APOSTILA CLIMATOLOGIA E METEOROLOGIA ESPINOLA-SAULO

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SERVIÇO PÚBLICO FEDERAL 
MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO 
UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO SEMI-ÁRIDO - UFERSA 
 
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS E TECNOLÓGICAS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Dr. José Espínola Sobrinho 
Prof. Dr. Saulo Tasso Araújo da Silva 
 
Sumário 
 
SUMÁRIO 
 
 
Introdução ....................................................................................................................... 
UNIDADE I - Conceitos gerais ...................................................................................... 
UNIDADE II - O globo terrestre e as relações Terra-Sol ............................................... 
UNIDADE III - Organização e funcionamento das estações meteorológicas ................ 
UNIDADE IV - Radiação solar e terrestre ..................................................................... 
UNIDADE V - Temperatura do ar e do solo .................................................................. 
UNIDADE VI - Umidade do ar ..................................................................................... 
UNIDADE VII - Pressão atmosférica ........................................................................... 
UNIDADE VIII - Estudo dos ventos ............................................................................. 
UNIDADE IX - Condensação e precipitação pluviométrica .......................................... 
UNIDADE X - Evaporação e evapotranspiração .......................................................... 
UNIDADE XI - Balanço hídrico do solo pelo método climatológico ........................... 
UNIDADE XII - Classificações climáticas ................................................................... 
UNIDADE XIII - Introdução ao Sensoriamento Remoto ............................................ 
ANEXOS ........................................................................................................................ 
 
Introdução 
 
INTRODUÇÃO 
 
OS PRIMEIROS METEOROLOGISTAS 
 
Conta a lenda que, há milhares de anos, ao amanhecer de um dia qualquer, um 
desajeitado homem das cavernas saiu de sua gruta, ergueu uma mão peluda sobre os olhos e 
fitou vagarosamente umas nuvens negras sobre o horizonte. Atentamente observou um bando 
estranhos pássaros no céu. Abaixou-se e juntou o punhado de terá para jogar para o alto e ver 
de que lado soprava o vento. Ficou algum tempo imóvel, fez uma previsão, emitiu um som 
ininteligível e agitando os braços retornou a sua gruta. 
Para aquele homem primitivo esse ato não foi um mero passatempo. Pelo 
contrário, foi um assunto de máxima importância. Ele tinha que saber tudo que pudesse sobre 
o tempo, pois isso lhe indicaria qual a direção a seguir, quando fosse caçar. Se tomasse a 
direção certa, poderia caçar um tigre de dentes-de-sabre ou um mutante. Dessa forma simples, 
idealizada, o homem das cavernas tornou-se o primeiro “meteorologista”. 
O homem das cavernas desapareceu, ficaram seus ossos e utensílios. Porém 
não deixou nenhum vestígio que pudesse indicar algum conhecimento mais concreto sobre a 
atmosfera que o rodeava. 
Mesmo nas civilizações mais adiantadas da antiguidade conhecia-se pouco 
sobre meteorologia. Os egípcios, por exemplo, pouco ou nada sabiam. Atribuiu-se isso ao fato 
de que no Egito o clima quase não varia durante o ano. A preocupação daquela civilização era 
com o Nilo. Este sim está presente em todas as suas manifestações culturais. Para eles, as 
cheias do Nilo, enriquecendo os solos inundados, eram tão importantes como a previsão do 
tempo é para nós. 
Paralelamente, destaca-se que na antiguidade fazer perguntas a respeito das 
chuvas, dos ventos e das tempestades era considerado um sacrilégio e contra a vontade dos 
deuses. O controle do tempo estava, exclusivamente, nas mãos dos deuses. 
No Velho Testamento, alguns personagens previram corretamente o tempo 
através da palavra de Deus. Nunca um meteorologista fez uma afirmação tão precisa em 
relação ao tempo como Elias, quando disse a Jó: “do sul vem o tufão e do norte virá o frio” 
(Jó 37:9). Noé previu quarenta dias de chuva e estava tão convicto que construiu uma arca 
para salvar do dilúvio pessoas e animais (Gn 7: 4-17). José, herói bíblico, foi além. A partir de 
Introdução 
 
um sonho, fez uma surpreendente visão: “vai haver sete anos de abundância no Egito e os sete 
anos seguintes serão de fome” (Gn 41: 29-30). E assim aconteceu. 
Ainda na antiguidade, os babilônios, cerca de seis mil anos atrás, deixaram 
vestígios sobre estudos atmosféricos. Porém foram os gregos, alguns séculos mais tarde4, os 
primeiros a estudar a atmosfera cientificamente. 
De todos os sábios gregos, quem mais se distinguiu em meteorologia foi 
Aristóteles. Ele nasceu no ano de 384 AC. e foi um dos mais brilhantes pensadores de todos 
os tempos. 
Aristóteles estudou os ventos e as condições de tempo relacionadas. Também 
estudou as nuvens, as chuvas, o raio, o trovão e o orvalho. Por fim escreveu um livro chamado 
“Meteorologia”, que em grego significa coisas acima da Terra. 
Em seu livro, Aristóteles cometeu alguns erros e muitos acertos. Os erros eram 
esperados, pois não contava com termômetro, barômetro ou qualquer outro instrumento de 
medição. A sua afirmação de que tudo que existia no mundo era uma combinação de quatro 
elementos (terra, água, fogo e ar) foi um dos erros mais evidentes. Também errou quando 
disse que os tremores de terra eram causados por ventos que nela se infiltravam, e que os 
ventos que varriam o Mar Mediterrâneo sopravam do norte para o sul. Mas tinha razão em 
muitas afirmações feitas, pasmem, há mais de dois mil anos e sem instrumentos, tais como: o 
ar que tende a subir para as altas camadas atmosféricas e a evaporação causada pelo calor do 
sol, indo além, que esse vapor de água, sofrendo um abaixamento de temperatura, ao subir, cai 
sob a forma de chuva. Esta é uma explicação concisa e precisa sobre a causa das chuvas. 
Explicou que uma nuvem é apenas condensação do vapor de água. E, na realidade, é isso 
mesmo. 
O livro “Meteorologia”, de sua autoria, foi uma obra extraordinária, mas não 
correspondeu à expectativa popular. Quem compreendeu isso foi outro grego, Teofrasto, que, 
tirando partido da leitura do livro de Aristóteles e dos ensinamentos dos babilônios, escreveu 
um livro ao gosto popular da época, chamado “O Livro dos Sinais”. 
No “Livro dos Sinais”, Teofrasto mencionava oito maneiras de prever chuva, 
24 para tempo bom, 45 para ventos, 50 para tempestades e 7 para prever o tempo com um ano 
de antecedência, entre mais de duas centenas de provérbios sobre previsão de tempo. 
Algumas regras de Teofrasto fazem sentido, outras são absurdas. Demonstra 
bons conhecimentos de meteorologia quando afirma que após um nevoeiro há pouca chance 
Introdução 
 
de chuva e comete disparates ao afirmar que haverá tempestade quando um burro abana as 
orelhas. 
O livro de Teofrasto foi um êxito entre os gregos e, mais tarde, entre os 
romanos. Tudo o que tinham a fazer para saber sobre o tempo era abrir o livro na página certa, 
a partir de observações rudimentares. 
Os romanos conquistaram a Grécia e após a queda de Roma sobreveio a idade 
média – idade das trevas – e a meteorologia voltou a marcar passo. 
Até o renascimento, a última palavra em meteorologia era o que havia sido dito 
na obra de Aristóteles. 
Por isso, não há dúvida, Aristóteles foi o pai da Meteorologia. 
 
 
Unidade I 
 
1 
UNIDADE I 
 
CONCEITOS GERAIS 
 
Meteorologia – É a parte da física que estuda os fenômenos atmosféricos, físicos, químicos e 
dinâmicos e todos os efeitos da atmosfera sobre a superfície da Terra, dos mares e dos animais 
de uma maneira geral, tendo como objetivo a completa compreensão, a previsão precisa e o 
controle artificial dos fenômenos que atuam na atmosfera. Estudo dos meteoros. 
Meteoro – É todo fenômeno queocorre na atmosfera, ou na superfície do solo em decorrência 
de processos atmosféricos (elementos meteorológicos). 
Meteorito – São partículas sólidas resultantes da desintegração de planetas e que atingem a 
superfície terrestre ao penetrarem na atmosfera e serem atraídas pela força da gravidade. 
 
Subdivisões da Meteorologia: 
 
 Meteorologia Física – Estuda os processos físicos da atmosfera. 
 Meteorologia Dinâmica – Estuda as forças que originam os movimentos na atmosfera. 
 Meteorologia Sinótica – Estuda os elementos meteorológicos com a finalidade de 
previsão do tempo. 
 Meteorologia Marítima – Aplica os conhecimentos da meteorologia na navegação 
marítima. 
 Meteorologia Aeronáutica - Aplica os conhecimentos da meteorologia na navegação 
aérea. 
 Meteorologia Agrícola ou Agrometeorologia – Estuda os efeitos dos elementos 
meteorológicos nas atividades agrícolas. 
 Biometeorologia - Estuda os efeitos dos elementos meteorológicos sobre os animais. 
 Climatologia – Estuda estatisticamente os elementos meteorológicos e suas 
interrelações, através de seus valores médios, freqüências, variações e distribuição 
geográfica. 
 Climatologia Agrícola – Estuda a interação entre os elementos meteorológicos com a 
agricultura, em seus vários campos de atuação, com o objetivo de definir a influência 
de cada um desses elementos sobre a produtividade agrícola. 
 
Tempo – É um conjunto de elementos meteorológicos que caracterizam as condições da 
atmosfera de um determinado local em um dado instante. 
 
Clima – É um conjunto de elementos meteorológicos que representam as condições médias da 
atmosfera de uma determinada região. 
 
COMPOSIÇÃO E ESTRUTURA DA ATMOSFERA 
 
Camadas que compõem a Terra; 
 Núcleo Interno ≈ 1200 km de diâmetro; 
 Núcleo Externo ≈ 2000 km de espessura; 
 Manto ≈ 3000 km de espessura; 
 Crosta ≈ 40 km de espessura; 
 Atmosfera ≈ 1000 km de espessura - É a camada mais externa, apresentando-se 
completamente na forma gasosa e que vai da superfície da crosta até o espaço interestelar. 
Unidade I 
 
2 
COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA ATMOSFERA 
 
O ar atmosférico é constituído por um grupo de gases com concentrações 
aproximadamente constantes, e por um outro grupo de elementos com concentrações 
variáveis, além de várias partículas sólidas e líquidas como aerossóis, gotas d’água e cristais 
de gelo, os quais são variáveis, em quantidade, no tempo e no espaço. 
 
Importância dos Principais Gases Atmosféricos 
 
 NITROGÊNIO 
Embora seja o constituinte mais abundante na atmosfera, não desempenha nenhum 
papel relevante, em termos químicos ou energéticos, nas vizinhanças da superfície da Terra. 
Na alta atmosfera ele absorve um pouco de energia solar de pequeno comprimento de onda 
(ultravioleta) passando à forma atômica. O nitrogênio presente na molécula de vários 
compostos orgânicos vegetais (proteínas) não é oriundo da atmosfera, mas sim do solo. 
Alguns seres vivos como as leguminosas fixam esse elemento a partir do nitrogênio 
atmosférico, através das rizobactérias encontradas nos nódulos das raízes. 
 
Quadro 01. Composição não variável do ar seco até 25 km de altitude (Goody e Walker, 1975) 
Constituinte Fração molar 
(% do volume) 
Massa molecular 
(g . mol
-1
) 
Nitrogênio (N2) 78,084 28,013 
Oxigênio (O2) 20,946 31,999 
Argônio (A) 0,934 39,948 
Dióxido de Carbono (CO2) 0,031 44,010 
Neônio (Ne) 0,0018 20,183 
Hélio (He) 0,000524 4,003 
Criptônio (Kr) 0,00015 83,800 
Hidrogênio (H2) 0,00005 2,016 
Xenônio (Xe) 0,000008 131,300 
Ozônio ( O3) 0,000001 47,998 
Radônio (Rn) 6.10
-18
 222,0 
Massa molecular média 28,964 
 
 OXIGÊNIO E OZÔNIO 
O oxigênio desempenha um papel importante, do ponto de vista biológico, pois torna 
possível a vida aeróbia na Terra. É responsável pela oxidação de compostos orgânicos, através 
do processo fisiológico da respiração, além de possibilitar a formação de ozônio na atmosfera. 
O oxigênio molecular (O2) na alta atmosfera se dissocia ao absorver a radiação 
ultravioleta de comprimento de onda entre 0,13 e 0,20 μm. Os átomos de oxigênio, assim 
formados, podem se combinar entre si ou com moléculas ou átomos de outros constituintes 
atmosféricos. No caso do ozônio, temos: 
OBS: 1 μm = 10
-6
 m = 10
-3
 mm 
 1 Å = 10
-4
 μm 
 
O + O + M → O2 + M 
 
O2 + O + M → O3 + M 
Unidade I 
 
3 
A presença da molécula (M) de um gás qualquer é importante para absorver a energia 
química liberada durante a combinação, sem a qual o produto final seria instável e tornaria a 
se dissociar. Essa liberação de energia é responsável pelo aquecimento da atmosfera em torno 
dos 50 km de altitude. 
A recombinação fotoquímica é responsável por quase todo o ozônio presente no ar. As 
descargas elétricas na atmosfera também produzem ozônio, mas a quantidade formada é 
insignificante. 
O ozônio é encontrado desde a superfície terrestre até cerca de 100 km de altitude. A 
camada entre 10 e 70 km é chamada de ozonosfera por ser mais rica em ozônio, porém em 
média a maior concentração está próximo aos 35 km. A concentração de O3 varia com a 
latitude do local, com época do ano, com a hora do dia e com a maior ou menor atividade do 
Sol. 
O ozônio é um gás instável e se dissocia ao absorver radiação ultravioleta de 
comprimento de onda entre 0,23 e 0,29 μm, produzindo uma molécula e um átomo de 
oxigênio. Outras substâncias presentes na atmosfera podem destruir o ozônio como os 
fluorocarbonos (CFC) dos spays, o gás freon usado na refrigeração e a fumaça das aeronaves. 
O equilíbrio assegurado pelos processos naturais de formação e destruição do ozônio é 
muito delicado, pois se todo o ozônio atmosférico fosse concentrado junto à superfície, sob 
pressão e temperatura normais, formaria uma camada com apenas 3 mm de espessura. 
O ozônio atua como um filtro à radiação ultravioleta proveniente do Sol não deixando 
que a mesma atinja, em grandes proporções, a superfície terrestre, o que causaria câncer de 
pele ao destruir o DNA das células epidérmicas. Por outro lado, se o ozônio aumentasse a 
ponto de absorver totalmente a radiação ultravioleta, não haveria formação da vitamina D no 
organismo animal e, como conseqüência, estaria comprometida a fixação do cálcio e do 
fósforo, indispensáveis à formação do tecido ósseo. 
 
 VAPOR D’ÁGUA 
A concentração de vapor d’água na atmosfera é pequena e bastante variável e, em 
geral, diminui com a altitude, atingindo no máximo 4% em volume. 
O vapor d’água apesar de sua baixa concentração tem grande importância por 
influenciar na distribuição da temperatura do ar, por participar ativamente dos processos de 
absorção e emissão de calor sensível pela atmosfera, além de atuar como veículo transferidor 
de energia ao transferir calor latente de evaporação de uma região para outra, o qual é liberado 
como calor sensível, quando o vapor se condensa. 
O vapor d’água é responsável pela origem das nuvens e pela formação de outros 
elementos meteorológicos como chuva, neve, orvalho etc.. 
 
 GÁS CARBÔNICO 
Do total de dióxido de carbônico existente na Terra, cerca de 98% se encontra 
dissolvido na água dos oceanos, sob a forma de bicarbonato, quase todo o restante está na 
atmosfera, onde sua concentração oscila muito pouco em torno de 0,5 g/kg de ar. 
Existe um intercâmbio contínuo do CO2 entre a atmosfera e os seres vivos (respiração 
e fotossíntese), os materiais da crosta (combustão e oxidação) e os oceanos. 
O CO2 desempenha papel importante na energética do sistema globo-atmosfera, 
absorvendo energia solar e terrestre de determinados comprimentos de onda e emitindo 
energia em direção à superfície. 
 
Unidade I 
 
4 
CARACTERÍSTICAS DAS CAMADAS QUE COMPÕEM A ATMOSFERA 
 
Diversas tentativas já foram feitas no sentido de se dividir a atmosfera em camadas 
aproximadamente homogêneas, no que concerne às suas propriedades físicas. O critério aceito 
atualmente fundamenta-se navariação da temperatura do ar com a altitude (Figura 1). 
Pode-se dizer que: 
 50% da massa total da atmosfera encontra-se abaixo dos 5 km; 
 75% abaixo dos 10 km; 
 95% abaixo dos 20 km. 
 
TROPOSFERA 
 É a camada que está em contato com a superfície terrestre e por ela aquecida; 
 É a camada mais importante em termos de meteorologia, pois nela se encontra cerca de ¾ 
da massa total da atmosfera e quase todo o vapor d’água, dando origem às nuvens e aos 
fenômenos meteorológicos decorrentes da água; 
 A temperatura do ar diminui com a altitude na razão de -6,5°C km-1; 
 Estão presentes os movimentos convectivos que permitem as transferências verticais de 
calor e vapor d’água para os níveis mais elevados; 
 A velocidade do vento aumenta com a altitude atingindo valores máximos (150 a 200 km/ 
h) perto da tropopausa; 
 A espessura varia com a latitude e época do ano: 
Pólos → 6 km no inverno e 10 km no verão; 
Trópicos → 15 a 18 km. 
 
TROPOPAUSA 
 É a região de transição entre a troposfera e a estratosfera. Caracteriza-se por apresentar 
isotermia em torno de -55°C; 
 Sua espessura é de: 
Pólos → 6 a 10 km; 
Trópicos → 13 a 18 km. 
 
ESTRATOSFERA 
 Vai dos 18 aos 50 km de altitude; 
 Nesta camada ocorre um aumento da temperatura, atingindo no topo da mesma 0oC, em 
função da presença do ozônio que absorve a radiação ultravioleta, transformando-a em 
calor; 
 Os movimentos convectivos e advectivos já se encontram praticamente ausentes. 
 
ESTRATOPAUSA 
 Zona de transição entre a estratosfera e a mesosfera com isotermia em torno de 0°C; 
 Espessura: dos 48 aos 53 km. 
 
MESOSFERA 
 Vai dos 53 aos 80 km; 
 Apresenta diminuição de temperatura na faixa de -3,5°C/km atingindo em seu limite 
superior, cerca de -95°C; 
 Nesta camada o ar já se encontra praticamente rarefeito, porém os meteoritos que penetram 
nesta camada em alta velocidade tornam-se incandescente devido ao seu atrito com o ar, 
Unidade I 
 
5 
provocando a fusão de sua matéria e originando as conhecidas estrelas cadentes. Só os 
maiores conseguem chegar à superfície da Terra. 
 
MESOPAUSA 
 Vai dos 80 aos 90 km; 
 Zona de transição entre a mesosfera e a termosfera com isotermia em torno de -95oC; 
 
TERMOSFERA 
 
 A partir dos 90 km onde o ar já se encontra totalmente rarefeito (densidade estimada em 
torno de 0,00002 g/m
3
); 
 Caracteriza-se por um contínuo aumento da temperatura com a altitude, podendo atingir 
1800°C durante o dia e 900
o
C à noite; 
 
OBS: Alguns autores citam a camada IONOSFERA, que seria mais uma camada de sentido 
fisico-químico, acima dos 60 km, caracterizada pelo aumento da concentração de íons com a 
altitude. É a camada onde se encontram os satélites e os radares pela facilidade com que as 
ondas de rádio são absorvidas e refletidas. 
 
 
Figura 1 – Estrutura vertical média da atmosfera, segundo o critério térmico. 
Unidade I 
 
6 
UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO SEMI-ÁRIDO – UFERSA 
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS E TECNOLÓGICAS - DCA 
DISCIPLINA: CLIMATOLOGIA 
 
1
a
 LISTA DE EXERCÍCIOS 
 
Unidade II 
 
7 
UNIDADE II 
 
O GLOBO TERRESTRE E AS RELAÇÕES TERRA-SOL 
 
A superfície terrestre é totalmente irregular, não existindo, até o momento, definições 
matemáticas capazes de representá-la sem deformá-la. A forma da Terra se assemelha mais a 
um elipsóide, o raio equatorial é aproximadamente 23 km maior do que o polar, devido ao 
movimento de rotação em torno do seu eixo. 
O modelo que mais se aproxima da sua forma real, e que pode ser determinado através 
de medidas gravimétricas, é o geiodal. Neste modelo, a superfície terrestre é definida por uma 
superfície fictícia determinada pelo prolongamento do nível médio dos mares estendendo-se 
em direção aos continentes 
 
 
TERRA: 
 Forma: geóide; 
 Raio Equatorial: ≈ 6.371 km; 
 Raio Equatorial > Raio Polar ≈ 21,5 km. 
 
 
Figura 2 – Geóide. Fonte: http://pt.wikipedia.org/wiki/Imagem:Geoids_sm.jpg 
 
 
 
 
Figura – modelos representativos da superfície terrestre. 
Unidade II 
 
8 
MOVIMENTOS DA TERRA 
 Rotação: 23 horas, 56 minutos e 4 segundos; 
 Translação: 365 dias, 5 horas, 48 minutos e 46 segundos; 
 Movimento de Spin ou de precessão: De acordo com a inclinação do eixo Norte-Sul da 
Terra que pode variar de 22,1
o
 a 24,5
o
 (45.000 anos). No momento a inclinação é de 
23,45
o
. 
 
 
 
Figura 3 – Movimento de rotação da Terra. 
Fonte: www.prof2000.pt/users/angelof/af16/ts_sistema_solar/consequencias_mov_terra.htm 
 
DISTÂNCIA TERRA-SOL 
 
A órbita da Terra em torno do Sol é uma elipse ficando a Terra posicionada em um dos 
focos da elipse, por este motivo a distância Terra-Sol varia ao longo do ano, atingindo um 
ponto de máxima aproximação do Sol em janeiro (PERIÉLIO) e um ponto de mínima 
aproximação em julho (AFÉLIO) estes pontos são chamados de APSIDES e ocorrem variando 
ano a ano do dia 1 ao dia 6. Como a excentricidade da órbita terrestre se aproxima de uma 
circunferência, esta variação na distância é mínima atingindo no máximo 2% para mais ou 
para menos da distância média (149.700.000 km ≈ 150.10
6
 km). 
 
Em 2004: 
Posição Mês Dia Hora Distância (milhões de km) 
Periélio Janeiro 04 15 147,10 
Afélio Julho 05 08 152,10 
 
 
 
Translação e formação 
das estações do ano
Translação e formação 
das estações do ano
Unidade II 
 
9 
 
 
Figura 4 – Diferença da duração das Estações. 
Fonte: www.prof2000.pt/users/angelof/af16/ts_sistema_solar/consequencias_mov_terra.htm 
 
Unidade II 
 
10 
EQUAÇÕES PARA DETERMINAÇÃO DA DISTÂNCIA TERRA-SOL 
 
 Equação de SPENCER (1971) 
2
1,000110 0,034221 0,001280 0,000719 2 0,000077 2
D
CosX SenX Cos X Sen X
D
 
     
 
 
em que: 
2








D
D
é o raio vetor Terra-Sol ou fator de correção (R) à excentricidade terrestre (adimensio-
nal); 
D , a distância média Terra-Sol (150.10
6
km); 
D é a distância instantânea Terra-Sol (km); 
X é o ângulo diário (radianos). 
 
 1
365
2
 dX

, em que d é número do dia em questão, no calendário Juliano. 
 
 Equação de DUFFIE e BECKMAN (1977) 
 














365
2
033,01
2
d
Cos
D
D 
 
Em que: 
D , a distância média Terra-Sol (150.10
6
km); 
D é a distância instantânea Terra-Sol (km); 
d é número de ordem do dia do ano (d = 1 em 1 de janeiro e d = 365 em 31 de dezembro) 
 
 
 
OBS: 
UA → Unidade Astronômica → 1 AU = 1,496.10
8
 km 
AL → Ano Luz → 1 AL = 9,46.10
12
 km 
 
Unidade II 
 
11 
COORDENADAS TERRESTRES, GEOGRÁFICAS OU DE POSIÇÃO 
 
São parâmetros que servem para a localização de pontos situados sobre a superfície 
terrestre, tomando-se como referência o nível médio do mar, o equador terrestre e o meridiano 
de Greenwich. 
 
 ALTITUDE (z)→ É a distância vertical de um ponto ao nível médio do mar. Será po-
sitiva quando o local em questão estiver acima do nível médio do mar e negativa quando 
abaixo. Ex: Mossoró: z = 40,5 m 
 
 LATITUDE (Φ) → É o ângulo compreendido entre o plano do equador e o prolonga-
mento de um raio terrestre passando pelo ponto em questão. Varia de 0 a ±90
o
 para Norte ou 
para Sul. Ex: Mossoró: Φ = 5
o
 12’ 36” S. 
Os paralelos de 23
o
 27’N e 23
o
 27’S recebem os nomes de Trópico de Câncer e Trópico de 
Capricórnio, respectivamente. Os paralelos de 66
o
 33’N e 66
o
 33’S são denominados de Cír-
culo Polar Ártico e Círculo Polar Antártico. 
 
 LONGITUDE (L) → É o ângulo formado entre o plano do meridiano local e o plano 
do meridiano de Greenwich. Varia de 0
o
 a 180
o
 para Leste (E) ou para Oeste (W) do meridia-
no de Greenwich. O meridiano de 180
o
 é chamado de Linha de Mudança de Data. 
 
 
 
Figura 5 – Pólos Norte (N) e Sul (S), eixo terrestre (NS), plano do equador (E), equador (e), 
plano paralelo (P), paralelo (p), plano meridiano (M) e meridiano (m). 
Fonte: 
 
Unidade II 
 
12 
HORÁRIOS USADOS EM METEOROLOGIAE ASTRONOMIA 
 
TEMPO SOLAR VERDADEIRO → é aquele que leva em consideração o movimento aparen-
te do Sol através do céu. 
 
DIA SOLAR VERDADEIRO → É o espaço de tempo compreendido entre duas passagens 
consecutivas do Sol sobre um determinado meridiano. Este dia começa no momento da passa-
gem do Sol sobre o meridiano oposto ao do local em consideração. Sua duração varia ao lon-
go do ano em função da variação da velocidade de translação da Terra. 
DwV . 
Em que: 
V é a velocidade de translação da Terra; 
W é a velocidade angular da Terra; 
D é a distância Terra-Sol. 
 
TEMPO SOLAR MÉDIO → É aquele em que o DIA é obtido dividindo-se o ano solar verda-
deiro por 365,2422 dias de exatamente 24 horas cada um. 
 
TEMPO LEGAL → É aquele escolhido por uma determinada Nação para ter validade sobre 
seu Território. 
 
EQUAÇÃO DO TEMPO (∆t)→ É a diferença (positiva, negativa ou nula) entre a hora solar 
verdadeira (h
*
) e a hora solar média (h) em uma determinada data. É uma correção a ser apli-
cada à hora solar média, para se obter a hora solar verdadeira. Seu valor varia ao longo do ano, 
por causa da variação da velocidade de translação da Terra (2
a
 Lei de Keppler). 
 
h - *h t  
 
 t h h* 
∆λ, é uma correção usada quando a localidade não se encontra sobre o meridiano central de 
seu fuso horário. Esta correção será positiva se o local estiver a oeste do meridiano central 
(pois o meio dia solar verdadeiro vai ocorrer mais tarde que no meridiano central), ou negativa 
se o local estiver a leste (pois o meio dia solar verdadeiro no local vai ocorrer mais cedo). Esta 
correção deverá levar em consideração a relação da velocidade angular de rotação da Terra 
(15
o
/hora). Assim, se a diferença de longitude for 5
o
 a correção será de ± 20 minutos conforme 
a localidade esteja a oeste ou a leste do meridiano central do fuso. 
 
 G. W ROBERTSON e D. A. RUSSELO sugerem a equação: 
 
 0,002733 7,343 0,5519 ( ) 9,47 (2 ) 3,03 (2 ) 0,3289 (3 )
0,07581 (3 ) 0,1935 (4 ) 0,1245 (4 )
t Sen F Cos F Sen F Cos F Sen F
Cos F Sen F Cos F
       
  
365
360d
F  é a fração angular do dia. 
 
Dia mais longo do ano: 04 de novembro (≈ +18 minutos). 
Dia mais curto do ano: 15 de fevereiro (≈ -14 minutos). 
 
Unidade II 
 
13 
Ou ainda, tem-se a equação simplificada: 
 
     9,87 2 7,53 cos 1,5t sen B B sen B    
 
Em que: 
   
 
2 81 360 81
0,9863 81
365 365
d d
B d
  
    
 
 
ÂNGULOS ESTUDADOS NAS RELAÇÕES TERRA-SOL 
 
 DECLINAÇÃO SOLAR (δ) → É o ângulo compreendido entre o plano do equador 
Terrestre e a linha que liga o centro da Terra ao centro do Sol. Seu valor varia de 0
o
 nas passa-
gens dos equinócios (21 de março e 23 de setembro) a ±23
o
 e 27’nos solstícios (21 de dezem-
bro e 22 de junho). Esta variação ocorre em função da inclinação do eixo Norte-Sul da Terra e 
delimita as estações do ano. 
 
G. W ROBERTSON e D. A. RUSSELO: 
 
  )4(01021,0)3(1587,0)3(07659,0)2(3885,0)2(03838,0)(97,22631,33964,0 FCosFCosFSenFCosFSenFCosFSen 
em que: 
365
360d
F  
 
KLEIN (1977): 
 
 





 

365
80360
45,23
d
Sen
o
O (δ em graus) quando o Sol ascende; 
 
 





 

365
284360
45,23
d
Sen
o
O (δ em graus) quando o Sol descende 
 
EQUINÓCIO → Posição em que os raios solares incidem perpendicularmente sobre o equa-
dor terrestre (δ = 0
o
 21 de março e 23 de setembro). 
 
SOLSTÍCIO → Posição em que os raios solares incidem perpendicularmente sobre os Trópi-
cos (δ = ±23,45
o
 22 de junho e 22 de dezembro). 
 
Unidade II 
 
14 
 
Figura – Novimento aparente do Sol com os equinócios (21/03 e 23/09) e solsticios (22/06 e 
22/12). 
 
 
 
ESTAÇÕES DO ANO 
 Ocorrem na seguinte ordem no Hemisfério Sul e no Hemisfério Norte. 
HEMISFÉRIO SUL HEMISFÉRIO NORTE 
Início Estação Final δ Início Estação Final δ 
21/12 Verão 21/03 -23,45
o
 a 0
o
 21/12 Inverno 21/03 -23,45
o
 a 0
o
 
21/03 Outono 22/06 0
o
 a +23,45
o
 21/03 Primavera 22/06 0
o
 a +23,45
o
 
22/06 Inverno 23/09 +23,45
o
 a 0
o
 22/06 Verão 23/09 +23,45
o
 a 0
o
 
23/09 Primavera 22/12 0
o
 a -23,45
o
 23/09 Outono 22/12 0
o
 a -23,45
o
 
 
Exemplo 1: Calcule a declinação solar no dia 10/05. 
Resolução: 
- Cálculo do dia de ordem do ano: 31 + 28 + 31 + 30 + 10 = 130 dias. 
- Cálculo da declinação solar em 10/05: 
 360 130 80
23,45 17,78º
365
o
O Sen
 
  
 
 
Exemplo 2: Calcule a declinação solar no dia 25/02. 
Resolução: 
- Cálculo do dia de ordem do ano: 31 + 25 = 56 dias. 
- Cálculo da declinação solar em 25/02: 
 360 56 80
23,45 9,41º
365
o
O Sen
 
   
 
 
 
ÂNGULO HORÁRIO DO SOL (w) → É o ângulo formado pelo deslocamento do Sol para 
leste ou para oeste do meridiano local, em função do movimento de rotação da Terra em torno 
do seu eixo. Seu valor será negativo pela manhã e positivo à tarde e varia de 0
o
 a 90
o 
ao nascer 
e pôr do Sol. 
Unidade II 
 
15 
  ohw 1512* 
em que h* é a hora solar verdadeira (0 a 24). 
 
ÂNGULO ZENITAL DO SOL (Z) → É o ângulo formado entre a linha vertical de um de-
terminado local, em um dado instante, e a linha que liga este local ao centro do Sol. Pode ser 
medido com um teodolito ou com um telescópio, porém é mais fácil calculá-lo. 
 
( ) ( ) ( ) ( ) ( ) ( )Cos Z Sen Sen Cos Cos Cos w     
 
OBS. O ângulo de elevação do Sol (E) é igual ao complemento do ângulo zenital. Ou seja: 
ZE  º90 
 
 
Figura 6 – Zênite do observador e ângulo zenital. 
 
 
SITUAÇÃO PARA OS PÓLOS 
 
PÓLO NORTE 
Φ = 90
o
 , logo: cos Φ = 0 e sen Φ = 1 
 
cos Z = sen δ e 90
o
 – Z = E = δ 
 O ângulo de elevação do Sol (E) é sempre igual à sua declinação. O Sol permanece 
acima do plano do horizonte (E > 0
o
) apenas enquanto sua declinação for positiva (21/3 a 
23/9), parecendo girar continuamente em torno do observador e assumindo a cada momento, 
um ângulo de elevação diferente, cujo valor máximo (E = 23
o
 27’) ocorre em 22 de junho. 
 
PÓLO SUL 
 
Φ = -90
o
 , logo: cos Φ = 0 e sen Φ = -1 
 
cos Z = -sen δ e 90
o
 – Z = E = -δ 
 
Zênite
Ângulo 
Zenital (Z1)
Zênite
Ângulo 
Zenital (Z1)
Unidade II 
 
16 
 O Sol permanece acima do plano do horizonte (E > 0o) apenas enquanto sua declina-
ção for negativa (23/9 a 21/3), parecendo girar continuamente em torno do observador e as-
sumindo a cada momento, um ângulo de elevação diferente, cujo valor máximo (E = -23
o
 27’) 
ocorre em 21 de dezembro. 
 
Nos pólos há um período de iluminação contínuo que dura cerca de seis meses consecutivos e 
um período de seis meses de noite. 
 
 
 
 
 
 
 
AO MEIO DIA SOLAR 
 
W = 0
o
, cos0
o
 = 1 
 
( ) ( ) ( ) ( ) ( )cos Z sen sen cos cos     
 
 Z ou  Z 
 
Z terá que ser sempre positivo. 
 
CONCLUSÕES: 
 
 O sol só culmina zenitalmente em pontos situados entre os trópicos; 
 A culminação zenital do Sol ocorre em datas tanto mais próximas quanto mais perto de 
um dos trópicos estiver o local em consideração; 
 No equador o tempo transcorrido entre duas culminações zenitais sucessivas do Sol é de 
seis meses; 
 Sobre os trópicos há apenas uma culminação zenital do Sol por ano; 
 O Sol não pode culminar no zênite de locais situados em latitudes além dos trópicos. 
 
 
Unidade II 
 
17 
AZIMUTE DO SOL (A) 
 
É o ângulo formado entre a direção Norte-Sul e a projeção do Sol sobre a linha do horizonte, 
tomando-se como referencial o Sul. Seu valor será negativo para Leste e positivo para Oeste, 
0
o
 para Sul e 180
o
 para Norte. 
( ) ( )
( )
( )
sen w cos
sen A
sen Z


 
 
 
CÁLCULO DO FOTOPERÍODO 
 
FOTOPERÍODO (N) → É o número máximo de horas de sol que poderá ocorrer em determi-
nado dia e local da Terra. Seu valor varia com a latitude e a declinação solar. 
 
Ao nascer e pôr do Sol: Z = 90
o
 e cos Z = 0 
 


CosCos
SenSen
CosH  e ainda  otgtgarcCosH 83,0.   
Inserir informação sobre a correção 0,83° 
em que H é o ângulo horário ao nascer e pôr do Sol. 
 
 
o
o
o
tgtgarcCosH
N
15
83,0.2
15
2 


 
 
CONCLUSÕES: 
 
 Na primavera e no verão de cada hemisfério Φ e δ têm sinais iguais então: 
. 0tg tg   → H > 90o → N> 12 horas; 
 
 No outono e no inverno de cada hemisfério os sinais de Φ e δ são opostos, logo: 
. 0tg tg   → H < 90o → N < 12 horas; 
 
 Para qualquer latitude quando . 0tg tg   a declinação do Sol é nula e o N = 12 horas 
(equinócios); 
 
 Quando a latitude do local for 0o, também . 0tg tg   , independente da declinação do 
Sol e em qualquer época do ano o N será sempre igual a 12 horas (sobre o equador terres-
tre). 
 
Para fins práticos usa-se a equação citada com uma correção: 
 
   tgtgarcCosN o
o
.83,0
15
2






 
 
Unidade II 
 
18 
UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO SEMIÁRIDO – UFERSA 
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS E TECNOLÓGICAS - DCAT 
DISCIPLINA: CLIMATOLOGIA 
 
1
a
 LISTA DE EXERCÍCIOS 
 
1. Determinar o número do dia Juliano (d) para a data de 26 de agosto de 20115. 
 
2. Estimar a distância Terra-Sol (D) para o dia 26 de agosto de 2011, considerando que a 
distância média é 150 . 10
6
 km. Usar a equação de ROBERTSON E RUSSELO (1977). 
 
3. Estimar a distância Terra-Sol (D) para os dias correspondentes aos APSIDES de 2003. 
Usar a equação de DUFFIE e BECKMAN (1977). 
Periélio → 04 de janeiro 
Afélio → 04 de julho 
 
4. Calcular pelas equações de ROBERTSON E RUSSELO (1977) e KLEIN (1977) a 
declinação solar (δ) para Mossoró-RN para o dia 26 de agosto de 2011. 
 
5. Determinar a equação do tempo (∆t) e a hora solar verdadeira (h*) para as 10:00 horas 
(hora solar média h) do dia 26 de agosto de 2011, em Mossoró-RN (5
o
11’S; 37
o
20’W), 
considerando como padrão o fuso horário de Brasília-DF (3 horas = 45
o
). 
 
6. Estimar o ângulo horário do Sol (w) para as 10:00 horas (hora solar média) do dia 26 de 
agosto de 2011, em Mossoró-RN (5
o
11’S; 37
o
20’W). 
 
7. Calcular o ângulo zenital do Sol (Z) para as 10:00 horas (hora solar média) do dia 26 de 
agosto de 2011, em Mossoró-RN (5
o
11’S; 37
o
20’W). Calcule também o valor de Z para o 
meio dia solar. 
 
8. Encontrar o valor do azimute solar (A) as 10:00 horas (hora solar média) do dia 26 de 
agosto de 2011, em Mossoró-RN (5
o
11’S; 37
o
20’W). 
 
9. Calcular o ângulo horário ao nascer e pôr do Sol (H) para Mossoró-RN do dia 26 de 
agosto de 2011. 
 
10. Calcular a hora de nascer e pôr do Sol (HNS e HPS) e o fotoperíodo (N) para 26 de 
agosto de 2011 em Mossoró-RN. 
 
 
Unidade III 
 
19 
UNIDADE III 
 
ORGANIZAÇÃO E FUNCIONAMENTO DAS ESTAÇÕES METEOROLÓGICAS 
 
1. ESTAÇÃO METEOROLÓGICA → É o local tecnicamente escolhido e preparado onde 
deverão ser instalados equipamentos com o objetivo de se fazer a avaliação de um ou de vá-
rios elementos meteorológicos. 
 
É usual definir-se estação meteorológica como o local onde se efetua a avaliação de 
um ou vários elementos meteorológicos. As estações meteorológicas geralmente dispõem dos 
instrumentos necessários e suficientes à avaliação dos elementos que se pretendem conhecer, 
e de observadores, devidamente capacitados, para realizar observações sensoriais e proceder à 
correta operação daqueles instrumentos. 
A existência das estações meteorológicas automáticas que, dispondo de equipamento 
capaz de efetuar a avaliação, o registro e a transmissão dos valores assumidos pelos diferentes 
elementos, dispensam a presença contínua de observadores. Tais estações têm sido instaladas 
em zonas oceânicas e em áreas povoadas ou de difícil acesso. 
 
2. OBSERVAÇÃO METEOROLÓGICA → É uma prática que consiste em uma série de pro-
cedimentos sistemáticos e padronizados de acordo com normas da OMM (Organização Mun-
dial de Meteorologia), que tem como objetivo a avaliação qualitativa e quantitativa dos ele-
mentos meteorológicos que caracterizam o estado da atmosfera em um dado local, em um da-
do instante. 
 
Tipos de observação meteorológica: 
 INSTRUMENTAL → Feita através de instrumentos. Ex: Temperatura, Umidade do 
ar, Pressão atmosférica, etc.. 
 SENSORIAL → Feita através dos sentidos do observador. Ex: Nebulosidade, visibili-
dade, etc.. 
 
3. ELEMENTO METEOROLÓGICO → É cada uma das grandezas medidas, calculadas ou 
estimadas em cada observação. Ex: Temperatura, Umidade do ar, Pressão atmosférica, etc.. 
 
4. DADO METEOROLÓGICO → É o valor assumido por cada elemento meteorológico em 
uma observação. Podem ser: 
 INSTRUMENTAL → Obtido através de instrumentos. Ex: Temperatura, Umidade do 
ar, Pressão atmosférica, etc.. 
 SENSORIAL → Avaliado pelo observador. Ex: Nebulosidade, visibilidade, etc.. 
 DERIVADO → Obtido através de cálculos aplicados aos dados medidos. Ex: Ponto de 
orvalho, Umidade relativa do ar, Altura do teto nos aeroportos, etc.. 
 
5. TIPOS DE ESTAÇÕES METEOROLÓGICAS 
 ESTAÇÕES SINÓTICAS → São aquelas mais sofisticadas que têm como objetivo a 
previsão do tempo. Essas estações fazem observações em horários comuns internacio-
nalmente aceitos de acordo com o Tempo Médio de Greenwich (TMG). 
Horários de medida: 
Horário em Greenwich : 0:00, 6:00, 12:00 e 18:00 horas. 
Horário no Brasil : 3:00, 9:00, 15:00 e 21:00 horas. 
 
Unidade III 
 
20 
 ESTAÇÕES CLIMATOLÓGICAS → São aquelas que fazem todas as observações de 
superfície com o objetivo de fazer a classificação e a caracterização climática da regi-
ão. Existem dois tipos: 
PRINCIPAL OU DE 1
a
 ORDEM → Medem e registram os elementos meteorológicos. 
ORDINÁRIA OU DE 2
a
 ORDEM → Apenas medem os elementos meteorológicos. 
 
 ESTAÇÕES ESPECIAIS → São aquelas que têm como objetivo coletar dados de 
elementos meteorológicos específicos em uma determinada área. 
 Estações Aeronáuticas → Coletam dados de elementos meteorológicos necessários à segu-
rança dos aeroportos e das aeronaves. As observações são feitas de hora em hora. 
 Estações Marítimas → Coletam dados de elementos meteorológicos necessários à seguran-
ça dos navios e da navegação marítima. 
 Estações Actinométricas → Coletam dados específicos de radiação solar. 
 Estações Ozonométricas → Coletam dados específicos da camada de ozônio na atmosfera. 
 Estações Agrometeorológicas → Coletam dados com o objetivo de fornecer aos agriculto-
res, informações que permitam estabelecer a influência dos elementos meteorológicos na 
produção agrícola. Nestas estações, além das observações de superfície, são feitas também 
observações de natureza biológica, como temperatura das folhas, observações fenológicas 
de crescimento e desenvolvimento das plantas, pragas e doenças, evapotranspiração, etc.. 
 Estações Automáticas → São estações totalmente computadorizadas, nas quais todos os 
elementos meteorológicos são medidos através de sensores eletrônicos analógicos ou digi-
tais, sendo possível se fazer leituras com freqüência de até um segundo, totalizando assim, 
86.400 leituras diárias de um mesmo elemento meteorológico. 
 
6. CONDIÇÕES PARA A INSTALAÇÃO DE UMA ESTAÇÃO CLIMATOLÓGICA: 
a. O terreno deve ser plano e representativo da topografia média da região; 
b. Ter água e energia; 
c. Ficar distante de prédios e árvores de grande porte; 
d. O solo deve ser gramado, de preferência com grama batatais (Paspalum notatum, L.); 
e. A área do cercado varia de acordo com o número de equipamentos a serem instalados 
(≈ 450 m
2
); 
f. Deve ser cercada com pelo menos 8 fios de arame, para evitar a entrada de animais; 
g. Deve ter uma sede e um ou dois observadores meteorológicos. 
 
7. IDENTIFICAÇÃO DA ESTAÇÃO 
Estação Jerônimo Rosado da ESAM: 
 Latitude (): 5o 12” 36’ S; 
 Longitude (): 37o 18” 43’ W; 
 Altitude (z): 18 m. 
 
8. INSTRUMENTOS METEOROLÓGICOS 
A aquisição de conhecimentos relativos ao tempo é um objetivo do ramo da ciência 
denominada meteorologia.Os fenômenos meteorológicos são estudados a partir das observa-
ções, experiências e métodos científicos de análise. A observação meteorológica é uma avali-
ação ou uma medida de um ou vários parâmetros meteorológicos. As observações são senso-
riais quando são adquiridas por um observador sem ajuda de instrumentos de medição, e ins-
trumentais, em geral chamadas medições meteorológicas, quando são realizadas com instru-
mentos meteorológicos. 
 
Unidade III 
 
21 
Portanto, os instrumentos meteorológicos são equipamentos utilizados para adquirir 
dados meteorológicos (termômetro/temperatura do ar, pressão atmosférica/barômetro, higrô-
metro/umidade relativa do ar etc). 
A reunião desses instrumentos em um mesmo local é denominada estação meteoroló-
gica. E o conjunto dessas estações distribuídas por uma região, é denominado rede de estações 
meteorológicas. 
 
Estações Sinóticas: O termo sinótico significa visto ao mesmo tempo. Por conseguinte, as es-
tações dessa categoria devem realizar observações simultaneamente, em horários comuns, in-
ternacionalmente aceitos e baseados no Tempo Médio de Greenwich (TMG). Essa é a condi-
ção que se impõe quando há necessidade de se comparar dados coletados em diferentes locais, 
procedimento indispensável à previsão do tempo. 
Estações Climatológicas: Basicamente, as estações climatológicas destinam-se à obtenção de 
dados meteorológicos para caracterização do clima. A rotina de trabalho das mesmas difere 
um pouco das sinóticas e os horários cumpridos não seguem necessariamente o TMG. 
 
A Organização Meteorológica Mundial (OMM) recomenda que, em princípio, a esti-
mativa ou determinação dos diversos elementos meteorológicos para fins sinóticos, deve ser 
feita num intervalo de tempo tão curto quanto seja permitido pela experiência do observador. 
 Horário das observações: As observações sinóticas deverão ser realizadas as 00:00, 
06:00, 12:00 e 18:00 TMG, mas, ainda recomenda observações intermediárias, as 
03:00, 09:00, 15:00 e 21:00 TMG. Rigorosamente nessas horas deve ser efetuada a lei-
tura do instrumento utilizado para a determinação da pressão atmosférica. A observa-
ção dos demais elementos deverá verificar-se dentro dos 10 minutos que antecedem 
cada um daqueles horários. 
 Tanque Classe A 
 Pluviômetro 
 Pluviógrafo 
 Cata-vento Wild 
 Anemômetros (tanque e 2 metros) 
 Heliógrafo 
 Actinógrafo 
 Piranômetro 
 Abrigo meteorológico: tem por finalidade manter certos instrumentos protegidos da in-
fluência da radiação solar, e ao mesmo tempo, deixa-los em contato direto com o ar li-
vre. O mesmo deve ser pintado, externa e internamente, com tinta branca de alta refle-
tividade, para minimizar a absorção da radiação solar. Dentro do mesmo estão os ter-
mômetros de Máxima e Mínima e ainda o Psicrômetro. 
 
Termômetro de Máxima: instrumento que utiliza o mercúrio como elemento sensível, são 
usados para indicar a temperatura máxima, verificada num dado intervalo de tempo. 
Possui perto do bulbo, um dispositivo para impedir que o retorno de mercúrio ao bulbo se 
verifique espontaneamente. 
Termômetro de Mínima: destinado a indicar a temperatura mais baixa que ocorreu num 
certo período. Têm, normalmente, o álcool etílico como elemento sensível.O bulbo desse 
termômetro é bifurcado para aumentar sua eficiência. 
Psicrômetro August: instrumento convencional utilizado para determinação de parâmetros 
que caracterizam a umidade atmosférica. São instrumentos constituídos por dois 
termômetros idênticos de mercúrio-em-vidro, instalados paralelamente, em suporte 
Unidade III 
 
22 
apropriado. O bulbo de um desses termômetros está revestido por um tecido fino especial 
(musselina). 
Termohigrógrafo (Higrotermógrafo): são registradores duplos constiruídos pela reunião de 
um termógrafo e de um higrógrafo num só chassis. Por conveniência, em um único tambor 
de registro é utilizado. Registros de melhor qualidade são obtidos quando se utilizam 
modelos de rotação diária, especialmente no que se refere às curvas de umidade. Os 
temohigrógrafos substituem, com óbvias vantagens, higrógrafos e termógrafos isolados. 
Piranômetro - Mede a radiação solar global ou difusa, em cal.cm².mm¹. 
Anemógrafo - Registra continuamente a direção (em graus) e a velocidade instantânea do 
vento (em m/s), a distância total (em km) percorrida pelo vento com relação ao 
instrumento e as rajadas (em m/s). 
 
Escritório da estação: instrumentos ali instalados. 
 Escritório da Estação 
 Barógrafo 
 Barógrafo aneróide 
 Teodolito 
 Termômetros: instrumentos usados para a determinação de temperatura, quando se limi-
tam a indicar o valor assumido por essa variável num dado instante. Classificam-se em: 
termômetros de bulbo seco; termômetros de bulbo úmido; termômetros de solo (geoter-
mômetros); termômetros de imersão; termômetros de máxima e termômetros de mínima. 
 Termógrafo: Registrador de temperatura utilizado em meteorologia. Os mais comumente 
empregados baseiam-se também no efeito de dilatação-contração a que estão sujeitas certas 
substâncias sob variação de temperatura. 
Unidade III 
 
23 
UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO SEMI-ÁRIDO – UFERSA 
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS - DCA 
DISCIPLINA: CLIMATOLOGIA 
 
2
a
 LISTA DE EXERCÍCIOS 
 
1. O que é uma observação meteorológica? 
2. Quais os tipos de observações meteorológicas? 
3. Qual a finalidade e quais os tipos de psicrômetro? 
4. Qual a finalidade da musselina nos termômetros de bulbo úmido? 
5. Como o termômetro de máxima é preparado para obter uma nova leitura e qual a diferença 
básica entre este e um termômetro comum? 
6. Qual a importância da cor branca e das paredes duplas de venezianas do abrigo de instru-
mentos? Sua posição é a mesma em qualquer lugar no nosso planeta? Justifique a respos-
ta. 
7. Fale do princípio de funcionamento dos termógrafos, indicando os tipos existentes e os 
respectivos processos de medida associados? 
8. Comente sobre os termohigrógrafos, dizendo para que servem e como são expostos. 
9. Descreva sumariamente o funcionamento e papel do Catavento Wild, bem como o proce-
dimento de obter-se estimativas mais precisas de velocidade e direção do vento. 
10. Faça um paralelo entre as vantagens e desvantagens dos pluviômetros em relação aos plu-
viógrafos. 
11. Descreva o atmômetro de Piche, fale de sua finalidade e comente sobre suas medidas. 
12. Qual o princípio de funcionamento dos microbarógrafos e qual a sua vantagem em relação 
aos barômetros? 
13. Como funciona o anemômetro totalizador e qual sua finalidade? 
14. Qual a finalidade da bifurcação nos termômetros de mínima e como este é preparado no 
dia a dia para indicar uma nova leitura? 
15. Considerando que após uma chuva um pluviômetro cujo diâmetro da área de captação é 
22,5676 cm armazenou 1,25 kg de água, qual deve ter sido a precipitação correspondente 
a esta chuva? 
16. Porque são usados três tipos de fitas no heliógrafo? 
17. O que é radiação difusa e como esta grandeza é medida? 
18. Descreva a instalação do tanque evaporímetrico classe A e de seus acessórios. 
19. Descreva sumariamente o termômetro de mercúrio. Este tipo de instrumento pode ser usa-
do no pólo sul? Justifique. 
20. O que é pluviômetro totalizador e para que serve? 
21. Qual a importância do cercado de instrumentos numa estação meteorológica? 
22. Qual a função do tranqüilizador no tanque classe “A”? 
23. O que é barômetro e no que ele difere do barógrafo? 
24. O que é radiação direta e como é obtida? 
25. O que é insolação diária? 
 
 
Unidade IV 
 
24 
UNIDADE IV 
 
RADIAÇÃO SOLAR E TERRESTRE 
 
A principal fonte de energia, responsável por praticamente todos os processos físicos e 
biológicos ocorridos na Terra, provém da radiação solar, que age na formação do clima desde 
o gelo do Ártico até os desertos da África. As plantas preservam cerca de 3 % da energia solar 
incidente no processo de fotossíntese.A energia solar afeta todos os processos fisiológicos da vida vegetal e animal. A 
formação da clorofila toma lugar sobre a influência dos raios solares; a assimilação de 
carbono do CO2 da atmosfera é processada às expensas da energia recebida do sol pelas 
plantas; a absorção dessa energia é feita pelos pigmentos de clorofila. A evaporação da água 
pelas superfícies vegetais e pelo solo ocorre sob a ação da energia solar que também é 
responsável pela diferenciação dos tecidos das plantas. 
O fotoperíodo e o fototropismo que relacionam diretamente os vegetais com a radiação 
solar e a própria composição química das plantas que está diretamente ligada à qualidade da 
radiação solar, são muitos exemplos da importância do estudo desse parâmetro para a 
agricultura. 
Estudos envolvendo a radiação solar são importantes por ser esta a principal fonte de 
energia para todos os processos físicos e biológicos que ocorrem na biosfera. Quando a 
radiação solar penetra na atmosfera, sofre uma série de processos que a modificam. Da 
radiação solar que chega à superfície da Terra, em média 8,03 % corresponde à radiação 
ultravioleta, 46,41% corresponde à radiação visível (PAR), que é efetivamente utilizada na 
fotossíntese e 46,40 % à radiação infravermelha. As comunidades vegetais interceptam tanto a 
radiação solar direta como a difusa, e grande parte dessa radiação pode atingir diretamente o 
solo abaixo do dossel, penetrando através das aberturas na folhagem. Por outro lado, a 
radiação interceptada na comunidade vegetal experimenta os efeitos de reflexão, transmissão e 
absorção. Cada um desses processos apresenta um comportamento diferencial que dependerá 
das características do dossel, no que concerne à sua geometria, altura, orientação e coloração 
das folhas. As folhas mostram uma absorção preferencial pela radiação de comprimentos de 
onda entre 0,4 e 0,7 m, o campo fotossinteticamente ativo. 
 
DADOS SOBRE O SOL 
 
De uma forma simplificada, pode-se considerar que a matéria solar encontra-se no 
estado gasoso. O hidrogênio é seu principal constituinte, com cerca de 75 % da matéria solar. 
O hélio apresenta-se com 24,25 %. O restante corresponde a dezenas de outros elementos 
químicos. 
 
Tabela 02. Características do sol 
Raio médio 6,9060 . 10
10
 cm 
Massa 1,989 . 10
33
 g 
Volume 1,414 . 10
33
 cm
3
 
Densidade média 1,404 g cm
3
 
Gravidade à superfície 2,740 . 10
4
 cm s
-2
 
Período de rotação no equador 24,65 dias 
Fonte: VORONTSON-VIELIAMINOV (1974); COULSON (1975) 
Unidade IV 
 
25 
Tabela 03. Composição do Sol em % de massa. 
Elemento % 
Hidrogênio 75,00 
Hélio 24,25 
Outros constituintes 0,75 
Fonte: VORONTSON-VIELIAMINOV (1974); COULSON (1975) 
 
 
A partir do centro o sol é composto das 
seguintes camadas: Núcleo, Zona 
Convectiva, Fotosfera, Camada Inversora, 
Cromosfera e Coroa. 
 
Figura 07. Estrutura esquemática do sol (ALARSA, F. et al., 1982). 
 
 O Núcleo é a região mais interna onde ocorrem as transformações do hidrogênio em 
hélio. Tem um diâmetro da ordem de 1.100.000 km. Sua temperatura é de 
aproximadamente 20.000.000 K. 
 A Zona Convectiva é responsável pelo transporte de energia do núcleo, até a superfície do 
sol. Tem espessura de aproximadamente 150.000 km. 
 A Fotosfera é a região visível do sol, de onde provém a maior parte da energia radiante 
que chega à Terra. Tem espessura de cerca de 300 km e encontra-se a uma temperatura 
em torno de 5.770 K. 
 A Camada Inversora é responsável pelo aparecimento de raias escuras indicadoras dos 
elementos químicos ali existentes. Sua espessura é em torno de 2.500 km e a temperatura 
próximo de 4.000 
o
C. 
 A Cromosfera tem cor avermelhada, sua temperatura aumenta gradativamente desde a 
Camada Inversora, atingindo 50.000
o
C. Tem espessura estimada entre 6.000 e 15.000 km. 
 A Coroa é a camada mais externa e não tem espessura definida, pois depende da atividade 
solar Sua temperatura oscila entre valores próximos a 1.000.000
o
C. 
 Ocorrem no sol inúmeros fenômenos de grande importância como as Manchas Solares. 
A atividade do sol não é constante. Observa-se uma periodicidade da ordem de 11 anos 
na atividade solar. 
Figura 08. Atividade solar evidenciada pelo número de manchas (LIOU, K. N., 1980) 
 
Unidade IV 
 
26 
O sol emite radiação em praticamente todos os comprimentos de onda, embora 99,9 % 
da energia vinda do sol se situe na faixa compreendida entre 0,15 e 4,0 m de comprimento de 
onda. Dentro desse intervalo, cerca de 52 % da radiação solar que atinge a superfície da Terra 
está na faixa espectral do infravermelho, 44 % no visível e 4 % no ultravioleta (LEMON, 
1965). 
A energia solar que, num dado instante e local, atinge a superfície terrestre é chamada 
de radiação global, que pode ser dividida em duas componentes: 
 A radiação direta que provém diretamente do disco solar, quando este se mostra total ou 
parcialmente visível; e, 
 A radiação difusa, resultante da ação de espalhamento da atmosfera e que atinge o local 
considerado após ter sofrido um ou mais desvios. 
 
Figura 09. Distribuição espectral da radiação solar no tôpo da atmosfera e ao nível médio do 
mar, comparadas com a da emissão de um corpo negro a 6000 K. 
 
Radiação Eletromagnética, ou energia radiante, é a energia que se propaga sem 
necessidade da presença de um meio material. 
A radiação, se caracteriza pelo comprimento de onda (), ou pela freqüência de 
oscilação (). O comprimento de onda é definido como a distância que separa duas cristas 
consecutivas da onda; a freqüência pelo número de cristas que passa por um ponto de 
referência, na unidade de tempo. O comprimento de onda é normalmente expresso em 
centímetros, em micrometros, ou em Angstrom (1A = 10-4 cm) e a freqüência em ciclos por 
segundo , Hertzs (Hz) (VAREJÃO E SIVA, 2000). 
O produto do comprimento de onda () pela freqüência de oscilação () é igual à 
velocidade de propagação da luz no vácuo (C): 
 
C= 
 
Sendo C = 2,997925 . 10 
10
 cm s
-1
 (YAVORSKY & DETLAF, 1979). 
 
São conhecidas radiações com comprimento de onda que variam desde 10
-10
 cm (raios 
gama) até cerca de 10 
7
 cm (ondas longas de rádio). O espectro eletromagnético é, portanto, 
o conjunto de radiações eletromagnéticas ordenadas de acordo com suas freqüências, seus 
comprimentos de ondas ou número de ondas. 
Unidade IV 
 
27 
PROPRIEDADES RADIANTES DOS CORPOS 
 
São características inerentes a cada corpo que permitem a diferenciação entre os 
mesmos em função dos comprimentos de onda absorvidos, transmitidos, refletidos ou 
emitidos. 
 
Tabela 02. Divisão dos comprimentos de onda do espectro solar. 
Tipo de Radiação Comprimento de onda (m) % da Constante Solar 
Raios x e raios gama < 0,001 - 
Radiação ultravioleta 0,001 a 0,39 8,03 
Luz visível 0,39 a 0,77 46,41 
Radiação infravermelha 0,77 a 1000 46,40 
Ondas de rádio, radar, televisão etc. > 1000 - 
Fonte: IQBAL (1983) 
 
Tabela 03. Divisão dos comprimentos de onda do espectro solar visível. 
Cor Faixa de comprimento de onda (m) % da Constante Solar 
Violeta 0,39 a 0,45 7,96 
Indigo-azul 0,45 a 0,49 5,39 
Verde 0,49 a 0,58 11,70 
Amarelo 0,58 a 0,60 2,63 
Laranja 0,60 a 0,62 3,16 
Vermelho 0,62 a 0,77 15,57 
Fonte: IQBAL (1983) 
 
Corpo negro: 
 No estudo da radiação é conveniente considerar como modelo um corpo absorvente 
perfeito, ou seja, que apresente a = 1 para qualquer comprimento de onda. A este modelo, 
apenas conceitual (não existe na natureza), chama-se corpo negro. Ou seja, é aquele corpo 
capaz de absorver integralmente toda a energia radiante incidente sobre ele. 
 
Espelho Perfeito: É aquele corpo capaz de refletir integralmente toda a energia radiante 
incidente sobre ele (r=1). 
 
Emitância (Eλ): É a capacidade que um determinado corpo apresenta de emitir ou perder 
energia para outro corpo ou para o meio, depois que esta energia for transformada da formade onda curta para a forma de onda longa. 
 
Emissividade (): A emissividade de um corpo é definida como a razão entre a emitância 
monocromática deste corpo e a emitância monocromática de um corpo negro, estando ambos 
à mesma temperatura. Obviamente a emissividade de um corpo negro é igual a 1. 
 
Absortividade (a): A absortividade monocromática de um corpo é definida como a razão 
entre a quantidade de energia radiante absorvida pelo corpo e o total incidente sobre ele, para 
um dado comprimento de onda. A absortividade de um corpo negro é igual a 1. 
 
F
Fa
a  (02) 
Unidade IV 
 
28 
Refletividade (r): A refletividade monocromática de um corpo é dada pela razão entre a 
quantidade de energia radiante refletida pelo corpo e o total incidente sobre ele, para um 
dado comprimento de onda. Um corpo negro tem refletividade igual a 0. 
 
F
Fr
r  (03) 
 
Transmissividade (t): A transmissividade monocromática de um corpo é definida como a 
razão entre a quantidade de energia radiante transmitida e o total incidente sobre ele, para 
um dado comprimento de onda. Um corpo negro tem transmissividade igual a 0. 
 
F
Ft
t  (04) 
 
1  tra 
 
CONSTANTE SOLAR (Io) 
 
Denomina-se constante solar à quantidade de energia proveniente do sol que, na 
unidade de tempo, é interceptada por uma superfície plana, de área unitária, perpendicular à 
direção dos raios solares e situada, fora da influência da atmosfera, a uma distância média 
Terra-sol. Ou seja, é a irradiância em uma área normal à direção de propagação da energia 
solar, que seria observada, imediatamente acima da atmosfera, quando a Terra estivesse à 
distância média do sol. Seu valor pode ser estimado dividindo-se a emitância total do sol pela 
área de uma esfera, cujo raio seja igual à distância média Terra-sol, o que corresponde a 
aproximadamente 1367 W m
-2
, 1,96 cal cm
-2 
 min
-1
, 118 MJ m
-2
, com uma variação de  7 W 
m
-2
 (IQBAL, 1983). 
 
IRRADIÂNCIA SOLAR NO TÔPO DA ATMOSFERA 
 
 A energia solar que atinge uma superfície plana e horizontal, localizada fora da 
influência da atmosfera (Qo), depende da latitude (), da declinação solar () e do ângulo 
zenital (Z) no instante que se considere. 
 Para um determinado dia o valor de Qo pode ser estimado pela equação: 
 
 senHsenHsen
R
I
Qo o 

coscos
1440
2






 ~ cal cm
-2
 dia
-1
 (05) 
 
em que H é o ângulo horário ao nascer e pôr do sol, com a observação de que o primeiro valor 
de H deve ser expresso em radianos. 
 
Unidade IV 
 
29 
LEIS DA RADIAÇÃO 
 
Estudaremos aqui algumas das leis que explicam o comportamento da energia 
radiante desde sua origem até sua interação com a matéria. 
 
Lei de Kirchhoff 
 
Para um determinado comprimento de onda e uma dada temperatura a absortividade 
de um corpo é igual à sua emissividade. 
 
    a 
 
Em 1859, Gustav Kirchhoff descobriu que sob condições de equilíbrio radiativo, o 
quociente entre a emitância monocromática (E) de um corpo e seu correspondente 
coeficiente de absorção (a), depende apenas do comprimento de onda () e da temperatura 
absoluta (T), ou seja (COULSON, 1975): 
 
 T
a
,
E


  (06) 
 
onde є (,T) é a emissividade monocromática. 
 
Lei de Stefan-Boltzman 
 
 Em 1879, Josef Stefan mostrou experimentalmente que a radiação emitida pelo 
corpo negro em todos os comprimentos de onda (emitância total) é proporcional à 
quarta potência de sua temperatura absoluta. Ludwig Boltzman, em 1884, chegou à 
comprovação teórica dessa proporcionalidade, através da termodinâmica (COULSON, 
1975). 
A expressão que representa esta lei é: 
 
  4
00
, TdTEdMMe e   

 (07) 
 
onde  é chamada de constante de Stefan-Boltzman. De acordo com LIST (1971): 
 = 8,132 .10
-11
 cal cm
-2
 min
-1
 K
-4
 = 5,6697 .10
-8
 W m
-2
 K
-4
; 
Me, é a emitância do corpo. 
 Admite-se que a emitância dos corpos reais pode ser expressa como uma fração da 
emitância do corpo negro (máxima). Assim, 
 
Me = T
4
 (08) 
 
Sendo  o coeficiente de proporcionalidade, conhecido como coeficiente de emissividade do 
corpo em questão (Tabela 4). 
 O parâmetro  traduz o grau de “enegrecimento” do corpo (SELLERS, 1965), ou seja, 
o quanto sua emitância se aproxima da do corpo negro. 
 
 
Unidade IV 
 
30 
Tabela 04.Coeficientes de emissividade para algumas superfícies. 
Superfícies  
Água 0,92 a 0,96 
Areia molhada 0,95 
Areia seca 0,89 a 0,90 
Gelo 0,82 a 0,995 
Solo molhado 0,95 a 0,98 
Algodão 0,96 a 0,97 
Cana de açúcar 0,97 a 0,98 
Feijão 0,93 a 0,94 
Fumo 0,97 a 0,98 
Milho 0,94 a 0,95 
Fonte: SELLERS (1965); MONTEITH (1975) 
 
Lei de Wien 
 
 O comprimento de onda para o qual a emitância espectral de um corpo negro é 
máxima (λ
*
), é inversamente proporcional à sua temperatura absoluta (T). 
 
T
K
* 
 
No princípio da última década do século XIX os resultados experimentais mostravam 
que, para cada temperatura (T), devia haver um determinado comprimento de onda (m) 
correspondente ao máximo da função E (,T). Então, (m) é a abcissa do ponto onde se 
verifica a máxima emissividade à temperatura selecionada. 
 Em 1894, Wilhelm Wien concluiu que: 
 
Km = 2897,8 m K ( 09) 
 
Conhecida como lei do deslocamento de Wien, uma vez que exprime o deslocamento 
máximo da função E (,T) ao longo do eixo das abcissas. A equação, acima, evidencia que 
quando a temperatura aumenta, o valor de m diminui. Fisicamente essa equação revela que , 
quanto maior a temperatura da superfície emissora, mais se aproximará do ultravioleta o 
comprimento de onda da radiação emitida com maior intensidade. Caso a temperatura da 
superfície emissora venha a diminuir, esse deslocamento acontecerá na direção do 
infravermelho. Com isto deduz-se que qualquer corpo luminoso que venha progressivamente 
a se resfriar, deixará de emitir luz visível. 
 Em 1898, Wien chegou à conclusão que o máximo de E (,T), isto é, a ordenada 
correspondente a m deveria ser proporcional à quinta potência da temperatura absoluta do 
corpo negro. Desse modo, 
 
E (m, T) = KT
5
 (10) 
 
É a segunda lei de Wien, onde K é um fator de proporcionalidade. 
 
Unidade IV 
 
31 
 
Figura 04. Verificação gráfica da Lei de Wien. 
 
Lei de Planck 
 
 A energia emitida por um corpo negro é função da sua temperatura e da 
freqüência da radiação. 
 
 Até o final do século XIX, a forma da função E (,T), continuava a ser o maior desafio 
científico enfrentado pelos pesquisadores dessa área do conhecimento humano. Em 1900 
Planck conseguiu demonstrar a forma da função E (,T): 
 
 













1exp
,
25
1
T
C
C
TE


 (11) 
Em que: 
E (,T), expressa a emitância monocromática do corpo negro em W m
-2
 m
-1
; 
, é o comprimento de onda em m; 
T, a temperatura em K; 
C1 = 3,7427 . 10
8
 W m
4
 m
-2
; 
C2 = 1,4388 . 10
4
 m K. 
 
Lei de Beer-Bouguer-Lambert 
 
Quando um feixe monocromático de radiação atravessa um meio 
absorvente homogêneo, ele é atenuadoexponencialmente. 
Essa atenuação pode ocorrer tanto por absorção, como por difusão 
(espalhamento). A difusão será tanto mais eficiente quanto menor for o comprimento de onda 
da radiação. Por isso que o céu se apresenta azul. 
Fisicamente esta lei pode ser representada por: 
 Yk   exp0 (12) 
Onde: λ é o fluxo monocromático transmitido; 
 oλ, é o fluxo monocromático incidente; 
 k , o coeficiente monocromático de extinção; 
 Y, o caminho ótico. 
Unidade IV 
 
32 
 
 
 
Figura 05. Verificação gráfica da Lei de Beer-Bouguer-Lambert. 
 
Lei de Lambert 
 
 Quando um fluxo radiante (F) incide sobre uma superfície (S) formando um 
ângulo (Z) com a normal à superfície, a irradiância (I) sobre a superfície considerada 
será o produto da irradiância na superfície normal aos raios solares (IN) pelo cosseno 
do ângulo de incidência (cos Z). 
 
Matematicamente, teremos: 
 
)cos(ZII NZ  (13) 
 
 
 
Figura 06. Verificação gráfica da Lei de Lambert. 
 
Unidade IV 
 
33 
INTERAÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR COM A ATMOSFERA 
 
De acordo com a Tabela 05, os principais elementos químicos que absorvem a 
radiação solar na atmosfera, são: O2, O3, CO2, H2O, O e N, embora NO, N2O, CO e CH4 
também absorvam radiação, porém em pequenas quantidades. De uma forma geral, o 
nitrogênio, o oxigênio e o argônio representam mais de 99,99% da composição não variável 
da atmosfera. 
Em resumo, do total de radiação que incide no topo da atmosfera, 25 % é refletido 
pelas nuvens e 14 % difundido, enquanto 1 a 2 % é absorvido pelas nuvens; 18 % é espalhada 
para a atmosfera, sendo 7 % difundida para o espaço e 11% para a superfície; 16 % é 
absorvido pela atmosfera, enquanto 26 % atinge diretamente à superfície, a qual reflete 5 %. 
Portanto, dependendo do tamanho dos elementos espalhadores e do comprimento de 
onda da radiação, distingue-se dois tipos de espalhamento: 
 
Espalhamento Seletivo 
 
Espalhamento Rayleigh  é produzido essencialmente pelas moléculas de gases constituintes 
da atmosfera ou por partículas cujas dimensões são inferiores ao comprimento de onda da 
radiação interagente (r < 0,1.). 
Espalhamento Mie  ocorre quando a atmosfera contém essencialmente partículas esféricas, 
cujos diâmetros são da mesma ordem de grandeza ou maior do que o comprimento de onda da 
radiação incidente (r > 0,1.). 
 
Espalhamento Não-seletivo 
Ocorre quando o diâmetro das partículas é muito maior do que o comprimento de onda 
da radiação incidente. 
 
BALANÇO DE RADIAÇÃO NA SUPERFÍCIE 
 
O balanço de radiação na superfície é efetuado fazendo-se a soma dos fluxos de 
radiação de ondas curtas e ondas longas, conforme a equação abaixo: 
 
 
*** LKQ  
 
     LLKKQ* (14) 
 
em que: 
Q* representa o saldo de radiação; 
K é a radiação de onda curta incidente; 
K é radiação de ondas curtas refletida pela superfície; 
L é a radiação de onda longa emitida pela atmosfera na direção do solo; 
L é a radiação de onda longa emitida pela superfície, adicionada à radiação atmosférica de 
onda longa refletida pelo solo. 
 
Unidade IV 
 
34 
 
Figura 07 – Esquematização do balanço de radiação na atmosfera. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
a) Balanço de Radiação de Onda Curta 
 
O balanço de radiação de ondas curtas na superfície do solo (K*) será determinado a partir dos 
fluxos de radiação incidente e refletida, com base na equação: 
 
  rKKKK  1* (15) 
 
em que: r é o albedo de ondas curtas da superfície, obtido pela razão K /K. Quando não 
ela equação de Angstrom e 
Prescott. 
 







N
n
baQoK 
 
Balanço diurno Balanço noturno
 Rn K K L L Rn L L
Unidade IV 
 
35 
onde: 
Qo é a irradiância solar no topo da atmosfera; 
N é a insolação diária; 
N é o comprimento máximo do dia (fotoperíodo); 
a e b são constantes determinadas para cada localidade; (Sugestão: b = 0,52 e cos29,0a ) 
 
b) Balanço de Radiação de Onda Longa 
 
 O balanço de radiação de ondas longas será determinado pela equação: 
   LLL (16) 
 Para calcular a radiação de onda longa emitida pela atmosfera (L) será usada a 
equação proposta por BRUNT (1932) a qual foi testada nas condições semi-áridas do 
Nordeste por LEITÃO (1989) e mostrou ótimos resultados, qual seja: 
  eTL a 08,044,04   (17) 
 
em que: e é pressão parcial do vapor d'água em mb, e Ta é a temperatura do ar. A 
Equação (17) é uma das mais usadas, porém suas constantes devem ser ajustadas ao local de 
sua utilização. 
A radiação de ondas longas (L) emitida pela superfície, será calculada com base na 
equação de STEFAN-BOLTZMANN: 
4
sTL  (18) 
 
onde: є é a emissividade da superfície, Ts a temperatura média da superfície e  é a constante 
de Stefan-Boltzmann igual a 5,6697 . 10
-8
 W m
-2
 K
-4
. Segundo MONTEITH (1975), a 
emissividade da maioria das superfícies vegetais varia entre 0,90 e 0,98. Neste trabalho será 
 
 Para fins práticos, é mais comum usar a equação de BRUNT-PENMAN: 
 
)9,01,0)(56,009,0(* 4
N
n
eTL a   (19) 
Radiação Infravermelho - IR 
 
A radiação infravermelho (IR) na superfície pode ser obtida diretamente através de 
medidas radiométricas. 
 
Radiação Fotossinteticamente Ativa - PAR 
 
A radiação fotossinteticamente ativa (PAR) na superfície normalmente é obtida 
subtraindo-se da radiação global (K), as radiações ultravioleta (UV) e infravermelho 
incidentes (IR): 
 
  IRUVKPAR (19) 
 
 A radiação ultravioleta (UV) incidente na superfície deve ser obtida subtraindo-se da 
radiação global (K) a radiação PAR  e a radiação infravermelha (IR) : 
UV K PAR    (20) 
 
Unidade IV 
 
36 
IRRADIÂNCIA SOLAR EM SUPERFÍCIES INCLINADAS 
 
 Superfícies planas com inclinações e orientações diferentes recebem, também, 
quantidades diferentes de radiação solar, quando comparadas com uma superfície horizontal e 
plana, em um mesmo local e mesma época do ano. 
 Superfícies com a mesma inclinação e orientação Norte ou Sul recebem a mesma 
quantidade de radiação solar que receberia uma superfície plana e horizontal localizada a 
tantos graus de latitude mais a norte ou mais a sul do local em questão, quanto seja o seu 
ângulo de inclinação. 
 Superfícies com mesma inclinação e orientação Leste ou Oeste, recebem a mesma 
quantidade de radiação solar durante o dia, uma vez que para uma (orientação leste) o Sol se 
põe mais cedo, enquanto que para a outra (orientação oeste) o Sol nasce mais tarde. 
 Nos cálculos da radiação solar em superfícies inclinadas, pode ser levada em 
consideração a seguinte relação: 
 
 
HK
iK
QoH
Qoi


 ou HK
QoH
Qoi
iK  (21) 
 
onde: 
Qoi; é a radiação solar no topo da atmosfera para a superfície inclinada; 
QoH; a radiação solar no topo da atmosfera para a superfície horizontal; 
K↓i; a radiação global incidente na superfície inclinada; 
K↓H; a radiação global incidente na superfície horizontal. 
 
RADIAÇÃO SOLAR E AS PLANTAS 
 
Unidade IV 
 
37 
UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO SEMI-ÁRIDO – UFERSA 
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIASAMBIENTAIS - DCA 
DISCIPLINA: CLIMATOLOGIA 
 
3
a
 LISTA DE EXERCÍCIOS 
 
1. Estimar o valor da constante solar para um determinado dia do ano considerando que a 
distância média Terra-Sol é 149.700.000 km e que a emitância média do Sol é de 54,5.10
26
 
cal .min
-1
. 
 
2. No acompanhamento diário dos dados de temperatura da superfície de um solo, foram 
registradas as temperaturas de 45
o
C (máxima) e 25
o
C (mínima). Estimar a energia emitida 
pela referida superfície nos dois momentos de temperaturas extremas. 
 
3. Use a lei de Planck para estimar a emitância do Sol em cada uma das faixas do espectro 
visível do Sol. Usar o comprimento de onda médio de cada faixa. 
 
4. Estimar os comprimentos de onda para os quais a emitância de um corpo é máxima, 
considerando-se as temperaturas de 27
o
C e 5497
o
C. 
 
5. Estimar a quantidade de radiação solar que deverá incidir em uma superfície plana e 
horizontal no topo da atmosfera na cidade de Mossoró-RN (5
o
11’S; 37
o
20’W) no dia 25 de 
setembro de 2003. Expressar o resultado em cal.cm
-2
.min
-1
; Watt.m
-2
 e MJ.m
-2
. 
DADOS: 
Fator de correção à excentricidade terrestre: 0,9941 
Declinação solar: - 0,61
o
 
 
6. Determinar os valores médios de todos os componentes do balanço de radiação ao meio dia 
(hora local), na cultura da mangueira, no dia 05 de janeiro de 2002 em Mossoró-RN, 
considerando-se os seguintes dados: 
 Temperatura do ar: 35,34oC; 
 Temperatura do dossel vegetativo: 36,4oC; 
 Pressão atual do vapor d’água: 36,3mb; 
 Radiação de ondas curtas incidente: 1025W.m-2; 
 Albedo da mangueira: 17,4%. 
 
7. Uma Estação Agrometeorológica na cidade de Mossoró-RN (Lat: 5o11’S) forneceu no dia 
22 de setembro de 2003 os seguintes dados meteorológicos: 
 Temperatura média do ar: 24,9oC; 
 Insolação diária: 8,4 horas; 
 Pressão atual do vapor d’água: 20,2 mmHg; 
 Albedo do algodão: 21 %; 
 Irradiância solar no topo da atmosfera: 767 cal cm-2 d-1; 
 Fotoperíodo diário: 11,75 horas. 
 
Determinar à superfície da cultura: 
a) O balanço de radiação de ondas curtas; 
b) O balanço de radiação de ondas longas; 
c) O balanço total de radiação. 
Unidade IV 
 
38 
 
8. Determinar a radiação solar global, média diária, incidente na cidade de Goiânia, no mês de 
setembro, considerando-se as seguintes condições de orientação e inclinação da superfície: 
 Superfície plana e horizontal: 
 Superfície plana orientada para Norte com 15o de inclinação; 
 Superfície plana orientada para Sul com 15o de inclinação; 
 Superfície plana orientada para Leste com 15o de inclinação; 
 Superfície plana orientada para Oeste com 15o de inclinação. 
 
OBS: 
 Latitude do local: 16o 41’S; 
 Insolação média mensal em setembro: 360 horas. 
 
9. Raciocine e responda as seguintes perguntas: 
a) Qual a inclinação ótima para um coletor solar plano e fixo para ser usado durante todo 
o ano em Goiânia ? 
b) Qual a inclinação ótima para um coletor solar plano e móvel para ser usado no dia 22 
de setembro em Goiânia ? 
c) Quais serão os dias durante o ano, em Mossoró-RN, nos quais um coletor solar plano, 
horizontal e fixo, absorverá o máximo de radiação possível? 
 
 
 
Unidade V 
 
39 
 
UNIDADE V 
 
TEMPERATURA DO AR E DO SOLO 
 
 A temperatura reflete o nível de energia térmica de um corpo. A temperatura do ar 
reflete a temperatura reinante em um ponto da atmosfera próximo á superfície terrestre e 
expressa a energia contida no meio. 
 
ESCALAS DE TEMPERATURA 
 
Escala Ponto de Fusão Ponto Tríplo Ponto de Ebulição 
KELVIN (
o
K) 273,15 273,16 373,15 
CELSIUS (
o
C) 0 0,01 100 
FARENHEIT (
o
F) 32 32,018 212 
RANKINE (
o
R) 491,670 491,688 671,670 
 
O balanço de radiação da superfície por ser variável ao longo do dia e do ano, promove 
variações na temperatura do solo e do ar. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1. Curso diário da radiação solar absorvida pelo solo e emissão efetiva terrestre. 
 
 
Áreas I + II → Total diário de radiação absorvido; 
Áreas I + III → Total diário da radiação efetiva terrestre; 
Área I → Radiação solar absorvida e usada para repor parte da emissão efetiva terrestre; 
Área II → Fração excedente da radiação solar absorvida que estará disponível para outros 
processos; 
Área III → Déficit de radiação da superfície. 
Nos pontos A e B o balanço de radiação é nulo (Temperaturas máxima e mínima). No 
intervalo entre A e B é positivo, enquanto que no intervalo BA é negativo. 
 
 
Unidade V 
 
40 
FLUXOS DE CALOR NO SISTEMA SOLO/ATMOSFERA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2. Repartição do balanço de radiação Q na superfície do solo. 
 
Q* → Balanço de radiação na superfície; 
A → Fluxo de calor para aquecimento do ar; 
S → Fluxo de calor para o interior do solo; 
E → Fluxo de calor latente usado na evaporação; 
 
TEMPERATURA DO SOLO 
 
 A temperatura do solo influencia diretamente: 
 a fertilidade do solo; 
 a atividade da flora microbiana; 
 a atividade dos íons; 
 a absorção de água pelas raízes; 
 a decomposição da matéria orgânica; 
 a germinação das sementes; 
 a atividade metabólica e crescimento das raízes; 
 a permeabilidade da membrana citoplasmática das raízes; 
 a viscosidade do protoplasma das raízes. 
 
 O balanço de energia em um horizonte de solo considerado é dado por: 
 
    dz
z
Q
tdzzQtzQ


 ;; 
 
o sinal negativo indica que uma quantidade de calor está sendo absorvida pela camada de solo 
considerada, quantidade esta que é responsável pelo seu aquecimento. 
 
 
Unidade V 
 
41 
DETERMINAÇÃO DA TEMPERATURA DO SOLO EM UMA DADA PROFUNDIDADE 
 
 


















D
w
zwtsenTTtzT
D
w
z
o
2
exp,
2
 
 
T(z,t) é a temperatura do solo na profundidade (z) e no tempo (t) (
o
C); 
T é a temperatura média do perfil de solo (
o
C); 
To é a amplitude máxima de temperatura na superfície do solo (
o
C); 
w é a velocidade angular da Terra (7,27 . 10
-5
 rad . seg
-1
); 
D é a difusividade térmica do solo (cm
2 
. seg
-1
). 
 Na superfície do solo z=0: 
 
   wtsenTTtT o,0 
 
oT
TT
senwt

 
 
DETERMINAÇÃO DA DENSIDADE DE FLUXO DE CALOR NO SOLO EM UMA 
DADA PROFUNDIDADE 
 
 


















42
exp,
2 
D
w
zwtsen
D
w
kTtzQ
D
w
z
o 
 
Q(z,t) é a densidade de fluxo de calor no solo; 
K é a condutividade térmica do solo (cal . cm
-1
 . seg
-1
 . 
o
C). 
 
Na superfície do solo z = 0: 
  






4
,0

wtsen
D
w
kTtQ o 
 
Condutividade Térmica do solo → é a quantidade de calor que flui por unidade de tempo 
através de uma unidade de seção transversal do solo, em resposta a uma variação de 
temperatura específica. Seu valor depende da composição da fração sólida do solo, do teor de 
umidade, da densidade global, da porosidade e do teor de matéria orgânica do solo. Para a 
maioria dos solos considera-se k = 2,5 . 10
-3
 cal . cm
-1
 . seg
-1
 . 
o
C. 
 
 
2
ln
bT
aant
k
o
 
a, é o coeficiente linear da reta do ln de Qmax. Pela profundidade (z); 
b é o coeficiente angular. 
 
Unidade V 
 
42 
Difusividade Térmica do solo → é uma função parabólica do teor de umidade do solo, isto é, 
um teor de umidade baixo reduz o efeito isolante do espaço livre (poro) ocupado pelo ar, mas 
à medida que a umidade aumenta, os poros são preenchidos progressivamente. Seu valor 
médio para a maioria dos solos é D = 5 . 10
-3
 cm
2
 . seg
-1
. 
 
22b
w
D  
 
VARIAÇÃO DA TEMPERATURA DO SOLO 
 
 A variação diária e anual da temperatura do solo acompanha a variação do balanço de 
radiação na superfície. Durante o dia quando o balanço de radiação é positivo, a temperatura 
do solo diminui com a profundidade, enquanto que durante a noite quando o balanço é 
negativo, a temperatura aumenta com a profundidade. Abaixo dos 40 a 50 cm verifica-se 
isotermia. 
 
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