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
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Balanço de Radiação e Temperatura do Solo: Aplicações na Agricultura, Resumos de Climatologia
O conceito de balanço de radiação e sua influência na temperatura do solo, com foco em aplicações na agricultura. Explica os componentes do balanço de radiação, como radiação de onda curta e longa, e como eles afetam a temperatura do solo. Além disso, discute a importância da temperatura do solo para o desenvolvimento das plantas e apresenta exemplos práticos de como o balanço de radiação pode ser utilizado para otimizar o manejo de culturas.
Tipologia: Resumos
2024
1 / 98
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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....................................................................................................................... 03
Conceitos gerais ............................................................................................................. 06
O globo terrestre e as relações terra-sol ......................................................................... 12
Organização e funcionamento das estações meteorológicas .......................................... 24
Radiação solar e terrestre ............................................................................................... 29
Temperatura do ar e do solo ........................................................................................... 44
Umidade do ar ................................................................................................................ 55
Pressão atmosférica ........................................................................................................ 61
Estudo dos ventos ..........................................................................................................
Condensação e precipitação pluviométrica ....................................................................
Evaporação e evapotranspiração ....................................................................................
Balanço hídrico do solo pelo método climatológico ......................................................
Classificações climáticas ................................................................................................
Introdução ao Sensoriamento Remoto ...........................................................................
ANEXOS ........................................................................................................................
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
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.
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.
Tabela 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 (N 2 ) 78,084 28, Oxigênio (O 2 ) 20,946 31, Argônio (A) 0,934 39, Dióxido de Carbono (CO 2 ) 0,031 44, Neônio (Ne) 0,0018 20, Hélio (He) 0,000524 4, Criptônio (Kr) 0,00015 83, Hidrogênio (H 2 ) 0,00005 2, Xenônio (Xe) 0,000008 131, Ozônio ( O 3 ) 0,000001 47, Radônio (Rn) 6.10-^18 222, Massa molecular média 28,
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 (O 2 ) 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 → O 2 + M
O 2 + O + M → O 3 + M
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 CO 2 entre a atmosfera e os seres vivos (respiração e fotossíntese), os materiais da crosta (combustão e oxidação) e os oceanos. O CO 2 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.
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 900oC 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.
UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO SEMI-ÁRIDO – UFERSA
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS E TECNOLÓGICAS - DCA
DISCIPLINA: CLIMATOLOGIA
1 a^ LISTA DE EXERCÍCIOS
Unidade II (^13)
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 22,1o^ a 24,5o^ (45.000 anos). No momento a inclinação é de 23,45o.
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, Afélio Julho 05 08 152,
Translação e formação das estações do ano
Translação e formação das estações do ano
Unidade II (^14)
Figura 4 – Diferença da duração das Estações. Fonte: www.prof2000.pt/users/angelof/af16/ts_sistema_solar/consequencias_mov_terra.htm
Unidade II (^16)
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 ±90o^ para Norte ou para Sul. Ex: Mossoró: Φ = 5o^ 12‟ 36” S. Os paralelos de 23o^ 27‟N e 23o^ 27‟S recebem os nomes de Trópico de Câncer e Trópico de Capricórnio, respectivamente. Os paralelos de 66o^ 33‟N e 66o^ 33‟S são denominados de Círculo 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 0o^ a 180o^ para Leste (E) ou para Oeste (W) do meridia- no de Greenwich. O meridiano de 180o^ 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 (^17)
HORÁRIOS USADOS EM METEOROLOGIA E ASTRONOMIA
TEMPO SOLAR VERDADEIRO → é aquele que leva em consideração o movimento apa- rente 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 pas- sagem do Sol sobre o meridiano oposto ao do local em consideração. Sua duração varia ao longo do ano em função da variação da velocidade de translação da Terra.
V w. D 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 (2a^ Lei de Keppler).
t h*-h
h* ht
∆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 negati- va 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 (15o/hora). Assim, se a diferença de longitude for 5o^ 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
360 d 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).
Ou ainda, tem-se a equação simplificada:
Unidade II (^19)
Figura -
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 -23,45o^ a 0o^ 21/12 Inverno 21/03 -23,45o^ a 0o 21/03 Outono 22/06 0 o^ a +23,45o^ 21/03 Primavera 22/06 0 o^ a +23,45o 22/06 Inverno 23/09 +23,45o^ a 0o^ 22/06 Verão 23/09 +23,45o^ a 0o 23/09 Primavera 21/12 0 o^ a -23,45o^ 23/09 Outono 21/12 0 o^ a -23,45o
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:
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:
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 0o^ a 90o^ ao nascer e pôr do Sol.
o
w h * 1215
Unidade II (^20)
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:
E 90 º Z
Figura 6 – Zênite do observador e ângulo zenital.
SITUAÇÃO PARA OS PÓLOS
PÓLO NORTE
Φ = 90o^ , logo: cos Φ = 0 e sen Φ = 1
cos Z = sen δ e 90o^ – 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 > 0o) 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 = 23o^ 27‟) ocorre em 22 de junho.
PÓLO SUL
Φ = -90o^ , logo: cos Φ = 0 e sen Φ = -
cos Z = -sen δ e 90o^ – Z = E = -δ
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-
Zênite
Ângulo
Zenital (Z 1 )
Zênite