Apostila Climatologia ICT - 423

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ICT - Instituto de Ciência e Tecnologia - Campus Poços de Caldas 
 
 
 
 
MATERIAL DE APOIO 
 
 
ICT 423 - CLIMATOLOGIA 
 
 
 
Professor José de Oliveira Melo Neto 
 
 
 
 
 
 
2017 
Nota: Este material tem a finalidade exclusiva de auxiliar os alunos da disciplina ICT 423 – 
Climatologia em seus estudos, servindo apenas como um guia no acompanhamento da 
referida disciplina. Recomenda-se a leitura da bibliografia presente no fim do material para 
o aprofundamento sobre os temas aqui abordados. Destaca-se a leitura do livro 
“Meteorologia básica e aplicações” de autoria de Rubens Leite Vianello e Adil Rainier 
Alves, do texto acadêmico “GNE109 – Agrometeorologia” de autoria de Luiz Gonsaga de 
Carvalho, Antônio Augusto e Pedro Castro Neto, além da apostila da disciplina “LCE 306 - 
Meteorologia Agrícola” de autoria de Antônio Pereira, Luiz Angelocci e Paulo Sentelhas, 
materiais estes que serviram de base para confecção deste material de apoio. 
 
ÍNDICE 
 
Capítulo 1 - Introdução à climatologia ................................................................... 5 
1.1 – Tempo x Clima .......................................................................................... 5 
1.2 – Elementos e fatores meteorológicos/climatológicos ...................................... 5 
1.3 – Definições importantes .............................................................................. 7 
Capítulo 2 - Atmosfera terrestre e relações astronômicas Terra-Sol .................. 9 
2.1 – Composição e estrutura da atmosfera terrestre .............................................. 9 
2.2 – Relações astronômicas entre a Terra e o Sol ............................................... 11 
2.2.1 – Coordenadas celestes ............................................................................ 13 
2.2.2 – Declinação solar e estações climáticas ................................................. 14 
2.2.3 – Duração astronômica do dia ................................................................. 16 
Capítulo 3 - Radiação solar ................................................................................... 19 
3.1 – Conceitos ..................................................................................................... 20 
3.2 – Espectro da radiação solar ........................................................................... 21 
3.3 – Leis da radiação ........................................................................................... 22 
3.3.1 – Lei de Planck ........................................................................................ 22 
3.3.2 – Lei de Wien .......................................................................................... 23 
3.3.3 – Lei de Stefan-Boltzmann ...................................................................... 23 
3.3.4 – Lei de Lambert...................................................................................... 23 
3.4 – Efeitos da atmosfera sobre a radiação solar ................................................. 24 
3.5 – Irradiância solar global: direta e difusa ........................................................ 25 
3.6 – Medição da irradiância global terrestre........................................................ 26 
Capítulo 4 - Balanço de radiação .......................................................................... 28 
4.1 – Medição do saldo de radiação ...................................................................... 29 
4.2 – Balanço de ondas curtas (Rns) ..................................................................... 30 
4.3 – Balanço de ondas longas (Rb) ..................................................................... 32 
4.4 – Estimativa da radiação líquida (Rn) ............................................................. 33 
Capítulo 5 - Temperatura do solo e do ar ............................................................ 34 
5.1 – Temperatura do solo .................................................................................... 34 
5.1.1 – Fatores determinantes para variação da temperatura do solo ............... 35 
5.2 – Temperatura do ar ........................................................................................ 36 
5.3 – Instrumentação e monitoramento da temperatura do solo ........................... 37 
5.4 – Instrumentação e monitoramento da temperatura do ar ............................... 38 
5.5 – Temperatura média ...................................................................................... 38 
5.6 – Temperatura e desenvolvimento das plantas (Graus-dia) ............................ 39 
Capítulo 6 - Umidade do ar atmosférico .............................................................. 42 
6.1 - Teor de vapor d'água no ar atmosférico ....................................................... 43 
6.2 - Quantificação da umidade do ar ................................................................... 44 
6.3 - Orvalho ......................................................................................................... 45 
6.4 - Instrumentação e monitoramento da umidade do ar ..................................... 46 
Capítulo 7 - Vento ................................................................................................... 49 
7.1 - Ciclones e anticiclones ................................................................................. 51 
7.2 - Circulação geral da atmosfera ...................................................................... 52 
7.2.1 - ZCIT e ZCET ........................................................................................ 53 
7.3 – Oscilação Sul ............................................................................................... 54 
7.4 - Sistemas de ventos locais ............................................................................. 56 
7.4.1 - Brisas ..................................................................................................... 56 
7.4.2 - Vento de Foehn ..................................................................................... 58 
7.5 - Medição e monitoramento de ventos locais ................................................. 58 
Capítulo 08 - Precipitação ...................................................................................... 62 
8.1 - Condensação ................................................................................................. 63 
8.2 - Formação e classificação de nuvens ............................................................. 64 
8.3 - Massas de ar e frentes ................................................................................... 66 
8.4 - Formação de chuvas ..................................................................................... 68 
8.5 - Classificação de chuvas ................................................................................ 70 
8.6 - Instrumentação e monitoramento de chuvas ................................................ 71 
Capítulo 9 - Evapotranspiração ............................................................................ 76 
9.1 - Conceitos de evapotranspiração ................................................................... 79 
9.2 - Conceitos complementares associados à evapotranspiração ........................ 80 
9.3 - Determinação da evapotranspiração ............................................................. 81 
9.4 - Métodos de estimativa da evapotranspiração ............................................... 84 
9.4.1 – Método do tanque Classe A .................................................................. 84 
9.4.2 – Método de Thornthwaite ...................................................................... 86 
9.4.3 – Método de Penman-Monteith parametrizado pela FAO....................... 87 
Capítulo 10 - Balanço Hídrico Climatológico ...................................................... 89 
10.1 - Roteiro para o cálculo do BalançoHídrico Climatológico......................... 91 
Capítulo 11 – Classificação Climática .................................................................. 97 
11.1 – Classificação climática de KÖPPEN ......................................................... 97 
11.2 – Classificação climática de Thornthwaite ................................................. 101 
5 
 
Capítulo 1 - Introdução à climatologia 
 
A superfície da Terra apresenta variações significativas de suas paisagens e estas se 
devem, em grande parte, à atuação conjunta de diversos agentes naturais. Dentre esses 
agentes, o clima tem relevância na configuração da paisagem devido a sua dinâmica 
temporal e espacial, além de sua potencialidade em afetar e ser afetado por outros agentes 
naturais. 
O clima é fator preponderante na distribuição espacial das diversas formas de vida, 
por exemplo, metade das espécies animais da Terra ocorrem nas florestas tropicais 
(equivalente a 7 % da superfície do planeta), enquanto que, a diversidade decai 
substancialmente a medida que nos aproximamos das regiões polares. 
 
1.1 – Tempo x Clima 
 
Para uma melhor compreensão dos temas abordados neste material faz-se necessária 
uma diferenciação entre tempo e clima. 
Tempo é o estado da atmosfera em um dado instante e lugar. O tempo é estudado na 
Meteorologia, ciência que busca analisar os fenômenos físicos da atmosfera (meteoros). O 
Clima corresponde a síntese do tempo num determinado lugar para um tempo cronológico 
especifico. A Climatologia é a ciência que estuda o comportamento médio do tempo. 
 O meteorologista e o climatologista, contudo, diferem significativamente em sua 
metodologia de trabalho: enquanto o meteorologista aplica as leis da física clássica e as 
técnicas matemáticas no estudo dos fenômenos atmosféricos, o climatologista utiliza 
técnicas estatísticas para inferir informações a respeito do clima. 
 
1.2 – Elementos e fatores meteorológicos/climatológicos 
 
Elementos são grandezas (variáveis) que caracterizam o estado da atmosfera. Os 
principais são: radiação solar, temperatura do ar, umidade relativa do ar, pressão, 
6 
 
velocidade e direção do vento, precipitação pluvial (chuva) e nebulosidade. Os elementos 
meteorológicos variam tanto espacial quanto temporalmente. 
Fatores são agentes causais que condicionam os elementos climáticos. Fatores 
geográficos tais como latitude, altitude, continentalidade/oceanalidade, tipo de corrente 
oceânica, afetam os elementos. Por exemplo, quanto maior a altitude menor a temperatura e 
a pressão atmosférica. Rigorosamente, uma distinção entre fator e elemento é, em muitos 
casos, artificial ou teórica, por exemplo, a radiação pode ser um fator que promove 
variações das condições atmosféricas, mas considerando-a isoladamente é também um 
elemento climático, dependente da latitude, altitude e época do ano. 
A variação espacial dos fatores físicos capazes de modificar o clima pode ser 
agrupada em duas escalas distintas de observação: global e regional/local. Na escala global 
estes fatores são, principalmente: 
 Flutuação na quantidade de energia solar emitida; 
 Variações na órbita terrestre e no eixo de rotação; 
 Aumento ou redução do dióxido de carbono atmosférico; 
 Variações na quantidade de poeiras atmosféricas; 
 Modificações nas características da superfície dos continentes e dos oceanos. 
 
Na escala regional ou local, outros fatores podem ser acrescentados: 
 Altitude; 
 Relevo; 
 Presença do mar (maritimidade); 
 Continentalidade; 
 Latitude; 
 Classe de solo; 
 Cobertura do solo. 
 
7 
 
Os fenômenos atmosféricos ocorrem de forma contínua no espaço, porém, para fins 
de análise das informações, faz-se necessária a compartimentação da interpretação destas 
informações em três escalas: macro, meso e micro. 
A macro-escala trata dos fenômenos em escala regional ou geográfica, que 
caracteriza o clima de grandes áreas pelos fatores geográficos (latitude, altitude, etc.). 
Nessa escala, descreve-se, por exemplo, o clima da região sul de Minas Gerais. 
A meso-escala permite analisar os fenômenos atmosféricos em função da 
localidade, em que a topografia condiciona o clima pelas condições do relevo local. Como 
exemplo tem o clima na bacia hidrográfica do Ribeirão Cipó. 
A micro-escala é aquela que condiciona o clima em pequena escala (microclima), 
sendo função do tipo de cobertura do terreno (solo exposto, gramado, floresta, cultura 
rasteira, represa, etc.), que determina o balanço local de energia. O fator principal é a 
cobertura do terreno e cada tipo de cobertura tem influência própria sobre o microclima. 
Ex.: Clima no interior de um fragmento de floresta ombrófila densa (Mata Atlântica). 
Em relação ao tempo cronológico as condições atmosféricas apresentam alta 
variabilidade e dinâmica mais complexa de seu comportamento, variando de escalas muito 
pequenas (horas ou dias) para escalas maiores (estações do ano, anual, decadal, eras). 
 
1.3 – Definições importantes 
 
Neste tópico são apresentados conceitos fundamentais para compreensão do clima. 
Define-se Normal climatológica (NC) de um elemento climático em um local o 
valor médio correspondente a um número de anos suficiente para poder admitir que ele 
representa o valor predominante daquele elemento no local considerado. A Organização 
Mundial de Meteorologia (OMM) fixou um período contínuo de observação de dados de 30 
anos para caracterizar uma NC. 
 
 
 
 
8 
 
Tabela 1. Normais climatológicas de precipitação pluvial para algumas localidades. 
 
Fonte: INMET. 
 
Define-se a variabilidade climática como uma variação das condições climáticas 
em torno da média climatológica. Esta variabilidade pode ser analisada em termos da 
sazonalidade dos fenômenos quanto de anomalias que possam ocorrer ao longo do tempo. 
Sazonalidade climática corresponde a periodicidade que os fenômenos 
meteorológicos ocorrem, sendo característicos de uma época. 
Anomalia climática refere-se a uma flutuação extrema de um elemento em uma 
série climatológica, com desvios acentuados do padrão observado de variabilidade. 
Mudança climática é um termo que designa uma tendência de alteração da média 
de um elemento meteorológico no tempo. 
 
9 
 
Capítulo 2 - Atmosfera terrestre e relações astronômicas Terra-Sol 
 
Define-se como atmosfera terrestre a fina camada de gases que circunda o planeta 
Terra. A atmosfera possui, no total, 480 quilômetros de espessura, no entanto, ela não se 
distribui de forma homogênea no espaço, apresentando cerca de 80 % de sua concentração 
na camada até 16 km de altura em relação à superfície média da Terra. 
A atmosfera apresenta fundamental importância à presença de vida na Terra, pois 
atua como sede dos fenômenos meteorológicos e também como determinante da qualidade 
e da quantidade da radiação solar que atinge a superfície. 
 
2.1 – Composição e estrutura da atmosfera terrestre 
 
A atmosfera pode ser considerada como constituída majoritariamente por dois 
gases: nitrogênio (78% em volume) e oxigênio (21%). São também seus constituintes 
naturais os gases inertes: argônio, criptônio, hélio, neônio e xenônio. Esses sete gases 
formam a matriz atmosférica. Existem ainda na atmosfera outros gases de importância 
física, química e biológica, se destacando o dióxido de carbono (CO2), o ozônio (O3), e o 
vapor d'água. 
 
Tabela 1 – Composição química percentual média da atmosfera terrestre. 
Elemento químico Percentual 
Principais gases 
Nitrogênio 78,084 % 
Oxigênio 20,946 % 
Outros gases 
Argônio 0,9340 % 
Dióxido de carbono 365,0 ppmv 
Neônio 18,18 ppmv 
Hélio 5,24 ppmv 
Metano 1,745 ppmv 
Criptônio 1,14 ppmv 
Hidrogênio 0,55 ppmv 
Oxido nitroso 0,50 ppmv 
Xenônio 0,09 ppmv 
Ozônio 
0,0 – 0,07 ppmv - inverno 
0,0 – 0,02 ppmv - verão 
Dióxido de nitrogênio 0,02 ppmv 
10 
 
Tabela 1 – Continuação... 
Elemento químico PercentualOutros gases 
Iodo 0,01 ppmv 
Monóxido de carbono 0,0 a vestígios 
Amônia 0,0 a vestígios 
 
Os gases atmosféricos naturais fazem parte de ciclos geológicos, sempre com 
tendência ao equilíbrio dinâmico, em que os oceanos e florestas atuam, na maioria das 
vezes, como reservatórios, tanto para suprir deficiências como para absorver excessos. 
Portanto, em função dessa dinâmica, só se pode falar de uma composição atmosférica 
média que varia no tempo e no espaço. 
Apesar da matriz básica ser fundamental para a manutenção da vida na superfície 
terrestre, a concentração dos componentes variáveis apresenta importância física e 
biológica. A importância física está diretamente ligada ao balanço de radiação da Terra, 
retendo parte das ondas de calor emitidas pela superfície e na atenuação da radiação 
proveniente do Sol, enquanto que, a importância biológica está associada ao suprimento de 
matéria prima para o processo da fotossíntese (CO2) e regulando o processo de transpiração 
das plantas. 
A atmosfera terrestre é estruturada verticalmente em camadas com base nas suas 
características físico-químicas, principalmente em relação as temperaturas e concentração 
de gases. Ela é subdividida em cinco camadas bem definidas e três zonas de transição. 
Troposfera (camada onde ocorrem os fenômenos meteorológicos), Tropopausa (transição), 
Estratosfera (camada onde ocorre a absorção dos raios UV pelo O3), Estratopausa 
(transição), Mesosfera, Mesopausa (transição), Termosfera e Exosfera. 
A Troposfera é a camada onde ocorrem os principais “meteoros”, concentrando 
cerca de 75% do volume da atmosfera e quase a totalidade do vapor d’água e aerossóis. A 
Estratosfera tem a presença marcante da camada de ozônio, com absorção da radiação 
ultravioleta e cerca de 24% do volume da atmosfera. Já as camadas da Mesosfera e 
Termosfera são responsáveis pela absorção dos raios X e Gama, além da reflexão das ondas 
de rádio. Por fim, a Exosfera que apresenta elevadas temperaturas e grande incidência de 
poeira cósmica. 
11 
 
2.2 – Relações astronômicas entre a Terra e o Sol 
 
 O Sol é fonte primária de energia para todos os processos termodinâmicos que 
ocorrem na superfície da Terra, sem os quais a vida, da forma existente, não seria possível. 
Portanto, o estudo das relações astronômicas entre a Terra e o Sol, assume papel 
fundamental para o entendimento da meteorologia e ciências correlatas como a 
climatologia. 
Para uma melhor compreensão das relações entre a Terra e o Sol faz-se necessário 
entender os efeitos de posição (coordenadas geográficas) nestas relações. Abaixo serão 
listados alguns conceitos fundamentais de posição: 
Plano do Equador corresponde a um plano imaginário perpendicular ao eixo 
terrestre que contém o centro da Terra. A interseção do plano do equador com a superfície 
terrestre formará uma linha imaginária (círculo), denominada linha do equador ou 
simplesmente Equador. O plano do equador divide a Terra em dois hemisférios: Hemisfério 
Norte e Hemisfério Sul. 
Planos Paralelos são planos perpendiculares ao eixo terrestre e que não contém o 
centro da Terra. São, portanto, paralelos ao plano do equador. A interseção dos planos 
paralelos com a superfície da Terra formará linhas imaginárias (círculos) denominadas 
paralelos. 
Planos Meridianos são planos imaginários que contém o eixo terrestre (planos 
perpendiculares ao plano do equador), os quais são denominados planos meridianos. A 
interseção dos planos meridianos com a superfície da Terra formarão linhas imaginárias 
(círculos) denominadas meridianos, que vão de um polo ao outro. 
Longitude corresponde ao ângulo formado entre o plano meridiano que passa pelo 
local e o plano do meridiano de Greenwich, cuja longitude é 00º00’00”, sendo expressa em 
graus, minutos e segundos para leste (E) ou oeste (W) de Greenwich. A magnitude da 
longitude é de 0 a 180º. Portanto, todos os locais situados em um mesmo meridiano terão a 
mesma longitude. 
12 
 
 
Figura 1 – Representação da longitude. 
 
Latitude é o ângulo formado pela abertura do arco do meridiano local entre o 
Equador e o paralelo que passa pelo local, tendo como origem o centro da Terra, sendo 
expressa em graus, minutos e segundos para norte (N) ou sul (S) do Equador, cuja latitude é 
00º00’00”. Tem magnitude 0 a 90º. Todos os locais situados sobre o mesmo paralelo terão 
a mesma latitude. A latitude também pode ser designada por sinais (+) para latitude norte 
(N) ou (-) para latitude sul (S). 
 
 
Figura 2 – Representação da latitude. 
 
Altitude é a distância vertical entre a projeção esférica do nível médio dos mares e o 
local considerado. Tem como referência o nível do mar. É expressa em metros e frações. 
Altura, porém, é uma distância vertical em relação a uma referência qualquer considerada. 
 
13 
 
2.2.1 – Coordenadas celestes 
As coordenadas celestes permitem identificar a posição do Sol em relação à Terra 
em qualquer horário, dia e local. Para isso a Terra é reduzida a um ponto no centro da 
esfera celeste. 
 
Figura 3 – Esfera celeste. 
 
Abaixo são apresentados conceitos relacionados as coordenadas celestes. 
Plano do horizonte é o plano que tangencia a superfície da Terra em um ponto 
local. Qualquer superfície em nível é uma seção do plano do horizonte local. 
A linha Zênite-Nadir pode ser compreendida ao designarmos um P ponto qualquer 
localizado na superfície terrestre. A partir deste ponto, tracemos o diâmetro do planeta, 
prolongando esta linha para o espaço. A partir do ponto P, o sentido contrário ao centro da 
Terra é denominado Zênite e o sentido ao centro da Terra é denominado Nadir, daí o nome 
para esta linha imaginária de Zênite-Nadir. 
Plano da eclíptica é o plano que contém a órbita da Terra em torno do Sol e, 
obviamente o centro da Terra e o centro do Sol a qualquer instante. 
Ângulo zenital (Z) é o ângulo formado pela linha que une o centro do Sol ao centro 
da Terra com a linha do zênite local. 
14 
 
Elevação do Sol é o ângulo formado pela linha que une o centro do Sol ao centro da 
Terra com a sua projeção no plano do horizonte local. É o complemento do ângulo zenital. 
O ângulo zenital (Z) pode ser obtido a partir da Equação 1. 
 
𝑍 = 𝑎𝑟𝑐𝑐𝑜𝑠(sin 𝜙 × sin 𝛿 + cos 𝜙 × cos 𝛿 × cos ℎ) (1) 
 
Em que corresponde a ϕ latitude do local, δ refere-se a declinação solar e h o ângulo 
horário. Todas as variáveis podem ser trabalhadas tanto em graus decimais quanto em 
radianos, devendo-se claro manter a uniformidade de unidades entre elas. Para o cálculo do 
ângulo horário (h) pode-se utilizar das Equações 2 (em radianos) e 3 (em graus decimais). 
 
ℎ = (𝐻𝑜𝑟𝑎 − 12) ×
𝜋
12
 (2) 
 
ℎ = (𝐻𝑜𝑟𝑎 − 12) × 15 (3) 
 
2.2.2 – Declinação solar e estações climáticas 
Tomando-se como referencia os movimentos da Terra e suas relações com o Sol 
temos dois movimentos: Rotação e Translação. 
Rotação é o movimento da Terra efetuado em torno de seu eixo imaginário a uma 
velocidade angular de mais ou menos 2πrad/24 horas, ou seja, uma rotação completa por dia. 
Este movimento gera a alternância dos dias e noites para a Terra. Já translação é o movimento 
efetuado pela Terra em torno do Sol, com duração de aproximadamente 365 dias e seis horas. 
Ao traçarmos um raio imaginário ligando o centro da Terra à posição do Sol, forma-
se um ângulo em relação ao plano equatorial terrestre, este ângulo é chamado de declinação 
solar (δ). 
A declinação solar está relacionada ao movimento aparente no sentido Norte–Sul, 
sendo variável ao longo do ano entre os valores de 23° 27’ S (ou –23,45°) e de 23° 27’ N 
(ou +23,45°). Esses valores extremos são consequências da inclinação que o eixo terrestre 
faz com alinha normal ao plano de translação do planeta em torno do Sol (plano da 
15 
 
Eclíptica), e determinam na Terra, respectivamente, os Trópicos de Câncer e de 
Capricórnio.Em função da variação da posição relativa Terra-Sol ao longo do ano, algumas 
dessas posições foram adotadas como características, determinando as estações do ano. 
Define-se Equinócio quando o Sol aparentemente se encontra sobre a linha do Equador 
terrestre (δ = 0°); e isto ocorre duas vezes por ano (por volta de 21/03 e de 23/09). Logo, os 
equinócios indicam o início do outono e da primavera. 
Solstício é quando o Sol atinge seu afastamento máximo da linha do equador, e isto 
ocorre também duas vezes por ano. Em torno de 22/06, o Sol está aparentemente sobre o 
Trópico de Câncer (Hemisfério Norte), e determina o início do inverno no hemisfério sul; 
mas em 22/12, quando ele está sobre o Trópico de Capricórnio (Hemisfério Sul), inicia-se 
o nosso verão. 
 
 
Figura 4 – Movimento de translação e estações climáticas para o hemisfério Sul. 
 
A declinação solar pode ser calculada pelas Equações 4 e 5 em graus decimais e 
radianos, respectivamente. 
 
16 
 
𝛿 = 23,45 sin [
360
365
× ( 𝐽 − 80)] (4) 
 
𝛿 = 0,4093 sin [
2𝜋
365
× ( 𝐽 − 1,405)] (5) 
 
Em que J corresponde ao dia juliano. Dia juliano é o número de dias transcorridos 
desde o dia 1º de janeiro. 
 
2.2.3 – Duração astronômica do dia 
Devido a grande distância entre a Terra e o Sol, consideram-se que os raios solares 
sejam paralelos entre si para com a Terra. Estes raios, ao tangenciar a superfície terrestre, 
delimitam um círculo máximo que divide a Terra em dois hemisférios, um iluminado (DIA) 
e outro não (NOITE). 
 
 
Figura 5 – Duração astronômica do dia em pontos da Terra. 
17 
 
Observando então, a figura acima, devido ao “movimento” anual do Sol, tem-se 
uma variação da duração dos dias para cada local ao longo do ano para ambos os 
hemisférios. Por exemplo, considere o Sol “posicionado” no solstício de inverno para o 
hemisfério sul e um local A neste mesmo hemisfério. Observa-se que no ponto A, com o 
movimento de rotação da Terra, o Sol está nascendo e, com o movimento contínuo de 
rotação, este ponto ao atingir a posição A’ estará atingindo o meio dia solar (raios solares 
culminando no plano do meridiano local). E, por fim, quando o ponto A atinge a posição 
A”, têm-se o pôr do Sol. Assim o ponto A descreveu um ângulo H, chamado de ângulo 
horário de nascer ou pôr do Sol (H) tendo como definição o ângulo formado pelo percurso 
de um ponto na superfície da Terra desde o nascer do Sol neste ponto até o meio dia solar e 
a sua origem é considerada como sendo ao meio dia solar. 
Nota-se que para o ponto C no hemisfério norte este ângulo é maior, fazendo com 
que o percurso do ponto C do nascer ao pôr do Sol é maior, caracterizando uma duração do 
dia maior em relação ao ponto A. Esta situação vai se invertendo a medida que o Sol 
“caminha” para o solstício de verão do hemisfério sul, tendo-se a duração dos dias 
aumentadas. Pode-se compreender assim, que as variações dos dias e noites ao longo do 
ano, são maiores a medida que se afasta do Equador, tendo-se como extremos, uma 
situação invariável no Equador (12 e 12 horas para o dia e a noite) e nos polos (0 hora para 
o dia e 24 horas para a noite e vice-versa). 
O ângulo horário do nascer ou pôr do sol, dado em horas, pode ser estimado pela 
Equação 6. 
 
𝐻 = 𝑎𝑟𝑐𝑐𝑜𝑠(− tan 𝜙 × tan 𝛿) (6) 
 
Em que ϕ e δ são a latitude e a declinação solar, respectivamente, ambos em graus 
decimais. Para obtenção do ângulo horário do nascer ou pôr do sol em radianos a notação 
da Equação 6 muda de H para ωs e as informações entrando em radianos, 
consequentemente. 
A duração astronômica do dia (Fotoperíodo) representa o número máximo de 
horas possíveis de insolação. A duração do fotoperíodo, além de sua importância em 
18 
 
determinar o total diário de radiação solar incidente sobre um local na Terra, é importante 
fator ecológico, pois grande número de espécies vegetais apresenta processo de 
desenvolvimento que responde a esse fator (fotoperiodismo). 
A duração astronômica do dia (N) pode ser estimada pelas Equações 7 e 8 para 
valores do ângulo horário do nascer ou por do sol em graus decimais e em radianos, 
respectivamente. 
 
𝑁 =
2𝐻
15
 (7) 
 
𝑁 =
24
𝜋
𝜔𝑠 (8) 
 
19 
 
Capítulo 3 - Radiação solar 
 
O Sol é considerado a fonte primária de energia para os processos físicos e 
biológicos que ocorrem na Terra. A radiação solar (energia radiante emitida pelo sol) é o 
principal elemento meteorológico, pois é ela que desencadeia todo o processo 
meteorológico afetando todos os outros elementos. 
Assumindo-se que, até atingir a superfície da Terra, a luz solar percorre uma 
distância aproximada de 150 milhões de quilômetros (1,5 10
8 
km) a uma velocidade de 300 
10
3
km/s (3 10
8
m/s), ela gasta cerca de 500 s (8,3 min) nessa trajetória. Isto significa que 
todos os fenômenos solares, observados da superfície terrestre, já aconteceram há 8,3 min, 
no mínimo. Define-se unidade astronômica (UA) como sendo a distância média Terra – Sol 
(1,496 10
11 
m). 
 A unidade básica de energia é a caloria-grama (cal), que é definida como a 
quantidade de calor necessária para elevar a temperatura de 1 g de água de 14,5ºC para 
15,5ºC. 
Para que se caracterize a intensidade da radiação, deve-se considerar a unidade de 
área e tempo de emissão ou de interceptação desta energia, podendo ser utilizada a unidade 
cal cm
-2
, que é denominada de Langley (ly). Energia por unidade de área e tempo é 
expressa em cal.cm
-2
.min
-1
 ou cal.cm
-2
.dia
-1
, ou ly.min
-1
 ou ly.dia
-1
, caso se considere 
maiores períodos de tempo. No Sistema Internacional de Unidades (SI), as unidades mais 
comuns para expressar a radiação solar são W.m
-2
e MJ.m
-2
.dia
-1
. 
Na Tabela 1 São apresentados fatores de conversão entre as unidades associadas à 
radiação solar. 
Unidades 
Fator multiplicativo para obter energia recebida sobre uma 
superfície unitária por unidade de tempo 
Equivalente 
de lâmina 
d’água 
evaporada 
MJ.m
-2
.dia
-1
 J.cm
-2
.dia
-1
 cal.cm
-2
.dia
-1
 W.m
-2
 mm.dia
-1
 
1 MJ.m
-2
.dia
-1
 1 100 23,9 11,6 0,408 
1 cal.cm
-2
.dia
-1
 4,1868 x 10
-2
 4,1868 1 0,485 0,0171 
1 W.m
-2
 0,0864 8,64 2,06 1 0,035 
1 mm.dia
-1
 2,45 245 58,5 28,4 1 
 
20 
 
3.1 – Conceitos 
 
Poder emissivo é a quantidade de energia emitida por uma superfície por unidade de 
área e tempo, a uma dada temperatura. Todo corpo que possui energia, isto é, cuja 
temperatura é maior que zero graus Kelvin, emite certa quantidade de energia em 
determinados comprimentos de ondas. 
Corpo negro é uma idealização física para o estudo da radiação (teórico). O corpo 
negro absorve toda energia incidente sobre ele e, para cada temperatura e para cada 
comprimento de onda, é o corpo que emite a máxima quantidade de energia. 
Emissividade (ε ) é um índice que compara o poder emissivo de um corpo qualquer 
com o poder emissivo do corpo negro à mesma temperatura. 
Absortividade (A) é o coeficiente que relaciona a fração da radiação incidente que 
foi absorvida pelo corpo em estudo com o feixe incidente I. 
Refletividade (R) é o coeficiente que relaciona a fração da radiação incidente que 
foi refletida pelo corpo em estudo com o feixe incidente I. 
Transmissividade (T) é o coeficiente que relaciona a fração da radiação incidente 
que foi transmitida pelo corpo em estudo com o feixe incidente I. Para cada corpo, o 
somatório da absortividade, refletividade e transmissividade será igual à unidade. 
Albedo ou coeficiente de reflexão corresponde ao poder de reflexão de uma 
superfície. É a razão entre a radiação refletida pela superfície e a radiação incidente sobre 
ela. 
Constante solar (Jo) corresponde a densidade de fluxo de radiação solar incidente 
numa superfície plana perpendicular aos raios solares, sem os efeitos atenuantes da 
atmosfera, e auma distância equivalente a uma unidade astronômica(1 UA). Sem os efeitos 
da atmosfera significa que esse valor deve ser medido numa altitude onde os fenômenos 
atmosféricos sejam ausentes (topo da atmosfera). O valor de Jo varia ligeiramente em 
função da emitância do Sol, sendo adotado um valor médio igual a 1,97 cal.cm
-2
.min
-1
= 
1367 W.m
-2
. 
 
21 
 
3.2 – Espectro da radiação solar 
 
A distribuição da radiação eletromagnética emitida pelo Sol, como função do 
comprimento de onda incidente no topo da atmosfera, é chamada de espectro solar. 
Medições indicam que 99 % da energia solar está contida entre 0,25 m e 4,00m, ficando 
1% para comprimentos maiores do que 4,00 m. Por esse motivo, a radiação solar é 
conhecida como radiação de ondas curtas. 
 
Figura 1 – Espectro eletromagnético. 
 
O espectro da radiação solar apresenta 44 % de sua energia radiante na faixa do 
visível, 37 % na faixa do infravermelho próximo, 11 % no infravermelho, 7 % na região do 
ultravioleta e aproximadamente 1 % distribuído entre raios X, Gama, micro-ondas e ondas 
de rádio. 
 
22 
 
3.3 – Leis da radiação 
 
Para se entender o regime radiativo de uma superfície é necessário conhecer 
algumas leis fundamentais da radiação. A seguir serão apresentadas definições básicas das 
principais leis da radiação. 
 
3.3.1 – Lei de Planck 
Estabelece a distribuição espectral associada à máxima radiância espectral que pode 
ser emitida por um corpo em equilíbrio termodinâmico a uma dada temperatura T. A 
energia emitida (Eλ) por um corpo negro é função de sua temperatura e do comprimento de 
onda em questão. 
 
Figura 2 – Relação entre intensidade e comprimento de onda para vários corpos. 
 
23 
 
3.3.2 – Lei de Wien 
Estabelece uma relação de proporcionalidade inversa entre a temperatura de um 
corpo negro e o comprimento de onda associado ao máximo relativo da respectiva função 
de Planck. Ou seja, o comprimento de onda de máxima emissão é inverso a temperatura do 
corpo estudado (Equação 1). 
 
𝜆𝑚𝑎𝑥 =
2897
𝑇
 (1) 
 
3.3.3 – Lei de Stefan-Boltzmann 
Estabelece uma relação de proporção direta entre a irradiância emitida por um corpo 
negro (E, em W.m
-2
) e a quarta potência da temperatura deste corpo (T, em ºK). A Equação 
2 apresenta o procedimento de cálculo do poder emissivo de um corpo negro. 
 
𝐸 = 𝜎𝑇4 (2) 
 
Em que σ corresponde a constante de Stefan-Boltzmann (5,67 10
8
W.m
-2
.K
-4
). 
A energia emitida por um corpo qualquer pode ser estimada a partir do 
conhecimento de sua emissividade (ε) conforme a Equação 3. 
 
𝐸 = 𝜀𝜎𝑇4 (3) 
 
3.3.4 – Lei de Lambert 
O fluxo de energia recebido por uma superfície é proporcional ao cosseno do ângulo 
de incidência em relação a normal. Ou seja, A quantidade de energia incidente em uma 
superfície inclinada é igual à mesma quantidade de energia incidente na superfície normal a 
esta energia multiplicada pelo cosseno do ângulo de inclinação. 
Esta lei explica as variações nas quantidades de energia interceptadas nas diferentes 
latitudes da superfície terrestre. 
Na Figura 3 são apresentadas representação da lei de Lambert sobre a superfície 
terrestre. 
24 
 
 
Figura 3 – Representação da lei de Lambert sobre a superfície terrestre. 
 
3.4 – Efeitos da atmosfera sobre a radiação solar 
 
Os constituintes da atmosfera interagem com a radiação solar absorvendo, refletindo 
e/ou transmitindo a mesma. Ou seja, apenas uma parte da radiação solar que chega no topo 
da atmosfera consegue atingir a superfície terrestre. 
Alguns gases são absorventes seletivos de radiação conforme a lista abaixo: 
Oxigênio - na faixa de 0,12 a 0,18 μm; 
Ozônio - na faixa de 0,20 a 0,33 μm e 0,44 a 0,76 μm; 
Dióxido de carbono- na faixa de 1,50 a 2,80 μm, principalmente 2,70 μm; 
O vapor d'água, apesar de sua baixa proporção na atmosfera, é considerado o principal 
absorvente seletivo de radiação, absorvendo de 0,8 a 2,4 μm, 5,5 a 7,0 μm e comprimentos de 
ondas maiores que 15,0 μm. As faixas de comprimentos de ondas que não são absorvidas pelo 
vapor d'água são denominadas “janelas da atmosfera”. 
25 
 
A principal faixa da janela atmosférica está entre os comprimentos de onda de 8 a 12 
μm, à exceção da região em torno de 9,6 μm em que estes comprimentos de onda são quase que 
totalmente absorvidos pelo ozônio. 
 
Figura 4 – Janelas atmosféricas. 
 
3.5 – Irradiância solar global: direta e difusa 
 
A radiação solar que incide no topo da atmosfera varia basicamente com a latitude e 
o tempo, isto é, a época do ano e a hora do dia. Ao entrar na atmosfera parte da radiação 
solar interage com os elementos presentes e parte atinge a superfície sem que haja 
interações. Assim, denomina-se de Radiação Direta a parte da energia solar que atravessa a 
atmosfera e não sofre interações com o volume de matéria, chegando “diretamente” à 
superfície. Portanto, a densidade de fluxo deste tipo de radiação é chamada de irradiância 
solar direta. 
26 
 
A Radiação Difusa é a parte da radiação solar que sofreu algum tipo de interação 
com o volume de matéria e atinge a superfície vinda de outras direções que não aquela do 
sol. Relativa a este fluxo, denomina-se irradiância solar difusa. O somatório de ambas 
irradiâncias é denominado irradiância solar global. 
 
3.6 – Medição da irradiância global terrestre 
 
Os aparelhos que medem radiação solar são denominados de solarímetros, 
piranômetros, pireliômetros, radiômetros e actinógrafos. As medidas são efetuadas por 
instrumentos que utilizam diversos princípios físicos, desde geração de uma corrente 
elétrica até dilatação de metais. 
 
 
Figura 5a – Actinógrafo e 5b – Piranômetro 
 
A irradiância difusa, ou radiação do céu, ou seja, aquela que é espalhada pela 
atmosfera, pode ser medida com piranômetros instalados sob uma banda metálica (anel 
sombreador) concêntrica à cúpula hemisférica do aparelho, a qual impede a incidência 
direta dos raios solares. 
27 
 
 
Figura 7 – Piranômetro por irradiância difusa 
 
O heliógrafo de Campbell-Stockes permite medir o número de horas de brilho 
solar ou insolação (horas), apesar de não ser uma medida de irradiância é possível com 
estes dados estimar a irradiância solar global. 
O aparelho é constituído de uma esfera de cristal, ajustada sobre um suporte no qual 
uma tira de papelão é fixada. A convergência dos raios solares sobre a tira, quando há 
irradiância direta, produz sua queima, permitindo o registro do período de insolação. As 
tiras registradoras variam de acordo com a época do ano. Para o período de verão são 
utilizadas as tiras curvas longas, no inverno as curvas curtas, e na primavera e outono as 
retas. Esse equipamento deve ser instalado numa posição isenta de projeção de qualquer 
tipo de sombra ou obstrução dos raios solares. 
 
 
Figura 8 – Heliógrafo de Campbell-Stockes e fitas de medição. 
28 
 
Capítulo 4 - Balanço de radiação 
 
Os processos de transferência de radiação na atmosfera são bastante complexos, 
pois as características dos principais agentes de atenuação (vapor d'água, gás carbônico e 
ozônio) geralmente mostram enormes variações espectrais. 
Conforme dito anteriormente, a radiação solar é a principal fonte de entrada de 
radiação na atmosfera terrestre. O espectro da radiação solar é majoritariamente constituído 
de ondas curtas (comprimentos de onda menores que 3,0 µm). Devido às atenuações 
provocadas pela interação com a atmosfera e seus constituintes, parte da radiação que chega 
ao topo da atmosfera não atinge a superfície terrestre, sendo necessária a realização de um 
balanço de ondas curtas para contabilizar a quantidade de energia radiante que de fato 
atinge a superfície terrestre. 
O mesmo raciocínio é valido para a energia radiante imitada por outros corpos, 
inclusive a Terra, que tem como característica a emissãode ondas longas (comprimentos de 
onda maiores que 3,0 µm). Os efeitos da interação da energia de onda longa são 
contabilizados no balanço de ondas longas. 
Para cada instante haverá um balanço de radiação que é característico da superfície 
Esse balanço de radiação Rn (saldo de radiação ou radiação líquida) é composto do 
balanço de onda curtas (BOC) e do balanço de ondas longas (BOL), conforme a Equação 1. 
 
𝑅𝑛 = 𝐵𝑂𝐶 + 𝐵𝑂𝐿 (1) 
 
Na Figura 1 temos a esquematização do balanço de radiação 
 
 
 
 
 
 
Figura 1 – Esquematização do balanço (saldo) de radiação. 
Radiação liquida = 
Radiação de ondas curtas 
Incidentes 
+ 
Radiação de ondas longas 
absorvidas 
Radiação de ondas curtas 
refletida e transmitida 
+ 
Radiação de ondas longas 
emitida 
- 
Balanço Ganhos Perdas 
29 
 
Na Figura 2 é apresentada uma distribuição percentual média do balanço de 
radiação para a Terra. 
 
 
Figura 2 – Distribuição percentual média do balanço de radiação para a Terra. 
 
4.1 – Medição do saldo de radiação 
 
O balanço de radiação de uma superfície (Rn) pode ser medido por um saldo-
radiômetro, constituído de duas placas sensoras com pares termoelétricos, uma voltada para 
cima e outra para baixo, captando as energias de ondas curtas e de ondas longas 
direcionadas para dentro e para fora do sistema, sendo que o aquecimento diferencial das 
placas gera uma força eletromotriz (f.e.m.) nos termopares, que é registrada e transformada 
em energia por um coeficiente de calibração, proporcional ao saldo de radiação. Sobre cada 
placa sensora há uma cúpula de polietileno, para protegê-las das intempéries. 
Na Figura 3 está representado um saldo-radiômetro. 
 
30 
 
 
Figura 3 – Saldo-radiômetro em uma estação meteorológica. 
 
4.2 – Balanço de ondas curtas (Rns) 
 
Para realizar o balanço de radiação de ondas curtas faz-se necessário estimar a 
quantidade de radiação incidente no topo da atmosfera em um dado instante (Ra ou Qo ou 
Ro, dependendo da fonte de pesquisa). Na Equação 2 temos a expressão matemática 
utilizada para estimar a Ra em MJ.m
-2
.dia
-1
. 
 
𝑅𝑎 = 37,586 × 𝑑𝑟 × [(𝜔𝑠 × sin 𝜑 × sin 𝛿) + (cos 𝜑 × cos 𝛿 × cos 𝜔𝑠)] (2) 
 
Em que, 
ωs representa o ângulo horário do nascer ou pôr do sol, φ a latitude do local e δ a 
declinação solar, todos em radianos. 
dr corresponde a distância relativa Terra-Sol (adimensional) obtido pela Equação 3. 
 
𝑑𝑟 = 1 + 0,033 × cos (
2𝜋
365
𝐽) (3) 
 
Em que J corresponde ao dia juliano. 
31 
 
A partir destes dados é possível estimar a radiação incidente sobre a superfície 
terrestre (Rs, em MJ.m
-2
.dia
-1
) com base na Equação 4. 
 
𝑅𝑠 = 𝑅𝑎 × [𝑎 + 𝑏 × (
𝑛
𝑁
)] (4) 
 
Onde, n é o número de horas de brilho solar e N é a duração astronômica do dia, 
ambos em horas, e a e b são constantes associadas a uma dada localidade obtidas por meio 
de regressões. 
Quando não se tem dados suficientes para se estimar as constantes a e b, pode-se 
utilizar a Equação 5 em que a é obtido em função da latitude do local. 
 
𝑅𝑠 = 𝑅𝑎 × [(0,29 × cos 𝜑) + 0,52 × (
𝑛
𝑁
)] (5) 
 
Para estimativa da evapotranspiração de referencia a FAO propôs os valore s de 
a=0,25 e b=0,50 conforme representado na Equação 6. 
 
𝑅𝑠 = 𝑅𝑎 × [0,25 + 0,50 × (
𝑛
𝑁
)] (6) 
 
Por fim, para estimativa do balanço de radiação de ondas curtas (Rns, em MJ.m
-
2
.dia
-1
) aplica-se a Equação 7. 
 
𝑅𝑛𝑠 = 𝑅𝑠 × (1 − 𝑟) (7) 
 
Em que r corresponde ao albedo da superfície. 
O estudo do albedo é de grande importância porque é um dos fatores que modificam 
o balanço de energia de uma superfície, participando, portanto, dos processos que 
condicionam a quantidade de radiação disponível. O albedo reduz a radiação que é 
absorvida e, consequentemente, dissipada pela troca de calor sensível e latente, a condução 
32 
 
de calor no solo e a emissão da radiação de ondas longas. Na Tabela 1 são apresentados 
alguns valores de albedo para algumas superfícies. 
 
Tabela 1 – Valores de albedo para algumas superfícies. 
Superfície Albedo - r (%) 
Areia seca 18 
Areia úmida 9 
Grama seca 16/19 
Neve fresca 80/85 
Água 5 
Asfalto 7 
Alumínio 85 
 
4.3 – Balanço de ondas longas (Rb) 
 
O balanço de radiação de ondas longas (Rb, em MJ.m
-2
.dia
-1
) pode ser estimado 
com base na Equação 8. 
 
𝑅𝑏 = − [0,9 × (
𝑛
𝑁
) + 0,1] × [0,34 − 0,14 × √𝑒𝑎] × 𝜎 × (𝑇𝑘𝑥
4 + 𝑇𝑘𝑛
4 ) ×
1
2
 (8) 
 
Onde, 
n é o número de horas de brilho solar e N é a duração astronômica do dia, ambos em 
horas; 
ea representa a pressão atual de vapor d'água (kPa); 
σ é a constante de Stefan-Boltzmann (4,903 10-9 MJ.m-2.dia-1.K-1); 
Tkx e Tkn são as temperaturas máxima e mínima absolutas em ºK obtidas, 
genericamente,s egundo a Equação 9. 
 
𝑇𝑘 = 𝑇 + 273 (9) 
33 
 
4.4 – Estimativa da radiação líquida (Rn) 
 
O balanço total de radiação (saldo de radiação ou radiação líquida, em MJ.m
-2
.dia
-1
) 
é então estimado a partir do somatório dos saldos de radiação de ondas curtas e longas 
conforme expresso na Equação 10. 
 
𝑅𝑛 = 𝑅𝑛𝑠 + 𝑅𝑏 (10) 
 
Nota: Vale destacar que o saldo de radiação de ondas longas é negativo, conforme 
expresso na Equação 8, por isso um somatório na estimativa do saldo de radiação. 
 
34 
 
Capítulo 5 - Temperatura do solo e do ar 
 
A energia radiante que atinge a superfície terrestre será destinada a alguns processos 
físicos principais, e dentre esses, majoritariamente, um está relacionado ao aquecimento do 
ar(convecção) e outro ao aquecimento do solo (condução), portanto, responsáveis pelas 
variações de temperatura nesses meios. 
A temperatura é um índice que expressa a quantidade de calor sensível de um corpo. 
 
5.1 – Temperatura do solo 
 
O regime térmico de um solo é determinado pelo aquecimento de sua superfície 
pela radiação solar e transporte de calor sensível ao seu interior, pelo processo de 
condução. 
Durante o dia, o aquecimento da superfície origina um fluxo que transporta calor da 
superfície para o interior do solo. Já a noite, o resfriamento da superfície, por emissão de 
radiação terrestre, inverte o sentido do fluxo de calor retornando o calor armazenado para a 
superfície. 
A variação da temperatura do solo ao longo do dia e da profundidade pode ser 
estudada a partir da elaboração de perfis de variação da temperatura denominados de 
tautócronas. Na Figura 1 segue um exemplo de tautócrona. 
 
 
Figura 1 – Exemplo de tautócrona. 
35 
 
A quantidade de energia térmica que um volume unitário (ou massa unitária) de 
solo necessita para aumentar em 1º K a temperatura é o calor específico volumétrico (ou 
gravimétrico) do solo. Portanto, o calor específico do solo é sua capacidade de atuar como 
um reservatório de calor, e a capacidade de transmissão desse calor reflete a condutividade. 
 
5.1.1 – Fatores determinantes para variação da temperatura do solo 
A variação temporal e espacial da temperatura de um solo depende de sua 
condutividade térmica, de seu calor específico, e de sua emissividade (poder emissor da 
superfície), os quais irão depender de sua textura, densidade e umidade. Além disso, essas 
variações são decorrentes da inter-relação com uma série de fatores externos e internos ao 
solo. 
Os fatores externos estão relacionados aos elementos meteorológicos que afetam o 
balanço de energia na superfície. Nesse contexto, esses elementos meteorológicos passam 
acondicionar a temperatura do solo, tornando-se fatores. 
Os fatores internos ou intrínsecos são aqueles determinados pelo tipo de cobertura 
da superfície, pelo relevo, e pela classe de solo. O tipo cobertura do solo é um fator 
microclimático. O relevo é um fator intrínseco topoclimático,que condiciona o terreno a 
diferentes exposições à radiação solar direta. 
A classe de solo é outro fator intrínseco e está relacionado à textura, estrutura e 
composição do solo. Assim, desconsiderando-se os aspectos discutidos acima, os solos 
arenosos tendem a apresentar maior amplitude térmica diária nas camadas superficiais e 
menor profundidade de penetração das ondas de calor, em função de sua menor 
condutividade térmica, sendo esta maior em solos ricos em quartzo, e menor em solos 
orgânicos. 
A porosidade do solo também afeta sua condutividade térmica, pois quanto maior o 
volume total de poros, menor o contato entre as partículas. Logo, o teor de água também 
afeta a condutividade térmica, pois ela substitui o ar dos poros, aumentando o contato entre 
as partículas. Solos barrentos a argilosos têm maior condutividade térmica, conduzindo 
calor a maiores profundidades, resultando em menor amplitude térmica nas camadas 
superiores. 
36 
 
A variação diária da temperatura do solo atinge o valor máximo entre as 12h e as 
14h; e em profundidades maiores, além da menor amplitude térmica, os horários em que 
ocorrem os valores máximos são diferentes. Na escala anual, a variação corresponde à 
disponibilidade de energia na superfície, ou seja, valores máximos ocorrem no verão, e 
mínimos no inverno. 
 
5.2 – Temperatura do ar 
 
A temperatura do ar expressa de maneira simples a energia contida no meio. A 
temperatura do ar é um dos efeitos mais importantes da radiação solar. O aquecimento da 
atmosfera próxima à superfície terrestre ocorre principalmente por transporte de calor, a 
partir do aquecimento da superfície pelos raios solares. O transporte de calor sensível (H) 
ocorre por dois processos: condução molecular e difusão turbulenta. 
A condução molecular é um processo lento de troca de calor sensível, pois se dá por 
contato direto entre “moléculas” de ar, logo, esse processo tem extensão espacial muito 
limitada, ficando restrito a uma fina camada de ar próxima à superfície aquecida (entorno 
de 3 metros de altura em relação ao nível do solo). 
Difusão turbulenta é o processo mais rápido de troca de energia, pois parcelas de ar 
aquecidas pela superfície entram em movimento convectivo desordenado transportando 
calor, vapor d’água, partículas de poeira, entre outros, para as camadas superiores. 
As variações temporal e espacial da temperatura do ar são condicionadas pelo 
balanço de energia na superfície. Assim, todos os fatores que afetam o balanço de energia 
na superfície influenciam também a temperatura do ar. Entre esses fatores destacam-se 
aqueles que ocorrem nas escalas: 
 Macroclimática  com predominância dos efeitos da irradiância solar, 
ventos, nebulosidade, transporte convectivo de calor, e concentração de 
vapor d’água na atmosfera; 
 Topoclimática  em que a exposição e a configuração do terreno são os 
moduladores da temperatura do solo e do ar; 
 Microclimática  em que o fator condicionante é a cobertura do terreno. 
37 
 
A temperatura do ar varia basicamente em função da disponibilidade de radiação 
solar na superfície terrestre. O valor máximo diário da temperatura do ar ocorre 
normalmente de 2 a 3h após o pico de energia radiante, o que se deve ao fato da 
temperatura do ar ser medida a cerca de 1,5 a 2,0 m acima da superfície. Já a temperatura 
mínima diária ocorre de madrugada, alguns instantes antes do nascer do sol. A variação 
anual acompanha a disponibilidade de radiação, com máximas no verão e mínimas no 
inverno. 
A variabilidade espacial ocorre tanto horizontal quanto verticalmente. A 
variabilidade horizontal é basicamente definida pelos fatores determinantes do clima, como 
latitude, altitude, continentalidade, correntes oceânicas, massas de ar, entre outros. 
Na vertical, como o aquecimento e o resfriamento do ar se dão a partir da superfície, 
durante o dia a tendência é da temperatura do ar ser maior próxima à superfície e menor 
com o ganho em altura. Já de madrugada, essa situação se inverte, sendo a temperatura 
menor próxima à superfície e maior com o aumento da altura. 
 
5.3 – Instrumentação e monitoramento da temperatura do solo 
 
Para se medir a temperatura do solo são usados termômetros especiais, 
denominados de geotermômetros. Esses termômetros têm vários tamanhos, dependendo da 
profundidade que se quer medir a temperatura. São termômetros normais de mercúrio, mas 
como o bulbo sensor fica enterrado, a coluna contendo a escala de leitura é inclinada para 
facilitar a leitura. Para se minimizar a incidência dos raios solares diretos sobre a coluna de 
mercúrio, deve-se voltar a escala de leitura do termômetro para a face Sul. No caso de 
medidas acima de 50 cm de profundidade, usa-se um termômetro envolvido por uma haste 
de madeira, com contato mínimo entre o termômetro e a haste, que pode ser removido para 
se fazer a leitura. 
A temperatura do solo pode ser obtida também a partir de sensores confeccionados 
com base em pares termoelétricos ou resistência elétrica. Outra aplicação para estimativa da 
temperatura do solo é o uso de técnicas de processamento digital de imagens de sensores 
orbitais. 
38 
 
5.4 – Instrumentação e monitoramento da temperatura do ar 
 
O monitoramento da temperatura do ar foi padronizado para permitir captar as 
variações de temperatura em locais diferentes. A Organização Mundial de Meteorologia 
(OMM) preconiza que os sensores devem ser instalados em abrigos meteorológicos, com 
altura entre 1,5 e 2,0 metros, em área plana e o solo gramado. 
Os sensores utilizados para medição da temperatura do ar podem ser divididos 
conforme o principio de medição em: dilatação de liquido, dilatação de sólido, pares 
termoelétricos ou termistores. 
Os termômetros de dilatação líquida são utilizados em estações meteorológicas 
convencionais, onde ficam instalados dentro do abrigo meteorológico. Dois termômetros 
são destinados a medir as temperaturas máxima (Tmáx) e mínima (Tmín) e outros dois se 
destinam a medir a temperatura do bulbo seco (Ts) e do bulbo úmido (Tu), os quais 
constituem o conjunto psicrométrico. Estes termômetros podem ser de mercúrio ou álcool. 
Os mecanismos baseados em dilatação sólida são denominados de termógrafos. Os 
termógrafos tem como elemento sensor um arco metálico, o qual se dilata e contrai com a 
temperatura. Essa variação de dilatação é proporcional à variação de temperatura. São 
utilizados em estações meteorológicas convencionais, onde ficam instalados dentro do 
abrigo meteorológico. Eles medem a temperatura do ar continuamente, com o registro 
sendo feito com uma pena sobre um diagrama (Termograma). 
Os pares termoelétricos utilizam junções de dois metais diferentes. A diferença de 
temperatura entre as duas junções (uma no abrigo e outra numa temperatura de referência) 
gera uma força eletromotriz proporcional. 
Já os termistores são constituídos de material semicondutor, com coeficiente 
térmico negativo (variação da resistência com a temperatura, ou seja, maior a temperatura, 
menor a resistência). 
 
5.5 – Temperatura média 
 
39 
 
O equacionamento mais utilizado no território brasileiro para o cálculo da 
temperatura média do ar é o adotado pelo Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), 
que é o órgão responsável pela rede meteorológica brasileira. Sua fórmula baseia-se em 
duas medidas feitas em horários padronizados pela Organização Meteorológica Mundial, 
ou seja, às 9h da manhã (T9h), e às 21 horas (T21h), que correspondem às 12h e às 24h 
GMT (Hora do Meridiano de Greenwhich), completada por outras duas medidas 
correspondentes aos valores extremos do dia (Tmáx e Tmín) conforme representado na 
Equação 1. 
 
𝑇𝑚𝑎𝑟 =
𝑇𝑎𝑟9ℎ+𝑇𝑚á𝑥+𝑇𝑚í𝑛+2𝑇𝑎𝑟21ℎ
5
 (1) 
 
A temperatura média do ar pode ser obtida também a partir da média simples dos 
valores extremos (Equação 2) ou com base na média de dados com registro contínuo(Equação 3). 
 
𝑇𝑚𝑎𝑟 =
𝑇𝑚á𝑥+𝑇𝑚í𝑛
2
 (2) 
 
𝑇𝑚𝑎𝑟 =
∑ 𝑇𝑎𝑟𝑖
𝑛
 (3) 
 
5.6 – Temperatura e desenvolvimento das plantas (Graus-dia) 
 
A temperatura do ar é um dos principais elementos que controla o crescimento, 
desenvolvimento, produção e distribuição das plantas na superfície da Terra. Reaumur por 
volta de 1735, relacionando clima e plantas cultivadas, observou que o somatório das 
temperaturas do ar, médias diárias, durante o ciclo vegetativo de várias espécies era 
constante e isto se correspondia em diferentes anos. 
Ele assumiu que este somatório térmico expressa a quantidade de energia que uma 
espécie vegetal necessita para atingir certo estágio do ciclo. A esta energia térmica 
40 
 
acumulada diariamente deu-se o nome de graus-dia ou unidades térmicas de 
desenvolvimento. 
Assim, para cada espécie vegetal, o somatório dos graus-dia ao longo de seu ciclo 
ficou conhecido por constante térmica, valor este variável para cada espécie vegetal e, 
muitas vezes, variável também entre cultivares de uma mesma espécie. Reuamur foi o 
precursor do sistema de unidades térmicas ou graus-dia usado atualmente para previsão da 
duração do ciclo fenológico de vários vegetais. 
O conceito de graus-dia pressupõe a existência de temperaturas basais (Tb). Cada 
espécie vegetal possui suas temperaturas basais as quais podem variar em função da idade 
ou da fase fenológica da planta, sendo tanto as temperaturas diurnas como as noturnas 
igualmente importantes no desenvolvimento vegetal. O crescimento das plantas é 
paralisado quando a temperatura do ar atinge abaixo de determinado valor mínimo ou 
excede um valor máximo, independente de outros fatores ambientais como luz, nutrientes e 
umidade. 
O procedimento de cálculo das unidades térmicas se dá pelas Equações 4 e 5 que 
tratam das unidades térmicas acumuladas num dia i específico e acumuladas para um 
período, respectivamente. 
 
𝐺𝐷𝑖 = 𝑇𝑚 − 𝑇𝑏 (4) 
 
𝐺𝐷𝐴 = ∑ 𝐺𝐷𝑖 (5) 
 
Onde, 
GDi refere-se a um dia i especifico; 
Tm corresponde a temperatura média do dia i; 
Tb representa a temperatura base da cultura; e 
GDA trata dos graus-dia acumulado durante um ciclo vegetativo. 
Abaixo são listadas algumas considerações sobre a teoria de graus-dia: 
 O método supõe que existe apenas uma temperatura base ao longo do ciclo 
da cultura, o que não é verdade; 
41 
 
 Não é somente a temperatura média do dia que influi no crescimento e 
desenvolvimento das plantas, estas são afetadas também pela diferença e 
pelos valores das temperaturas diárias e noturnas; 
 A resposta das plantas não é linear em toda a faixa de temperatura como 
preconiza a metodologia; 
 A metodologia básica não leva em consideração as interações entre a 
temperatura e a duração do dia. 
 
42 
 
Capítulo 6 - Umidade do ar atmosférico 
 
A água é a única substância que ocorre nas três fases (sólida, líquida e gasosa) na 
atmosfera. Na fase sólida ela pode ser encontrada na forma de neve, granizo, geada e 
cristais de gelo. Em sua fase líquida ela pode ser observada como chuva, neblina e orvalho, 
já na fase gasosa ela está sob a forma de vapor de água. 
A presença de água na atmosfera e suas mudanças de fase tem papel destacado em 
diversos processos físicos naturais: 
 Como vapor, é a origem de todas as formas de precipitação e condensação; 
 Transporte e distribuição de calor (ciclo hidrológico); 
 Absorção seletiva de comprimentos de onda (ondas curtas e longas); 
 Evaporação e transpiração (consumo de energia); 
 Condensação e orvalho (liberação de energia). 
 
O termo umidade do ar atmosférico refere-se à água existente no ar sob a forma de 
vapor, a qual se encontra misturada com os demais componentes da atmosfera. O conteúdo 
de vapor d'água presente na atmosfera é altamente variável, com valores atingindo 0 % em 
regiões desérticas e polares e alcançando 4 % em regiões quentes e úmidas. De maneira 
geral, a quantidade de vapor d'água na atmosfera reduz do equador para os polos. 
O volume de ar é considerado seco quando a umidade deste corresponde a 0 %, já o 
volume de ar com umidades entre 0 e 4 % este é considerado úmido e, por fim, quando 
atinge o valor de 4 % do volume de ar, este é considerado saturado. 
A passagem da água para a forma de vapor se dá pelos processos físicos de 
evaporação, sublimação e transpiração. Essas mudanças de fase ocorrem devido o consumo 
ou liberação de energia sob a forma de calor latente. 
A passagem da água da fase líquida para a fase de vapor (evaporação) é um 
processo que consome energia na ordem de 2,45 MJ.kg
-1
 (calor latente de evaporação) a 
qual será cedida novamente ao ambiente durante o processo de condensação deste vapor. 
Quando a água se congela, são liberados cerca de 0,335 MJ.kg
-1
 (calor latente de fusão) e a 
43 
 
mesma quantidade de energia, por consequência, é necessária para derreter o gelo ou a 
neve. 
 
6.1 - Teor de vapor d'água no ar atmosférico 
 
Segundo a lei de Dalton, cada constituinte da atmosfera exerce uma pressão sobre a 
superfície terrestre independente da presença dos outros, sendo a pressão atmosférica 
(Patm) o somatório das pressões parciais exercidas por todos os constituintes atmosféricos. 
Destacando o vapor d'água dos presente na atmosfera dos outros gases (Par seco) temos a 
seguinte expressão (Equação 1): 
 
𝑃𝑎𝑡𝑚 = 𝑃𝑎𝑟 𝑠𝑒𝑐𝑜 + 𝑒𝑎 (1) 
 
Onde ea representa a pressão parcial (ou atual ou real) de vapor d'água na 
atmosfera. 
Entretanto, existe uma quantidade máxima de vapor d'água suportada por um 
volume definido de ar. A esta pressão máxima atribui-se o nome de pressão de saturação 
do vapor d'água (es). O fator determinante do estado de saturação do ar com vapor d'água é 
a temperatura. Quanto maior a temperatura, maior será a capacidade do ar atmosférico de 
suportar umidade e, consequentemente, maior será a pressão exercida pelo vapor d'água. 
A diferença entre a pressão atual de vapor d'água na atmosfera e a pressão de 
saturação, para uma mesma temperatura, é denominada de déficit de pressão de saturação 
(Δs) do ar. 
A variação temporal da umidade do ar ocorre, em termos diários, de maneira 
inversa a temperatura do ar, ou seja, o pico da umidade se dá no momento de ocorrência da 
temperatura mínima do ar, enquanto que o menor valor na ocorrência da temperatura 
máxima do ar. 
Em escalas maiores, anual, por exemplo, a umidade relativa apresenta forte 
correlação com a ocorrência da precipitação pluvial, visto que a precipitação pluvial é o 
44 
 
processo de alimentação das fontes naturais de vapor d'água na atmosfera, além do 
processo de evapotranspiração. 
 
6.2 - Quantificação da umidade do ar 
 
Na Tabela 1 são apresentadas algumas unidades de pressão atmosférica e suas 
relações. 
 
Tabela 1 - Unidades representativas da pressão atmosférica do ar. 
Unidades de pressão atmosférica 
1 atm =760 mmHg = 1013,3 mb = 1013,3 hPa = 101,33 kPa = 0,10133 MPa 
 
Existem diversas formas de expressar a quantidade de vapor d'água presente no ar 
atmosférico. A equação de Tetens (Equação 2) permite calcular a pressão de saturação do 
vapor em função da temperatura do ar num instante de interesse. 
 
𝑒𝑠 = 0,6108 × 10
(
7,5×𝑇𝑎𝑟
237,3+𝑇𝑎𝑟
)
 (2) 
 
 Em que es corresponde a pressão de saturação do vapor (kPa) e Tar representa a 
temperatura do ar (ºC). 
O déficit de pressão de saturação do ar pode ser calculado (em kPa) pela Equação 3. 
 
∆𝑠 = 𝑒𝑠 − 𝑒𝑎 (3) 
 
A umidade absoluta (UA) representa a razão entre a massa de vapor d'água e o 
volume de ar que contém essa massa de vapor. Seu procedimento de cálculo segue a 
Equação 4. 
 
45 
 
𝑈𝐴 = 2168 ×
𝑒𝑎
𝑇
 (4) 
 
Onde UA representa a umidadeabsoluta (g H2O por m
-3
 de ar), ea a pressão parcial 
de vapor (kPa) e T a temperatura do ar (ºK). 
A umidade específica ou de saturação (US) é a razão entre a massa de vapor d'água 
e a massa de ar úmido (ar seco + vapor d'água) que contém esse vapor conforme a Equação 
5. 
 
𝑈𝑆 = 2168 ×
𝑒𝑠
𝑇
 (5) 
 
A umidade relativa do ar corresponde a razão entre a quantidade de vapor d'água 
que o ar contém e a quantidade máxima que poderia conter, à mesma temperatura. A 
Equação 6 expressa, em termos percentuais, a umidade relativa do ar. 
 
𝑈𝑅 = (
𝑒𝑎
𝑒𝑠
) × 100 (6) 
 
6.3 - Orvalho 
 
O orvalho é definido como a água condensada sobre uma superfície, quando a 
temperatura atinge o ponto de condensação (Ponto de Orvalho). A formação do orvalho é 
resultado da perda radiativa de calor das superfícies, e transferência de vapor d'água do ar 
para elas. 
A temperatura de ponto de orvalho (To) é a temperatura na qual o ar, resfriado sob 
pressão constante, torna-se saturado. A temperatura de ponto de orvalho é o limite quando a 
pressão parcial de vapor d'água (ea) passa a ser a pressão máxima de vapor d'água do ar 
atmosférico (es). Na Equação 7 temos o procedimento de estimativa da temperatura de 
ponto de orvalho. 
 
46 
 
𝑇𝑜 =
237,3×log(
𝑒𝑎
0,6108
)
7,5−log(
𝑒𝑎
0,6108
)
 (7) 
 
Em que To está em ºC e ea em kPa. 
As condições meteorológicas requeridas para a formação de orvalho são aquelas 
que favorecem a intensa emissão de energia pela superfície durante o período noturno, ou 
seja: atmosfera limpa e calma, com baixa umidade para permitir suficiente perda de 
radiação de ondas longas e resfriamento da superfície; e alta umidade relativa nas camadas 
de ar próximas à superfície para permitir condensação. Nessas condições, a formação de 
orvalho se inicia, em média, duas a três horas após o pôr do sol, continuando até uma a 
duas horas após o nascer do sol. 
As pesquisas com a ocorrência de orvalho concentram-se na medida, efeito sobre o 
desenvolvimento de pragas e doenças, estimativa e previsão, sendo muito pouco estudado 
sob o ponto de vista climatológico. 
 
6.4 - Instrumentação e monitoramento da umidade do ar 
 
Para a determinação da umidade relativa do ar utilizam-se equipamentos que têm 
alguma propriedade associada ao teor de vapor d'água contido na atmosfera. Destacam-se o 
psicrômetro, higrógrafo de cabelo e os sensores capacitivos. 
O psicrômetro é constituído por dois termômetros, sendo um com o bulbo seco (Ts) 
que mede a temperatura real do ar, e outro com o bulbo envolto em uma gaze sempre 
umedecida (Tu), que perde água a uma taxa dependente da concentração de vapor no ar. 
Quanto maior a diferença entre essas temperaturas, maior o poder evaporante do ar, 
indicando que a concentração de vapor d'água na atmosfera está distante do valor de 
saturação, isto é, que a UR é baixa. Quando as temperaturas desses termômetros se 
aproximam significa que o teor atual de vapor d'água está próximo do valor de saturação, 
ou seja, que a UR é alta. A equação psicrométrica (Equação 8) permite calcular a pressão 
atual de vapor (ea em kPa) do ar atmosférico. 
 
47 
 
𝑒𝑎 = 𝑒𝑠 − 𝐴 × 𝑃 × (𝑇𝑠 − 𝑇𝑢) (8) 
 
Em que, 
Ts e Tu são as temperaturas de bulbo seco e úmido, respectivamente, em ºC; 
O produto AP representa a constante psicrométrica (γ) que para sistemas com 
ventilação forçada assume o valor de 0,062 kPa.ºC
-1
 e para psicrômetros não ventilados 
assume o valor de 0,074 kPa.ºC
-1
. 
 
 
Figura 1 - Conjunto psicrométrico. 
 
O higrógrafo de cabelo é um aparelho mecânico que se baseia no princípio de 
modificação das dimensões (contração/expansão) de uma mecha de cabelo humano 
arranjado em forma de harpa, com a variação da umidade do ar. A modificação do 
comprimento da harpa aciona um sistema de alavancas, que movimenta uma pena sobre um 
diagrama (papel registrador), o qual está fixado sobre um mecanismo de relojoaria, 
permitindo o registro contínuo da umidade do ar. Esse instrumento deve ser instalado da 
mesma forma do psicrômetro dentro de um abrigo meteorológico. 
48 
 
 
Figura 2 - Termohigrógrafo. 
 
Já os sensores capacitivos são utilizados em estações meteorológicas automáticas. O 
sensor constitui-se de um filme de polímero, que absorve vapor d’água do ar alterando a 
capacitância de um circuito ativo. Esse sensor deve ser instalado juntamente com o sensor 
de temperatura, num abrigo do tipo multi-placa. 
 
 
Figura 3 - Sensor capacitivo para medição de umidade do ar. 
 
49 
 
Capítulo 7 - Vento 
 
O vento é definido como a resultante da movimentação do ar atmosférico em 
relação à superfície terrestre. O vento é gerado pela ação de gradientes de pressão 
atmosférica sofrendo influências diretas do movimento de rotação da Terra, da força 
centrifuga ao seu movimento e do atrito com a superfície. 
O processo físico de formação do vento ocorre por diferenças no balanço de 
radiação, associadas com a heterogeneidade da superfície terrestre, gerando então um 
diferencial de pressão que mantém a atmosfera em movimento contínuo. Para determinar o 
estado de movimento da atmosfera temos a Equação 1. 
 
𝑀𝐴 = 𝐹 + 𝐺 + 𝐶 + 𝐴 (1) 
 
Em que, 
MA expressa o movimento atmosférico; 
F a força produzida pelo gradiente de pressão; 
G a força gravitacional; 
C a força vinculada ao movimento de rotação da Terra (Força de Coriolis); e 
A é a força devido o atrito com a superfície. 
 
Das quatro forças, a gravitacional e de pressão são consideradas fundamentais, pois 
sem elas não haveria movimento. Estas forças independem da velocidade, ou seja, elas 
existem independentemente do estado de movimento do ar. Já a força de Coriolis e de atrito 
aparecem somente quando o ar está em movimento, ou seja, são dependentes da velocidade. 
A força da gravidade, que faz com que todos os corpos sobre a Terra sejam atraídos 
pra o centro dela, modifica somente a componente vertical do vento. Sua intensidade, de 
acordo com a “Segunda Lei de Newton”, é proporcional à massa da parcela de ar, sendo 
que a constante de proporcionalidade é a aceleração da gravidade (g). O sentido dessa força 
é sempre de cima para baixo. 
50 
 
A força do Gradiente de Pressão surge devido às variações espaciais (o que 
chamamos de gradiente) no campo da pressão. O conceito de pressão atmosférica vem da 
teoria cinética dos gases, e pode ser definida como sendo a força exercida pela colisão das 
moléculas do ar, em movimentos aleatórios, sobre uma superfície qualquer. No caso da 
atmosfera a pressão é definida como o peso da coluna de ar sobre unidade de área. A força 
gravitacional faz com que as moléculas de ar se comprimam nos níveis mais próximos à 
superfície. A redução gradativa da massa do ar quando se vai para os níveis mais altos faz 
com que o peso, ou seja, a pressão reduza com a altura. A taxa de variação vertical da 
pressão, isto é, o gradiente vertical da pressão é bem maior que os gradientes horizontais 
normalmente observados. Entretanto, são esses pequenos gradientes horizontais uma das 
principais causas (ou força) que provoca o movimento do ar. Quanto maior o gradiente 
horizontal de pressão, maior será a força do gradiente de pressão e, por conseguinte, a 
aceleração. 
Quando se estuda o vento em meteorologia costuma-se dividi-lo em suas 
componentes horizontal (nas direções leste/oeste e norte/sul), e vertical (movimento 
ascendente e descendente). O componente vertical é responsável pela formação de nuvens e 
da precipitação. 
Se a Terra não possuísse o movimento de rotação, o vento sopraria diretamente das 
áreas de pressões altas para as de baixa, ou seja, os polos ficariam mais frios e a região 
equatorial mais quente. A rotação, no entanto, faz com que o movimento do ar sofra um 
desvio. Independentementeda direção do movimento, essa deflexão será sempre para a 
direita, no hemisfério norte e para a esquerda, no hemisfério sul. A essa força defletora dá-
se o nome de Força de Coriolis. A Força de Coriolis é máxima nos polos e nula do 
Equador. 
A força de atrito faz com que um corpo em movimento e em contato com uma 
superfície pare após certo tempo, através do atrito do corpo com as rugosidades da 
superfície. Esta força só é importante nas primeiras centenas de metros da atmosfera, 
próximo à superfície e depende da velocidade das parcelas de ar, das características da 
superfície (rugosidade) e do gradiente vertical de temperatura. 
 
51 
 
7.1 - Ciclones e anticiclones 
 
O ciclone representa um padrão de circulação do ar quente onde o mesmo desloca-
se em direção a um centro de baixa pressão e de baixo para cima sob efeito da força de 
Coriolis. No hemisfério Sul os ciclones circulam no sentido horário, enquanto que no 
hemisfério Norte eles circulam no sentido anti-horário. 
Os anticiclones são caracterizados por um centro de alta pressão onde o ar apresenta 
movimento descendente e se aquece ao aproximar-se da superfície. No hemisfério Sul os 
ciclones circulam no sentido anti-horário, enquanto que no hemisfério Norte eles circulam 
no sentido horário. Nas Figuras 1 e 2 são apresentados modelos de circulação vertical e 
horizontal, respectivamente, dos ciclones e anticiclones no hemisfério Sul. 
 
 
Figura 1. Circulação vertical de um ciclone (A) e anticiclone (B) no hemisfério Sul. 
 
 
Figura 2. Circulação horizontal de um ciclone (A) e anticiclone (B) no hemisfério 
Sul. 
 
52 
 
7.2 - Circulação geral da atmosfera 
 
O aquecimento desigual da Terra faria o ar se mover para equilibrar as 
desigualdades, principalmente, em função do gradiente de pressão existente. Para fins de 
estudo da circulação geral da atmosfera terrestre foi idealizado um modelo tricelular 
caracterizado pela existência de três grandes células que representam padrões específicos 
tanto no hemisfério Norte quanto no Sul. 
A célula de Hadley localiza-se entre as latitudes de 0º e 30º tanto Norte quanto Sul. 
Ela representa uma convergência dos ventos para uma faixa de baixas pressões nas 
proximidades da linha do equador. Nas células de Ferrel, a circulação entre 30° e 60° de 
latitude é oposta à da célula de Hadley. A corrente na superfície é para os polos e, devido à 
força de Coriolis, os ventos tem um forte componente de oeste. Por fim, a circulação nas 
células polares tem como característica uma predominância de ventos de leste circulando 
dos centros de alta pressão existentes nos polos para as faixas de baixa pressão presentes 
nas latitudes de 60º. 
Na Figura 3 é apresentado o modelo idealizado de circulação geral da atmosfera 
terrestre. 
 
 
Figura 3. Modelo idealizado da circulação geral da atmosfera. 
53 
 
O modelo tricelular permite compreender a dinâmica de atuação de alguns 
fenômenos de circulação da atmosfera como os ventos Alísios, ventos de Oeste, ventos 
polares de Leste e as zonas de convergência Intertropical (ZCIT) e Extratropical (ZCET). 
Os ventos Alísios são o resultado da ascensão de massas de ar que convergem de 
zonas de alta pressão (anticiclônicas), nos trópicos, para zonas de baixa pressão (ciclônicas) 
no Equador, formando um ciclo. São formados por ventos úmidos, provocando chuvas nos 
locais onde convergem. Por essa razão, a zona equatorial é denominada de região das 
calmarias equatoriais chuvosas. O Alísio de hemisfério Norte sopra de Nordeste para 
Sudoeste, enquanto o do hemisfério Sul sopra do Sudeste para o Noroeste. 
Os ventos de Oeste são ventos prevalecentes nas latitudes médias (entre 
as latitudes 30º e 60º) que sopram de áreas de alta pressão em zonas subtropicais para 
os polos. Os ventos são predominantes do sudoeste no Hemisfério norte e do noroeste 
no Hemisfério sul. Já os ventos polares de Leste são produzidos por uma corrente 
superficial gerada nos polos em direção ao equador sendo desviada devido à força de 
Coriolis. 
 
7.2.1 - ZCIT e ZCET 
A Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) é um dos sistemas meteorológicos 
mais atuantes nos trópicos. A ZCIT está localizada no ramo ascendente da célula de 
Hadley. Essa circulação atua no sentido de transferir calor e umidade (dos oceanos) dos 
níveis inferiores da atmosfera das regiões tropicais para os níveis superiores da troposfera e 
para médias e altas latitudes (manutenção do balanço térmico global). 
A ZCIT, dinamicamente, é uma região de baixa pressão, tendo convergência de 
escoamento em baixos níveis e divergência em altos níveis, sendo a fonte principal de 
precipitação nos trópicos (chuvas fortes), responsável por condições de mau tempo sobre 
uma extensa área e o desenvolvimento vertical das nuvens que se estende até a alta 
troposfera das regiões tropicais, sendo que a base das nuvens, inclusive, pode baixar até o 
solo. 
A marcha anual da ZCIT tem, aproximadamente, o período de um ano, alcançando 
sua posição mais ao norte (8º N) durante o verão do Hemisfério Norte, e a sua posição mais 
54 
 
ao sul (1º N) durante o mês de abril. Na Figura 4 é apresentado o deslocamento da ZCIT 
para os meses de janeiro e julho. 
 
 
Figura 4. Deslocamento da ZCIT no eixo Norte-Sul. 
 
A zona de convergência extratropical (ZCET) representa uma faixa onde ocorre a 
convergência dos ventos de Leste e Oeste no entorno das latitudes de 60º. Tem como 
característica o encontro do ar frio e seco com o ar quente e úmido, dando origem a 
sistemas frontais, caracterizado principalmente pela formação dos ciclones extratropicais. 
 
7.3 – Oscilação Sul 
 
O fenômeno da Oscilação Sul trata das flutuações de pressão em dois pontos do 
oceano Pacífico: Pacífico tropical Oeste e Pacífico tropical Sudeste. Essas flutuações estão 
associadas a alterações no padrão da célula Walker e afetam as condições meteorológicas 
em partes do globo. 
Essas alterações no padrão de circulação afetam a temperatura da superfície do mar 
(TSM) no oceano Pacífico provocando anomalias positivas (El Nino) e negativas (La 
Nina). 
As águas do oceano Pacífico são “normalmente” mais quentes nas costas da 
Austrália e Indonésia que na costa do Equador, Peru e Chile. Por razões ainda 
desconhecidas, de tempos em tempos, ocorre um aquecimento anômalo das águas na costa 
da América do Sul. Esse aquecimento é suficiente para baixar a pressão atmosférica na 
55 
 
região, enfraquecendo a circulação leste-oeste, e sem essa sustentação as águas que se 
acumulavam na costa da Austrália sofrem um refluxo em direção à América do Sul. Essas 
águas mais quentes, menos piscosas, aceleram o processo de enfraquecimento circulatório, 
chegando mesmo a reverter o sentido da célula de Walker. Em função do enorme volume 
de água envolvido, o fenômeno tem duração de muitos meses. Esse fenômeno de 
aquecimento das águas do Pacífico na costa Sul-Americana é denominado de El-Nino. 
Os efeitos do El-Nino no Brasil dependem de cada região e da intensidade do 
fenômeno. Nas regiões Norte e Nordeste há redução no padrão de chuvas, na região sudeste 
há aumento da temperatura média e na região Sul há um aumento na temperatura média e 
nos volumes de chuva, principalmente entre os meses de maio a julho. Na Figura 5 são 
apresentados alguns efeitos da ocorrência do El-Nino na América do Sul. 
 
 
Figura 5. Efeitos do El-Nino na América do Sul. 
 
56 
 
O La-Nina é um fenômeno caracterizado pelo resfriamento anômalo das águas do 
oceano Pacífico. Seus efeitos ainda não são bem definidos, mas algumas alterações 
meteorológicas no Brasil são relacionadas a sua ocorrência, como: 
 Passagens rápidas de frentes frias sobre a Região Sul; 
 Temperaturas próximas da média climatológica ou ligeiramente abaixo da média 
sobre a Região Sudeste, durante o inverno; 
 Chegada das frentes frias até a Região Nordeste, principalmente no litoral 
da Bahia,