na atmosfera ser maior 
com o calor. 
A diminuição da umidade relativa do ar, a partir do nascer do sol e se 
estendendo durante o decorrer do dia, é diretamente proporcional ao aumento da 
temperatura. Como esta última sofre um decréscimo a partir das 15 horas, a 
umidade relativa começa a aumentar a partir desta mesma hora. 
Durante a noite, com o resfriamento, a umidade vai aumentando até atingir 
um valor máximo, em torno de 99%. Por isso, logo de manhã, podemos presenciar 
algumas vezes a formação do nevoeiro ou do orvalho. A umidade do ar começa a 
decrescer com surgimento do Sol e com o aumento de temperatura (Figura 30). 
 
 
Figura 30. Variação da temperatura e da umidade do ar medidas no dia 04/04/2006 
no Município de Cassilândia-MS. (*) 
 Os períodos do ano que possuem maiores índices de precipitação são os 
que apresentam maiores valores de umidade relativa do ar. São estes os meses de 
dezembro a março, na maioria dos estados do Brasil. Também conforme a região, a 
umidade poderá ser maior ou menor. Nas regiões litorâneas e na Amazônia a 
umidade relativa do ar é alta (75-85%) e na região norte e nordeste a umidade 
relativa é baixa (menos de 45%). 
 
 36 
7. Ventos 
 
 
 Quando o ar está em deslocamento horizontal sobre a superfície da Terra, 
podemos afirmar que o mesmo está submetido a valores diferentes de temperatura 
e de pressão de um ponto para outro, responsáveis por este movimento. Porém, o 
atrito com a superfície, aliado ao movimento de rotação do planeta causam 
interferência neste deslocamento modificando a direção e a velocidade. Este 
movimento do ar é denominado vento. 
A variação de temperatura de uma localidade gera uma mudança na 
pressão da mesma, fazendo com que o ar se desloque horizontalmente para um 
outro local aonde a pressão esteja contrária, para buscar o equilíbrio, inciando e 
mantendo assim o vento. 
Quanto menor for a altura da massa de ar em deslocamento, maior será a 
influência do atrito com a superfície, que se dá sempre no sentido contrário da 
velocidade do vento. Próximo ao solo a velocidade do vento é igual a zero. 
 
MEDIÇÃO DO VENTO 
 
A medição do vento envolve a leitura e o registro dos seguintes 
parâmetros: direção, velocidade e força da rajada de vento. Diversos aparelhos são 
empregados para tal, sendo os mais comuns o anemógrafo (Figura 31), o 
anemômetro (Figura 32), o cata-vento e a biruta. 
 
 
Figura 31. Anemógrafo. (*) 
 
 37 
 
Figura 32. Anemógrafo. (*) 
 
 O anemômetro é utilizado para se determinar a velocidade média do vento. 
Sua instalação deve ser realizada na parte sul da área da estação meteorológica, a 
uma altura de dois metros. O anemógrafo mede e registra as diferentes velocidades 
do vento durante o dia, devendo ser instalado no mesmo local do anemômetro, só 
que a uma altura de dez metros. O catavento é utilizado para se medir a direção e a 
força do vento; deve ser instalado também na parte sul da estação meteorológica, a 
uma altura de seis metros. 
De todos os aparelhos a biruta é o mais simples, e tem por função apenas 
indicar a direção e o sentido do vento. 
 
VARIAÇÃO DA VELOCIDADE DO VENTO 
 
Devido a velocidade do vento ser diretamente proporcional aos valores do 
balanço de radiação, a mesma é maior durante o dia. Com o início da noite a 
velocidade do vento começa a diminuir. Ao nascer do sol, aonde o balanço de 
radiação passa de negativo para positivo, ocorre um período de baixas velocidades 
do vento (Figura 33). 
 
 
 38 
 
Figura 33. Variação da velocidade dovento medida no dia 14/07/2006 no 
Município de Cassilândia-MS. (*) 
 
Em um local específico que esteja sobre a influência de uma massa de ar, 
podemos analisar a velocidade do vento de acordo com a distância deste local em 
relação ao centro dessa massa. A medida em que o centro da massa de ar se 
aproxima, a velocidade do vento diminui. 
Durante o ano a velocidade do vento também irá variar de acordo com a 
região do país e com a estação do ano. De maneira geral, no Brasil, os ventos mais 
fortes ocorrerm no início da primavera e os mais fracos no início do verão. 
Chamamos de direção predominante do vento a direção em que o mesmo 
ocorre com maior freqüência, sendo que o relevo da região influi diretamente nesta 
direção. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 39 
8. Condensação da Água no Ar 
 
 
Quando o vapor de água (água em estado gasoso) que se encontra 
espalhado pela atmosfera passa para o estado líquido (formando as nuvens, os 
nevoeiros, o orvalho, a geada, etc.), pode-se dizer que o mesmo sofreu um processo 
de condensação. Uma massa de ar pode acumular uma determinada quantidade de 
vapor d’água, que quando ultrapassada da início a saturação, que irá formar a 
condensação. 
Os principais fatores responsáveis pela saturação de uma massa de ar são: a 
diminuição da temperatura do ar (quanto menor a temperatura do ar, menor a sua 
capacidade de reter vapor d’água), o aumento na quantidade de vapor d’água e/ou o 
encontro dessa massa com outra de temperatura contrária a sua, promovendo 
aumento na saturação. 
 
AS NUVENS 
 
Uma nuvem (Figura 34) é formada quando ocorre a condensação do vapor 
d’água devido a diminuição da temperatura da massa de ar. Um dos fatores 
responsáveis por esta diminuição é o aumento da altitude dessa massa. Isto ocorre 
porque o ar não é bom condutor de calor. O processo contrário também é possível, 
ou seja, a massa de ar perde altitude, aumenta de temperatura, consegue reter mais 
vapor e dissipa a nuvem. 
 
 
Figura 34. Nuvem. (*) 
 
 40 
 Vários fatores são causadores da variação da altitude da massa de ar, sendo 
os principais o relevo da superfície terrestre, eventuais barreiras físicas (Figura 35), 
o vento e a convecção de calor. 
 
 
Figura 35. Formação e dissipação de nuvens. (*) 
 
 As nuvens possuem coloração branca, vindo a mudar para tons mais ou 
menos acinzentados dependendo de quanto estão carregadas de água. Podem existir 
desde a poucos metros da superfície até quase 20 quilômetros de altitude. 
 
OS NEVOEIROS 
 
Os nevoeiros são formados por inúmeras partículas microscópicas de água 
suspensas no ar próximo à superfície do solo. Diferentemente da neblina (Figura 
36), que possui partículas maiores de água, e que causa o molhamento de tudo que 
estiver no local de sua ocorrência, o nevoeiro não consegue molhar as coisas ao seu 
redor, mas apenas restringir a visibilidade a poucos metros. 
Devido ao pequeno tamanho das partículas (menores que 60 microns), os 
nevoeiros apenas contornam os objetos sem conseguir causar molhamento. A 
radiação solar é o principal mecanismo de dissipação dos nevoeiros, que após a 
evaporação das gotículas de água, formam as nuvens de baixa altitude. 
 
 
 41 
 
Figura 36. Neblina. (*) 
 
 O ORVALHO 
 
Quando o vapor d’água presente no ar se condensa sobre uma superfície, 
devido principalmente a queda de temperatura que ocorre alguns segundos antes do 
nascer do Sol, é chamado de orvalho (Figura 37). 
As épocas do ano mais propícias à ocorrência do orvalho são o inverno e o 
outono. Pode-se mensurar a quantidade de orvalho formada e a duração do 
molhamento através de aparelhos específicos denominados orvalhômetros e 
orvalhógrafos, que possuem superfícies expostas aonde o orvalho se deposita e 
pode ser pesado e registrado. 
 
 
Figura 37. Orvalho. (Fonte: www.weatherzone.com.au) 
 
 42 
9. Geadas 
 
 
 A geada (Figura 38) é um fenômeno localizado que se origina 
principalmente quando ocorre uma queda de temperatura do ar para um valor 
abaixo de zero grau. A umidade presente no ar então se condensa e se deposita 
sobre uma superfície vegetal, do mesmo modo que o orvalho, vindo a se 
transformar em gelo. 
 
 
Figura 38. Ocorrência de geada branca sobre galhos e folhas. (Fonte: http://ian-
barton.com) 
 
Quando isto acontece, ocorre também congelamento do protoplasma das 
células da planta em que se depositou, destruindo o tecido vegetal e matando a 
mesma. Para cada espécie vegetal há uma temperatura em que o congelamento do 
protoplasma ocorrerá, sendo possível em alguns casos que o mesmo ocorra antes 
da temperatura chegar a zero grau. Outras espécies podem apresentar uma maior 
resistência ao congelamento, continuando vivas mesmo após o fenômeno ter 
ocorrido (Figura 39). 
 
 
 43 
 
Figura 39. Efeito de uma geada em bromélias (Fonte: Bromeliário Cairé, 2007). 
 
TIPOS DE GEADA 
 
 As geadas podem ser classificadas em: geada branca, geada negra e geada 
de vento e suas ocorrências irão depender da quantidade de umidade presente no ar, 
da temperatura e da presença de massas de ar em deslocamento. 
 Na geada branca, com a diminuição de temperatura e com a presença de 
certa quantidade de umidade no ar, a água que se condensa e se deposita sobre a 
superfície das plantas (formando o orvalho), vindo a congelar quando a 
temperatura atingir valores abaixo de zero grau. Pode-se dizer então que a geada 
branca é o orvalho que se congelou. A superfície vegetal adquire uma coloração 
branca, que são os cristais de gelo. 
 No caso da geada negra, também ocorre à diminuição da temperatura, 
porém o ar possui baixíssimo teor de umidade, não havendo, portanto a 
condensação. Quando a temperatura atinge valores abaixo de zero, os tecidos 
vegetais são congelados mesmo sem a presença de gelo sobre a superfície, 
causando um efeito ainda mais devastador que a geada branca. Ocorre o 
rompimento das membranas das células e a morte do vegetal. 
 Vale ressaltar que a geada branca e a geada negra ocorrem em geral com a 
presença de uma massa de ar de origem polar sobre a região, sem a presença de 
ventos e em noites sem nuvens. 
 Também pode ocorrer um tipo de geada que, mesmo a temperatura do ar 
estando um pouco acima de zero grau, a umidade estiver baixa e houver a presença 
de vento, promove a desidratação dos tecidos vegetais, causando a sua morte. Este 
tipo de geada é denominada geada de vento e sua principal causa são as massas de 
ar polar em deslocamento. 
 
 
 44 
PREVISÃO DE GEADAS 
 
 É possível com algumas observações e utilizando-se de alguns artifícios, 
prever com razoável segurança a ocorrência de uma geada branca ou negra. 
No dia em que se deseja verificar a possibilidade ou não de ocorrer a 
geada, deve-se realizar inicialmente as seguintes verificações: 
• Determinar durante o dia a velocidade média do vento através de algum 
aparelho ou estação meteorológica. Velocidades menores que 1,0 m/s são 
valores indicativos; 
• Verificar também no decorrer do dia os valores de umidade relativa e se a 
temperatura do ar apresenta valores baixos. 
• Observar se há ausência de nuvens, o que é também um fator indicativo. 
Caso sejam observados valores baixos de velocidade do vento, temperatura 
baixa e céu limpo e sem nuvens, que são indicativos de uma possível geada, deve-
se iniciar uma segunda etapa de medições, agora com a utilização dos termômetros 
de um psicrômetro. 
A partir do final do dia, inicia-se a leitura dos termômetros de bulbo seco e 
bulbo úmido a cada uma hora, colocando-se os valores encontrados no gráfico de 
Belfort de Matos (Figura 40) e avaliando os resultados obtidos. Este gráfico está 
dividido em três zonas: zona livre de geada, zona de geada provável e zona de 
geada certa. 
 
 
Figura 40. Gráfico de Belfort de Matos (Fonte: Tubelise Nascimento, 1980). 
 
 45 
 Cotando-se as leituras dos termômetros de bulbo seco e de bulbo úmido no 
gráfico, iremos encontrar um ponto dentro de uma das três zonas já descritas. Se o 
ponto encontrado estiver dentro da zona de geada provável deve-se repetir as 
leituras do psicrômetro por toda a noite e madrugada e acompanhar o seu 
desenvolvimento. 
 
MECANISMOS PARA COMBATER A GEADA 
 
 Infelizmente nada pode ser feito de concreto para se tentar combater ou 
evitar a geada. Porém algumas medidas podem ser tomadas para tentar amenizar os 
seus danos: 
• Acionar o sistema de irrigação por aspersão durante a noite com geada 
prevista na área a ser atingida pode minimizar os efeitos da geada nas 
plantas, pois a água ao congelar libera calor para o ar, reduzindo o 
resfriamento; 
• Aquecer o local com o uso de pequenas fogueiras, produzindo a fumaça, 
que leva calor para as áreas mais baixas da lavoura. 
 
MEDIÇÃO DA GEADA 
 
 Pode-se quantificar a intensidade da geada determinando-se a temperatura 
mínima atingida (temperatura mínima de relva), com o uso de um termômetro 
especial instalado na superfície do solo, chamado de termômetro de relva (Figura 
41). 
 
Figura 41. Termômetro de relva (Fonte: Escola Superior Agrária de Coimbra, 
2007). 
 
 46 
10. Precipitação 
 
 
A precipitação, em todas as suas formas de ocorrência (chuva, granizo e 
neve), é o fenômeno meteorológico responsável pela recarga de água na Terra. 
Podem-se classificar as precipitações em frontais, orográficas e convectivas. 
• Precipitações frontais: são aquelas que ocorrem devido à entrada, em uma 
região, de massas de ar de origem polar. 
• Precipitações orográficas: ocorrem em locais em que o relevo apresente 
grandes variações de altitude. 
• Precipitações convectivas: ocorrem em geral nas épocas mais quentes do 
ano. 
 
FORMAÇÃO DAS CHUVAS 
 
 Uma nuvem é composta de vapor d’água que se condensou e que se 
mantém suspenso na atmosfera, devido a pequena dimensão de suas gotículas. 
Essas gotículas, que possuem menos de 20 microns, ficam sujeitas a força de 
correntes ascendentes de ar, que as mantém nessa posição. Porém ficam também 
sujeitas a ação da gravidade. 
 Se essas gotículas começarem aumentar de tamanho, a força da gravidade 
será maior que a das correntes ascendentes, as fazendo irem de encontro com a 
superfície terrestre, originando a chuva (Figura 41). 
 
 
Figura 41. Chuva. (*) 
 
 47 
Isto se deve primeiramente ao aumento do vapor d’água em uma nuvem. 
Com isso, as gotículas já existentes começam a aumentar de tamanho devido ao 
contato de suas superfícies externas com as novas gotículas, num processo 
chamado de difusão. 
Ao atingir um determinado tamanho essas gotículas começam a se chocar 
entre si, devido à turbulência do ar dentro da nuvem, dando início a queda das 
gotículas maiores e o conseqüente choque com outras, por conta da força da 
gravidade. 
 
MEDIÇÃO DA PRECIPITAÇÃO 
 
A medição da quantidade de água precipitada é realizada pelo 
pluviômetro e a medição e o registro pelo pluviógrafo (Figura 42). 
 
 
Figura 42. Pluviômetro (A) e pluviógrafo (B). (*) 
 
A leitura realizada por estes aparelhos corresponde à espessura da 
camada de água, em milímetros (mm) que incidiu sobre a superfície do solo, 
considerando o mesmo totalmente plano, e não havendo evaporação, infiltração e 
nem escoamento superficial (Figura 43). 
 
 
 48 
 
Figura 43. Representação da espessura da camada de água. (*) 
 
Denomina-se intensidade de precipitação a espessura da camada de água 
por unidade de tempo, em mm/h ou mm/min. 
 
VARIAÇÃO DA PRECIPITAÇÃO 
 
 As diferentes massas de ar que atuam no Brasil fazem com que a variação e 
a distribuição da precipitação sejam diferentes dependendo da região. A região 
nordeste do país (sujeita a uma massas de ar quente e seca, oriunda da África) é a 
mais deficiente em chuvas, apresentando uma média anual menor que 1000 mm de 
água. Em contrapartida, na Amazônia (sujeita a massa de ar equatorial continental), 
encontramos as maiores médias anuais, ultrapassando em certas épocas os 3000 
mm anuais. Outras regiões (sujeitas a massas de ar polar) apresentam valores 
intermediários. 
 Nos litorais do país apresentam altos valores anuais de precipitação, devido 
às massas de ar que após chegar nesta região, se deparam com as serras e geram as 
precipitações orográficas. 
 
 
 
 
 49 
11. Massas de Ar 
 
 
Uma massa de ar é um grande volume de ar que possui a mesma temperatura, 
pressão e umidade em toda sua extensão, tanto vertical como horizontalmente. 
Pode estar em repouso ou deslocando-se sobre a superfície da Terra, trazendo todas 
as características de sua região de origem. 
O ar está em constante movimento devido às diferenças de pressão 
atmosférica entre um local e outro. Com este movimento, o ar tenta igualar as 
pressões, transportando dos pontos de maior para os de menor valor. Ao passar por 
um determinado ponto, a massa de ar em movimento encontra a massa de ar local e 
interage com ela, alterando o estado do tempo neste lugar. 
O aparelho utilizado para se medir a pressão do ar é o barômetro, e para 
medir e registrar é o barógrafo (Figura 44). 
 
 
Figura 44. Barômetro (A) e barógrafo (B). (*) 
 
Como a temperatura do ar varia de um local para outro, devido às diferenças 
da incidência da radiação na superfície, são formadas áreas de alta e baixa pressão 
atmosférica, que fazem as massas de ar se deslocar. Elas vão de áreas com menores 
temperaturas, onde a pressão atmosférica é alta para áreas de maior temperatura, 
onde a pressão atmosférica é baixa. 
 
 
 50 
Na região ao redor do equador, aonde as latitudes são menores, o ar com 
temperatura mais alta eleva-se na atmosfera, gerando uma área de baixa pressão 
chamada de área ciclonal, e que é recebedora de massas de ar. Já nas áreas com 
latitudes menores (polares e subtropicais), o ar possuindo menores temperaturas 
desce na atmosfera e gera uma área de alta pressão denominada de área 
anticiclonal, que é dispersora de massas de ar. 
As massas de ar podem ser classificadas em: massa de ar equatorial, massa de 
ar polar, massa de ar tropical, massa de ar ártica e massa de ar antártica. 
 
NOMENCLATURA DAS MASSAS DE AR 
 
 A seguinte nomenclatura é utilizada para descrever uma massa de ar: 
 
 
 O quadro abaixo apresenta as siglas utilizadas para classificação das 
massas de ar: 
 
Quadro 1. Siglas utilizadas para classificação das massas de ar. 
Massa de ar sigla Local de formação sigla Temperatura sigla 
equatorial E 
polar P Continental c Quente k 
tropical T 
ártica A Marítima m Fria m 
antártica A 
 
 Em relação à temperatura da massa de ar em movimento, devemos 
considerar também qual a temperatura da massa de ar que está no local, e verificar 
se ela está mais quente ou mais fria. 
Por exemplo, para uma massa de ar tropical continental quente, devemos 
utilizar a seguinte nomenclatura: 
 
 
 51 
 
 
ENCONTRO DE MASSAS DE AR 
 
 Quando duas massas de ar se encontram, não ocorre a mistura entre elas, 
mas sim o deslocamento de uma devido a intensidade da outra, deixando o tempo 
no local sujeito as características desta. Este ponto de contato entre as massas de ar 
é chamado de frente, que pode ser fria ou quente. 
A frente fria ocorre quando a massa de ar que está avançando é fria e 
empurra o ar quente. Pelo fato de ser mais densa que a massa de ar quente, esta 
última é forçada a elevar-se na atmosfera, gerando as nuvens. A temperatura local 
diminui podendo provocar chuvas e trovoadas (Figura 45). 
 
 
Figura 45. Frente fria. (*) 
 
A frente quente: ocorre quando a massa de ar que está avançando é quente 
e empurra o ar frio. Neste caso o ar frio não irá subir na atmosfera,mas sim fazer 
uma espécie de “rampa” para o ar quente, fazendo-o subir. A temperatura local 
aumenta, juntamente com a quantidade de nuvens. (Figura 46) 
 
 
 52 
 
Figura 46. Frente quente. (*) 
 
MASSAS DE AR QUE ATUAM NO BRASIL 
 
 O Brasil está sujeito as seguintes massas de ar em seu território: Equatorial, 
Equatorial Continental, Tropical Atlântica, Tropical Continental e Polar Atlântica. 
• Massa Equatorial: atua na parte litorânea do Nordeste e da Amazônia em 
parte do ano e tem por característica ser quente e úmida. 
• Massa Equatorial Continental: atua na parte noroeste da Amazônia quase o 
ano todo e tem por característica ser quente e úmida. 
• Massa Tropical Atlântica: atua na parte litorânea do Brasil e tem por 
característica ser quente e úmida. 
• Massa Tropical Continental: atua em pequena parte do Brasil e tem por 
característica ser quente e seca. 
• Massa Polar Atlântica: entra no Brasil sob a forma de frente fria no inverno 
provocando chuvas e queda de temperatura e tem por característica ser fria 
e úmida. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 53 
12. Evaporação 
 
 
No processo de evaporação da água de uma superfície, seja do solo, do 
mar, de lagos ou de qualquer outro curso d’água, a mesma sai lentamente do estado 
líquido e se transforma em vapor d’água, sem que a temperatura tenha atingido o 
ponto de ebulição (no caso da água, 100 °C). Como já foi visto anteriormente, este 
vapor vai ascender na atmosfera e dependendo da temperatura poderá se condensar 
e formar as nuvens, e posteriormente voltar à superfície na forma de uma 
precipitação. 
O principal fator responsável pela evaporação da água de uma superfície é 
a radiação solar, seguido da temperatura, do vento e da quantidade de vapor d’água 
presente na atmosfera. Segundo Tubelis e Nascimento (1980), para se evaporar 1 
grama de água da superfície são necessários em média 590 calorias, que durante o 
dia provém do balanço positivo de radiação e durante a noite dos fluxos de calor do 
solo e do ar. 
O vento tem grande influência na evaporação, pois substitui o ar úmido que 
se encontra sobre uma superfície líquida por ar mais seco, que irá buscar o 
equilíbrio com a mesma, intensificando assim a transformação do líquido em vapor 
d’água. Até certo ponto, que irá depender de cada caso, quanto maior for a 
velocidade do vento maior será a taxa de evaporação. 
 
MECANISMOS DE MEDIÇÃO DA EVAPORAÇÃO 
 
 Existem diversos equipamentos utilizados para medir a evaporação, sendo 
os mais comuns os atmômetros (Figura 47) e os tanques evaporímetros (Figura 48). 
 No atmômetro de Pichê, um papel filtro de pouco mais de 3,2 cm de 
diâmetro é colocado sob uma coluna d’água e preso por uma mola, tornando-se 
úmido. A passagem de água através do papel só ocorre a medida que a mesma é 
evaporada de sua superfície para a atmosfera. Já o tanque evaporímetro “Classe A” 
apresenta uma superfície livre de água, que evapora diretamente para atmosfera. 
 
 
 54 
 
Figura 47. Atmômetro de Pichê. (*) 
 
 
Figura 48. Tanque evaporímetro “Classe A”. (*) 
 
 Como o atmômetro é instalado dentro do abrigo meteorológico (vide 
Figura 27), ao contrário do tanque “Classe A”, ele não fica sobre a influência da 
radiação solar direta e difusa e nem da ação dos ventos, medindo os milímetros de 
 
 55 
água evaporada a sombra. Além disso, o tanque evaporímetro sofre também 
influência da cobertura do solo no qual está instalado e da faixa de bordadura. Uma 
tabela é utilizada para ajustar as leituras para cada situação. 
 
 
TANQUE EVAPORÍMETRO “CLASSE A” 
 
 Esse tanque é feito de metal (chapa galvanizada n° 22), deve ser cheio de 
água limpa até 5,0 centímetros da borda superior, possui a forma circular, com 
diâmetro de 121 centímetros e com altura de 25,4 centímetros. É instalado sobre 
um estrado de madeira pintado de branco, de mesma altura do tanque. 
 Somente é permitida uma variação máxima de 25 milímetros de água 
evaporada, sendo necessário neste momento completar o tanque com água até valor 
inicial. As leituras dos milímetros de água evaporada são realizadas por meio de 
micrômetro de gancho colocado dentro de um poço tranqüilizador. Um termômetro 
flutuante é colocado também para fornecer a temperatura na água (Figura 49). 
 
 
Figura 49. Micrômetro de gancho e termômetro. (*) 
 
A medição da evaporação é realizada diariamente, sempre no mesmo horário. 
O poço tranqüilizador tem a função de impedir que a água oscile devido ao vento 
no momento da leitura, comprometendo-a. A limpeza do tanque deve ser realizada 
periodicamente e a área onde ele fica instalado deve ser cercada, para evitar que 
animais bebam a água, gerando informações errôneas. 
 
 56 
13. Evapotranspiração 
 
 
A evapotranspiração é um processo de fundamental importância para as 
operações de manejo de sistemas de irrigação, devendo ser determinada com 
bastante critério para evitar erros na reposição de água para as culturas. Assim 
como a transpiração das plantas, a evapotranspiração varia de acordo com o 
desenvolvimento da cultura, que em geral apresenta seu valor máximo no início da 
floração. 
 
TRANSPIRAÇÃO DAS PLANTAS 
 
 Para poder retirar os nutrientes do solo, a planta necessita absorver também 
grandes quantidades de água. Parte desta água (menos de 2 %) tem o objetivo de 
atender as necessidades fisiológicas da planta (constituição de órgãos, transporte de 
gases e solutos, compor a fotossíntese, a hidrólise dos açucares, etc.) e o restante é 
transpirada. 
 A transpiração é importante na planta, pois mantém a sua turgidez, 
promove a refrigeração da folha e leva os nutrientes para o ápice da mesma. Este 
processo ocorre da seguinte maneira: a água evapora para os espaços intercelulares 
das plantas; destes espaços então ocorre a difusão da mesma sob a forma de vapor 
para a atmosfera. O estômato é o órgão responsável por mais de 80% da 
transpiração nas plantas. 
 
EVAPOTRANSPIRAÇÃO POTENCIAL E REAL 
 
 Quando uma cultura se encontra em pleno desenvolvimento vegetativo, em 
perfeita harmonia com a temperatura, umidade, insolação e demais componentes 
atmosféricos locais, com a superfície do solo totalmente coberta e estando este em 
condições ideais de umidade para a cultura, a água perdida pelo conjunto 
evaporação e transpiração é denominada de evapotranspiração potencial. 
 Na prática esta é uma situação que raramente ocorre, pois, alguns dos 
fatores acima descritos, podem não estar em condições favoráveis à cultura, além 
do que a mesma pode não se encontrar em pleno desenvolvimento vegetativo. 
Nesse caso a evapotranspiração é denominada de evapotranspiração real. 
 
 57 
Ocorrendo a evapotranspiração potencial, a reposição de água pela 
irrigação deve atender a máxima perda de água da cultura, caso contrário à 
reposição deve atender apenas a quantidade perdida no processo. 
 
DETERMINAÇÃO DA EVAPOTRANSPIRAÇÃO 
 
A evapotranspiração pode ser determinada através de medidas diretas e 
medidas indiretas. Para se realizar as medidas diretas podemos utilizar, entre outros 
métodos, os lisímetros e o balanço hídrico de campo. As medidas indiretas são 
realizadas através de equações, por gravimetria e pelos evaporímetros. 
 
LISÍMETRO 
 
O lisímetro é um tanque enterrado no solo, cheio do mesmo, vegetado, e que 
utiliza um sistema de pesagem (com balança) ou um sistema de drenagem (com 
poço coletor) para determinar a evapotranspiração. 
Nos lisímetros de pesagem (Figura 50), os tanques cheios de solo são 
instalados sobre balanças. Estando o solo dentro do tanque em capacidade de 
campo, pode-se determinar a evapotranspiração pela perda de peso do tanque, que 
podia ser medida na balança mecânica em um câmara subterrânea especial 
localizada ao lado do lisímetro, em intervalos pré-definidos. Atualmente balanças 
digitaisfacilitam este trabalho, podendo ser acopladas diretamente em 
computadores ou data loggers. 
 
 
Figura 50. Lisímetro de pesagem. (*) 
 
 58 
Utiliza-se a seguinte expressão para se determinar a evapotranspiração: 
 
Evapotranspiração (mm) = variação do peso do tanque (kg) 
 Área do tanque (m²) 
 
Este tipo de equipamento apresenta um elevado custo de instalação, e 
demanda de muitos cuidados na operação, sendo utilizado na maioria das vezes por 
universidades e institutos de pesquisa. 
No lisímetro de drenagem (Figura 51), a quantidade de água que ultrapassa o 
valor da capacidade de campo é drenada no fundo do tanque e conduzida para um 
poço coletor, aonde é medida em um recipiente graduado. Devem ser instalados em 
conjuntos de pelo menos três aparelhos. Necessitam de um sistema de irrigação que 
deve ser acionado em intervalos de quatro a cinco dias, e que a vegetação externa, 
seu espaçamento e sua densidade populacional sejam a mesma da que está 
instalada dentro do tanque. A borda superior do tanque deve permanecer cinco 
centímetros para fora do solo. 
 
 
Figura 51. Lisímetro de drenagem. (*) 
 
A equação utilizada para determinar a evapotranspiração nesse tipo de 
tanque é: 
ET = P + (I – D) 
 A 
 
 
 
 59 
Onde, 
ET = evapotranspiração máxima (mm); 
P = quantidade de água precipitada (mm); 
D = quantidade de água drenada e coletada no tanque (litros); 
A = área do tanque (m²). 
A grama Batatais (Paspalum notatum Flugge) é utilizada com mais 
freqüência em lisímetros no Brasil por apresentar um evapotranspiração bastante 
uniforme durante todo o ano. 
 
BALANÇO HÍDRICO DE CAMPO 
 
Este método de determinação da evapotranspiração se baseia no princípio da 
conservação de massa. Nele é realizada a contabilidade da quantidade de água que 
entra e que sai do solo, que é um reservatório de água para as culturas. Para aplicá-
lo de maneira simplificada deve-se utilizar a seguinte expressão: 
 
Evapotranspiração (mm) = Irrigação (mm) + Precipitação (mm) ± Variação no 
armazenamento de água do solo (cm3/cm3) 
 
EVAPOTRANSPIRAÇÃO DETERMINADA POR MEIO DE EQUAÇÕES 
 
Uma grande quantidade de fórmulas é utilizada para se determinar a 
evapotranspiração, porém apenas poucas delas possuem a praticidade necessária 
para o uso em situações comuns do dia a dia, por necessitarem de informações 
disponíveis apenas com o uso de aparelhos caros e sofisticados. 
Por outro lado, as equações mais simples não possuem a confiabilidade e a 
precisão das anteriores, servindo em muitos casos apenas de parâmetro em 
situações onde não se dispõem de informações mais detalhadas. 
Algumas dessas equações, descritas por Tubelis e Nascimento (1980) são 
apresentadas abaixo: 
 
• Equação de Thornthwaite 
 
ETp = 16 . D . (10.T / I)a 
Onde, 
ETp = evapotranspiração potencial (mm/mês); 
D = fator de ajuste que leva em consideração o dia do mês e a duração do brilho 
solar; 
 
 60 
T = temperatura média mensal do ar (°C); 
I = índice de calor anual. 
 12 
I = Σ i i = (T / 5)1,514 
 1 
a = 0,675 . 10-6 . I3 - 0,771 . 10-4 . I2 + 1,792 . 10-2 . I + 0,49239 
 
 
• Equação de Hargreaves 
 
ETp = MF (1,8.T + 32). CH 
Onde, 
ETp = evapotranspiração potencial (mm/mês); 
MF = valor tabelado que depende da latitude; 
T = temperatura média mensal do ar (°C); 
UR = umidade relativa média mensal (%). 
CH= 0,158 (100 – UR)0,5 (se CH > 1,0, adota-se: CH=1,0) 
 
• Equação de Garcia-Lopez 
 
Etp = 1,21.10x . (1 - 0,01.UR) + 0,21.T – 2,30 
Onde, 
ETp = evapotranspiração potencial (mm/dia); 
T = temperatura média mensal do ar (°C); 
UR = umidade relativa média mensal (%). 
X = (7,45 . T) / (234,7 + T) 
 
• Equação de Jensen-Haise 
 
ETp = (0,078 + 0,0252 . T) RS 
Onde, 
ETp = evapotranspiração potencial (mm/dia); 
T = temperatura média mensal do ar (°C); 
RS = radiação solar global (mm/dia). 
 
 
 
 
 
 61 
14. Balanço Hídrico do Solo 
 
 
O balanço hídrico do solo é um método de cálculo utilizado para determinar 
qual foi o armazenamento de água em um solo em um ano específico, 
contabilizando todas as entradas de água, por precipitação ou irrigação, e todas as 
saídas de água por evapotranspiração. Com isso podemos conhecer qual foi a 
disponibilidade de água em um solo, de acordo com o seu tipo e a cultura nele 
cultivada. 
Cada tipo de solo possui sua capacidade de armazenamento (capacidade de 
campo) que, quando atingida, faz com que a água que estiver em excesso seja 
percolada ou ocorra o escoamento superficial da mesma. A máxima capacidade de 
retenção de água de um solo, de acordo com a vegetação (em pleno 
desenvolvimento) nele cultivada é um valor tabelado que deve ser definido no 
início do cálculo do balanço hídrico. 
A metodologia utilizada para o cálculo do balanço hídrico foi desenvolvida 
por Thornthwaite e Matter em 1955 e utiliza as informações de precipitação total 
mensal (mm), evapotranspiração potencial total mensal (mm) e temperatura média 
mensal (°C) de uma região. Para se compreender como é realizado o cálculo do 
balanço hídrico, será desenvolvido um exemplo passo a passo. O Quadro 2 
apresenta os dados de temperatura, evapotranspiração e precipitação mensais de 
um município. 
 
Quadro 2. Dados de temperatura (T), evapotranspiração (EP) e precipitação (P). 
Mês T EP P 
 °C ----- mm ---- 
JAN 21,7 101 272 
FEV 22,1 93 192 
MAR 20,9 87 174 
ABR 19,8 78 73 
MAI 17,5 54 41 
JUN 16,3 45 28 
JUL 15,8 44 23 
AGO 17,7 58 25 
SET 19,0 68 72 
OUT 20,4 86 126 
NOV 20,9 91 213 
DEZ 21,1 98 296 
 
 62 
O Quadro 3 apresenta o modelo da planilha que deve ser utilizada no 
cálculo do balanço hídrico. 
 
Quadro 3. Planilha de cálculo do balanço hídrico. 
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC 
 °C --- mm --- ----- mm ---- 
JAN 
FEV 
MAR 
ABR 
MAI 
JUN 
JUL 
AGO 
SET 
OUT 
NOV 
DEZ 
Total 
 
(1° passo) Colocar os dados de temperatura (T), evapotranspiração (EP) e 
precipitação (P) na planilha e calcular a coluna P-EP (Quadro 4). 
 
Quadro 4. Cálculo da coluna P-EP. 
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC 
 °C --- mm --- ----- mm ---- 
JAN 21,7 101 272 171 
FEV 22,1 93 192 99 
MAR 20,9 87 174 87 
ABR 19,8 78 73 -5 
MAI 17,5 54 41 -13 
JUN 16,3 45 28 -17 
JUL 15,8 44 23 -21 
AGO 17,7 58 25 -33 
SET 19,0 68 72 4 
OUT 20,4 86 126 40 
NOV 20,9 91 213 122 
DEZ 21,1 98 296 198 
Total 903 1535 632 
 
 
 63 
A coluna P–EP corresponde ao valor da precipitação média subtraída o da 
evapotranspiração média, ambos do mês em questão. Exemplo: 
Mês T EP P P-EP Cálculo: 
MAR 20,9 87 174 87 P - EP = 174 - 87 = 87 
 ABR 19,8 78 73 -5 P - EP = 73 - 78 = -5 
 
(2° passo) Calcular a negativa acumulada (N) e o armazenamento (ARM) (Quadro 
5). 
 
Quadro 5. Cálculo das colunas N e ARM. 
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC 
 °C --- mm --- ----- mm ---- 
JAN 21,7 101 272 171 0 100 
FEV 22,1 93 192 99 0 100 
MAR 20,9 87 174 87 0 100 
ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 
MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 
JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 
JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 
AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 
SET 19,0 68 72 4 -81 44 
OUT 20,4 86 126 40 -17 84 
NOV 20,9 91 213 122 0 100 
DEZ 21,1 98 296 198 0 100 
Total 903 1535 632 
 Primeiramente deve-se determinar qual é a capacidade máxima de retenção 
de água no perfil do solo. Para o nosso caso vamos considerar que o 
armazenamentode água disponível é de 100 mm. 
A negativa acumulada deve ser calculada em conjunto com a determinação 
do valor do armazenamento (ARM), que é tabelado (Tabela 5). Sempre que o valor 
encontrado na coluna P-EP for positivo, o valor da coluna N (negativa acumulada) 
do mês em questão será igual à zero. Consequentemente entra-se na Tabela 5 e se 
determina o valor da coluna ARM (armazenamento), que para N=0, sempre será 
igual a 100. Exemplo: 
Mês P-EP N ARM Cálculo: 
JAN 171 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5) 
FEV 99 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5) 
Em alguns balanços isto pode não ocorrer, mas, no primeiro mês em que o 
valor de precipitação for menor do que o da evapotranspiração potencial e 
 
 64 
consequentemente o valor da coluna P-EP der negativo, após terem ocorrido 
valores positivos, o valor de N será igual ao de P-EP. 
 No mês seguinte, o valor de N será igual ao valor de P-EP somado ao valor 
de N do mês anterior. Conseqüente entra-se na Tabela 7 e se determina o valor de 
ARM correspondente. Isto deve ser repetido para os próximos meses se o valor de 
P-EP for negativo. Exemplo: 
Mês P-EP N ARM Cálculo: 
MAR 87 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5) 
ABR -5 -5 95 P-EP = (-) → N= P-EP = -5 → ARM = 95 (Tabela 5) 
MAI -13 -18 83 P-EP = (-) → N (atual) = P-EP (atual) + N (anterior) 
N (atual) = -13 + (-5) = -18 → ARM = 83 (Tabela 5) 
JUN -17 -35 70 P-EP = (-) → N (atual) = P-EP (atual) + N (anterior) 
 N (atual) = -17 + (-18) = -35 → ARM = 70 (Tabela 5) 
 Se os valores de P-EP voltarem a se tornar positivos, deve-se fazer uma 
mudança na maneira de fazer o cálculo da coluna N e ARM. Determina-se 
primeiramente o valor da coluna ARM, somando o valor positivo de P-EP do mês 
em questão com o valor do ARM do mês anterior. Entra-se na Tabela 5 com o 
valor do ARM para encontrar N. Quando encontrar mais de um valor de ARM, 
utiliza-se o mais negativo. 
Se a soma do valor positivo de P-EP do mês em questão com o valor do 
ARM do mês anterior for maior ou igual a 100, adota-se este valor para ARM e 
zero para N. Exemplo: 
Mês P-EP N ARM Cálculo: 
AGO -33 -89 40 
SET 4 -81 44 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior) 
ARM (atual) = 4 + 40 = 44 → N = -81 (Tabela 5) 
OUT 40 -17 84 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior) 
ARM (atual) = 40 + 44 = 84 → N = -17 (Tabela 5) 
NOV 122 0 100 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior) 
ARM (atual) = 122 + 84 >100 (adota-se ARM=100) → N = 0 
DEZ 198 0 100 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior) 
ARM (atual) = 198 + 100 >100 (adota-se ARM=100) → N = 0 
 
(3° passo) Calcular a alteração (ALT) e a evapotranspiração real (ER) (Quadro 6). 
A coluna ALT corresponde à diferença do mês em questão e o mês 
anterior dos valores de armazenamento. Considera-se que o mês anterior ao mês de 
janeiro, na coluna ARM, possui o mesmo valor de dezembro, no caso 100. 
Portanto o primeiro valor de ALT é zero. 
Utiliza-se a seguinte regra para o cálculo da evapotranspiração real (ER): 
Se P - EP > 0 → ER = EP 
 
 65 
Se P - EP < 0 → ER = P + | ALT |* 
 
* os valores de ALT devem estar em módulo. 
 
Quadro 6. Cálculo das colunas ALT e ER. 
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC 
 °C --- mm --- ----- mm ---- 
JAN 21,7 101 272 171 0 100 0 101 
FEV 22,1 93 192 99 0 100 0 93 
MAR 20,9 87 174 87 0 100 0 87 
ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 -5 78 
MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 -12 53 
JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 -13 41 
JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 -14 37 
AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 -16 41 
SET 19,0 68 72 4 -81 44 4 68 
OUT 20,4 86 126 40 -17 84 40 86 
NOV 20,9 91 213 122 0 100 16 91 
DEZ 21,1 98 296 198 0 100 0 98 
Total 903 1535 632 0 874 
 
(4° passo) Calcular os valores de deficiência de água do solo (DEF) e da 
quantidade de água disponível no solo (EXC) (Quadro 7). 
 
Quadro 7. Balanço hídrico totalmente calculado. 
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC 
 °C --- mm --- ----- mm ---- 
JAN 21,7 101 272 171 0 100 0 101 0 171 
FEV 22,1 93 192 99 0 100 0 93 0 99 
MAR 20,9 87 174 87 0 100 0 87 0 87 
ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 -5 78 0 0 
MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 -12 53 1 0 
JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 -13 41 4 0 
JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 -14 37 7 0 
AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 -16 41 17 0 
SET 19,0 68 72 4 -81 44 4 68 0 0 
OUT 20,4 86 126 40 -17 84 40 86 0 0 
NOV 20,9 91 213 122 0 100 16 91 0 106 
DEZ 21,1 98 296 198 0 100 0 98 0 198 
Total 903 1535 632 0 874 29 661 
 
 66 
Regra para determinar DEF: 
Se P - EP > 0 → DEF = 0 
Se P - EP < 0 → DEF = EP – ER 
 
Regra para determinar EXC: 
Se P - EP > 0 → EXC = ( P - EP ) - ALT 
Se P - EP < 0 → EXC = 0 
 
CONFERÊNCIA DOS RESULTADOS 
 Para verificar se os cálculos foram executados com exatidão, realizam-se 
as seguintes conferências: 
• Σ P = Σ EP + Σ (P – EP) → 1535 = 903 + 632 →1535 = 1535 (OK) 
• Σ ALT = ZERO → 0 = 0 (OK) 
• Σ EP = Σ ER + Σ DEF → 903 = 874+ 29 → 903 = 903 (OK) 
• Σ P = Σ ER + Σ EXC → 1535 = 874+ 661→ 1535 = 1535 (OK) 
 
REPRESENTAÇÃO GRÁFICA DO BALANÇO HÍDRICO 
 
 Traçando-se o gráfico do balanço hídrico (Figura 52) com os valores de P, 
EP e ER, pode-se melhor visualizar as épocas de excesso e de deficiência de água 
no solo. 
 
 
Figura 52. Representação gráfica do balanço hídrico. (*) 
 
 67 
15. Classificação Climática de Köppen 
 
 
 Para melhor se compreender a distribuição do clima na Terra, utilizamos a 
classificação climática proposta por Wilhelm Köppen, que dividiu o globo terrestre 
em cinco zonas principais, após ter estudado a vegetação em conjunto com os 
valores de precipitação e temperatura. 
 As cinco zonas climáticas de Köppen são: Clima Tropical Chuvoso (Zona 
A), Clima Seco (Zona B), Clima Temperado Chuvoso (Zona C), Clima Boreal 
(Zona D) e Clima Polar (Zona E). 
 
CLIMA TROPICAL CHUVOSO (ZONA A) 
 
Esta é uma região tropical chuvosa praticamente sem inverno aonde a 
temperatura media do mês mais frio nunca é menor que 18 oC, que se localiza entre 
0° e 25o de latitude S e 0° e 25o de latitude N (Figura 53). 
 
 
Figura 53. Zona A. (*) 
 
CLIMA SECO (ZONA B) 
 
Localiza-se aproximadamente nas latitudes de 30o N e 30o S. É na Zona B 
que ocorre uma das maiores áreas desértica da Terra, com elevados valores de 
evapotranspiração e baixas quantidades de precipitação (Figura 54). 
 
 68 
 
Figura 54. Zona B. (*) 
 
CLIMA TEMPERADO CHUVOSO (ZONA C) 
 
Esta região se localiza entre as latitudes de 30o e 60° N ou S (Figura 55). 
Nele a temperatura média do mês mais frio varia de -3 °C até 18 °C. 
 
 
Figura 55. Zona C. (*) 
 
CLIMA BOREAL (ZONA D) 
 
Localiza-se apenas entre as latitudes de 60o e 70° N (Figura 56), aonde a 
temperatura sofre uma grande variação. No mês mais quente a temperatura é maior 
ou igual 10 oC e a e no mais frio é menor que –3 oC. 
 
 69 
 
Figura 56. Zona D. (*) 
 
CLIMA POLAR (ZONA E) 
 
 A Zona E encontra-se acima das latitudes 70° N e S (Figura 57), não 
havendo a presença de vegetação. 
 
 
Figura 57. Zona E. (*) 
 
GUIA PARA CLASSIFICAÇÃO CLIMÁTICA DE KÖPPEN 
 
 Para facilitar a realização da classificação climática proposta por Wilhelm 
Köppen, será apresentado um roteiro passo a passo. 
 
(1° passo) De posse das latitudes que limitam o local que se deseja realizar a 
classificação de Köppen, verificar preliminarmente em qual zona ele se encaixa. 
 
 70 
 
(2° passo) Fazer a identificação o tipo do clima, se é seco, úmido ou de neve. Para 
isso é necessário conhecer a temperatura média anual (tma) e a precipitação total 
anual (pta) da região. O Quadro 8 apresenta as condições para classificação. 
Observação: Deve-se converter ao valor da precipitação total anual que é em 
milímetros para centímetros. 
 
Quadro 8. Condições

Outros materiais