Meteorologia Agrícola Básica - Do.ufgd.edu.br

Meteorologia Agrícola<br />
Básica<br />
1ª. Edição<br />
Guilherme Augusto Biscaro<br />
UNIGRAF<br />
Gráfica e Editora União Ltda.<br />
2007<br />
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Capa e Editoração:<br />
Guilherme Augusto Biscaro / UNIGRAF<br />
Revisão Lingüística:<br />
Luiz Sander de Freitas - luizsander@yahoo.com.br<br />
Revisão Técnica:<br />
Prof. Dr.Wilson Itamar Maruyama - wilsonmaruyama@yahoo.com.br<br />
Impressão e Acabamento:<br />
UNIGRAF - Gráfica e Editora União Ltda.<br />
Rua Sebastião Leal, 811 - Centro.<br />
CEP 79540-000 - Cassilândia - Mato Grosso do Sul<br />
Fone/fax: (0xx67) 3596-1981 E-mail: uni_graf@terra.com.br<br />
(*) Ilustrações e fotografias realizadas por Guilherme Augusto Biscaro<br />
3

Prof. Dr. Guilherme Augusto Biscaro<br />
gbiscaro@hotmail.com<br />
Engenheiro Agrícola (1995) formado na Universidade Federal de<br />
Lavras, UFLA, em Lavras/MG.<br />
Mestre (1999) e Doutor (2003) em Agronomia, Área de<br />
Concentração em Irrigação e Drenagem pela Faculdade de<br />
Ciências Agronômicas da Universidade Estadual Paulista, UNESP,<br />
campus de Botucatu/SP.<br />
Professor Adjunto (2004) de Hidráulica, Irrigação e Drenagem e<br />
Agrometeorologia do curso de Agronomia da Universidade Estadual<br />
de Mato Grosso do Sul, UEMS, Unidade Universitária de<br />
Cassilândia, UUC.<br />
Foi coordenador do curso de graduação em Agronomia da UEMS,<br />
Unidade Universitária de Cassilândia, em 2006.<br />
4

Dedico<br />
A minha filha Mariana, minha esposa Adriana e aos meus pais.<br />
Agradecimentos<br />
A Deus e a Nossa Senhora.<br />
A minha família.<br />
Aos amigos docentes e discentes do curso de Agronomia da Unidade<br />
Universitária de Cassilândia.<br />
A Pró-Reitoria de Extensão, Cultura e Assuntos Comunitários (PROEC) da<br />
Universidade Estadual de Mato Grosso do Sul.<br />
A Squitter do Brasil.<br />
5

Índice<br />
Página<br />
1. Tempo e Clima.....................................................................................................07<br />
2. Terra, Sol e Atmosfera.........................................................................................08<br />
3. Latitude, Longitude e Altitude..............................................................................14<br />
4. Radiação Solar.....................................................................................................18<br />
5. Temperatura do Ar e do Solo...............................................................................25<br />
6. Umidade do Ar.....................................................................................................32<br />
7. Ventos...................................................................................................................36<br />
8. Condensação da Água no Ar...............................................................................39<br />
9. Geadas.................................................................................................................42<br />
10. Precipitação.......................................................................................................46<br />
11. Massas de Ar......................................................................................................49<br />
12. Evaporação........................................................................................................53<br />
13. Evapotranspiração.............................................................................................56<br />
14. Balanço Hídrico.................................................................................................61<br />
15. Classificação Climática de Köppen...................................................................67<br />
16. Estações Meteorológicas e PCD’s.....................................................................75<br />
17. Manejo de Sistemas de Irrigação......................................................................80<br />
Referências Bibliográficas.......................................................................................82<br />
Tabelas.....................................................................................................................83<br />
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1. Tempo e Clima<br />
A ciência que estuda os fenômenos atmosféricos é chamada de<br />
meteorologia. Trata-se de uma prática muito antiga que obteve um grande avanço<br />
tecnológico nas últimas décadas com o desenvolvimento de radares mais precisos,<br />
computadores e softwares mais sofisticados e potentes, satélites, etc. Processos<br />
como temperatura, umidade, precipitação, índice de radiação e outros são<br />
analisados e estudados.<br />
O estudo do clima de um local ou região é feito com base na análise<br />
estatística dos dados observados pela meteorologia, sendo contabilizados entre<br />
outras coisas as médias, as correlações, freqüências, distribuições.<br />
Por exemplo: qual é a temperatura média, máxima e mínima no Município<br />
de Cassilândia, Mato Grosso do Sul, no mês de novembro? Quanto chove em<br />
média anualmente nessa região? Existem períodos secos e úmidos definidos?<br />
Estas perguntas só podem ser respondidas com mais precisão se forem<br />
baseadas numa série de observações no decorrer de vários anos, sendo necessários<br />
pelo menos trinta anos para se obter informações bastante confiáveis. Isto se deve<br />
as pequenas variações que irão ocorrer de um ano para o outro, que são normais e<br />
devem ser levadas em consideração no estudo do clima de uma localidade.<br />
É necessário diferenciar os conceitos de TEMPO e CLIMA, para se evitar<br />
confusões bastante comuns quando se falam sobre eles:<br />
• TEMPO→ é como se apresenta a atmosfera em um determinado instante e<br />
local. Por exemplo: hoje, no Município de Cassilândia, o dia está chuvoso e<br />
frio.<br />
• CLIMA→ é o comportamento observado na atmosfera no decorrer de vários<br />
anos. Por exemplo: o clima no Município de Cassilândia é considerado<br />
segundo Köppen como seco de inverno (Cw), com a precipitação máxima do<br />
verão maior ou igual a dez vezes a precipitação do mês mais seco.<br />
.<br />
7

2. Terra, Sol e Atmosfera<br />
O planeta Terra apresenta a forma esférica, cujo raio aproximado é de mais<br />
de 6300 quilômetros (Figura 1). A sua superfície é formada pela litosfera, que é<br />
uma camada superficial composta por rochas, sendo também chamada de crosta<br />
terrestre. Sobre a maior parte da litosfera se encontra a hidrosfera, que é uma<br />
camada de água do tipo continental (rios, lagos, etc.) ou oceânica (oceanos e<br />
mares).<br />
Figura 1. O planeta Terra. (Fonte: www.turbosquid.com)<br />
Existe também uma camada gasosa não visível que envolve o globo<br />
terrestre, e é chamada de atmosfera terrestre.<br />
ATMOSFERA TERRESTRE<br />
A atmosfera do planeta Terra, que é presa ao mesmo pela gravidade,<br />
apresenta duas camadas principais: a troposfera e a estratosfera. A troposfera é a<br />
camada que vai da superfície terrestre até uma altura aproximada de 10<br />
quilômetros, sendo composta por dois conjuntos de gases: os componentes fixos da<br />
troposfera e os componentes variáveis da troposfera.<br />
• Componentes fixos: é um conjunto de gases, com predominância do<br />
nitrogênio (78%) e do oxigênio (21%). Os demais gases nobres (hélio,<br />
neônio, argônio, xenônio e criptônio, etc.) somados constituem apenas 1%<br />
do total.<br />
8

• Componentes variáveis: é composto por CO2, vapor d’água e ozônio.<br />
O responsável pela retenção do calor (radiação) que o planeta emite durante a<br />
noite é o vapor d’água. Em noites claras e sem nuvens, ou seja com pouco vapor<br />
d’água, o calor emitido pela Terra acaba se perdendo no espaço (Figura 2). Isto<br />
gera um resfriamento da mesma deixando a noite fria. É nessa condição também<br />
que podem ocorrer as geadas.<br />
Figura 2. Radiação do dia e da noite. (*)<br />
É na troposfera que ocorrem os fenômenos meteorológicos como: formação<br />
de nuvens, chuvas, furacões, etc.. A temperatura nessa camada sofre variação a<br />
medida que ocorre o aumento de altitude. Em média, para cada 100 metros de<br />
altitude (com o ar estacionário) ocorre um decréscimo de 0,6 °C na temperatura.<br />
Isto é: quanto maior for a altitude, menor é a temperatura.<br />
O CO2 presente na troposfera apresenta a capacidade de absorver raios<br />
infravermelhos, retendo com isso o calor, se tornando um termoregulador. Isto<br />
pode ser observado no efeito estufa que ocorre em grandes capitais, aonde a<br />
emissão de monóxido de carbono é bastante elevada.<br />
Após o limite superior da troposfera, ocorre uma camada intermediária de<br />
aproximadamente três quilômetros de espessura, aonde não ocorre variação de<br />
temperatura e que é chamada de tropopausa. Sua distância em relação a superfície<br />
varia de acordo as condições climáticas da troposfera, podendo vir a subir se<br />
houver muitas correntes de convecção.<br />
9

Acima da tropopausa se encontra a estratosfera, que é uma camada que vai<br />
atingir uma altura estimada de cinquenta quilômetros. Nesta camada ocorre o<br />
inverso da troposfera em relação a variação de temperatura: quanto maior for a<br />
altitude maior será a temperatura. Isto se deve a reação que ocorre entre a radiação<br />
ultravioleta emitida pelo Sol e que é absorvida pelo gás ozônio.<br />
Acima da estratosfera se encontram outras camadas como a mesosfera e a<br />
termosfera.<br />
A RELAÇÃO ENTRE O PLANETA TERRA E O SOL<br />
A Terra e os demais planetas do sistema solar giram em torno Sol. Este<br />
movimento contínuo denomina-se translação, e apresenta a forma de uma elipse<br />
(Figura 3). A Terra gasta 365 dias, seis horas e nove minutos para percorrer todo<br />
esse percurso. Ele também é o responsável pelas quatro estações (primavera, verão,<br />
outono e inverno).<br />
Figura 3. Movimento de translação da Terra. (*)<br />
Além da translação, a Terra apresenta um movimento em torno do seu<br />
próprio eixo, chamado de rotação, cuja duração é de aproximadamente 24 horas.<br />
Este movimento é o responsável pela ocorrência dos dias e das noites e sempre<br />
ocorre na mesma direção, de oeste para leste.<br />
10

DECLINAÇÃO SOLAR<br />
Chamamos de declinação solar (δ) o ângulo formado entre a linha<br />
imaginária que une o centro do planeta Terra (na linha do Equador) ao centro do<br />
Sol. Ela varia de 23° 27’ a -23° 27’. Quando a declinação atinge os valores<br />
máximos, recebe de solstício.<br />
Figura 4. Solstício de inverno no hemisfério sul e de verão no hemisfério norte (δ=<br />
23° 27’), ocorrendo em 22 de junho (*)<br />
Figura 5. Solstício de inverno no hemisfério norte e de verão no hemisfério sul (δ=<br />
-23° 27’), ocorrendo em 22 de dezembro. (*)<br />
11

Quando não há declinação (δ=0°), ou seja, o Sol se encontra exatamente<br />
sobre a linha do Equador, damos o nome de Equinócio.<br />
Figura 6. Equinócio de primavera no hemisfério norte e de outono no hemisfério<br />
sul (δ=0°), ocorrendo em 22 de março e equinócio de primavera no<br />
hemisfério sul e de outono no hemisfério norte (δ=0°), ocorrendo em 22<br />
de setembro. (*)<br />
É possível se calcular a declinação solar em graus, para uma determinada<br />
data, utilizando-se a seguinte equação:<br />
δ = 23,45 x seno [(360/365) x (dia juliano – 80)]<br />
O dia juliano corresponde ao número de dias transcorridos desde o dia<br />
primeiro de janeiro do ano que se deseja determinar a declinação solar.<br />
DIA E NOITE<br />
Quando os raios solares atingem a superfície da Terra, a mesma se divide<br />
em dois hemisférios, sendo um iluminado e outro não.<br />
12

Figura 7. Dia e noite. (*)<br />
Como já foi explicado anteriormente, a terra possui um movimento de<br />
rotação em torno do seu próprio eixo, sempre com a mesma velocidade, e que<br />
demora cerca de 24 horas para dar uma volta completa. Podemos perceber este<br />
movimento quando olhamos para o céu e vemos o Sol nascer de um lado, subir ao<br />
alto do céu e se pôr do lado oposto. É esse movimento, aliado a divisão em um<br />
hemisfério iluminado e outro não iluminado, que determina os dias e as noites.<br />
Teoricamente, a metade do tempo gasto pela Terra em sua rotação (12<br />
horas) corresponde ao período de luz e a outra corresponde ao período escuro.<br />
Porém, de acordo com a época do ano, ocorrem variações. Os dias tornam-se mais<br />
longos no verão, podendo chegar a mais de 13 horas (dependendo da localidade), e<br />
as noites mais longas no inverno (devido à declinação solar), com menos de 11<br />
horas de luz.<br />
O equilíbrio (dias e noites com mesma duração) ocorre nos equinócios de<br />
primavera e outono.<br />
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3. Altitude, Latitude e Longitude<br />
Para poder se localizar com precisão um determinado local sobre a<br />
superfície do planeta é necessário à definição de três coordenadas: altitude,<br />
latitude, longitude. Suas unidades de medida são: o grau, o minuto e o segundo.<br />
Para ser possível esta localização, a Terra foi toda dividida em linhas imaginárias<br />
nos mapas (Figura 8), sendo elas os paralelos (linhas imaginárias paralelas à linha<br />
do Equador) e os meridianos (linhas imaginárias paralelas ao meridiano de<br />
Greenwich).<br />
Figura 8. Paralelos e meridianos da Terra. (*)<br />
Podemos afirmar então que os paralelos são as linhas imaginárias que<br />
determinam à latitude e os meridianos são as linhas imaginárias que determinam à<br />
longitude.<br />
ALTITUDE<br />
A altitude é distância vertical do local exato o qual se deseja localizar em<br />
relação ao nível médio da superfície do mar (Figura 9).<br />
14

Figura 9. Altitude de uma localidade. (*)<br />
LATITUDE<br />
O Planeta Terra é dividido em duas metades (também chamadas de<br />
hemisférios) pela linha do Equador: o Hemisfério Setentrional (Norte) e o<br />
Hemisfério Meridional (Sul). A latitude é à distância em graus de um lugar<br />
qualquer da superfície terrestre até a linha do equador, com base nos paralelos. A<br />
distância varia de 0° a 90° na linha do equador (referência) para o norte (designada<br />
como positiva) ou o sul (designada com negativa).<br />
Figura 10. Latitude de um ponto. (*)<br />
Podemos dizer que dois locais possuem a mesma latitude quando ambos<br />
se encontrarem no mesmo paralelo.<br />
15

LONGITUDE<br />
Além da divisão da Terra pela linha do Equador (hemisférios norte e sul), a<br />
mesma também pode ser dividida pelo Meridiano de Greenwich (leva esse nome<br />
por passar exatamente sobre um observatório astronômico na Inglaterra, mais<br />
precisamente na cidade de Greenwich) em dois hemisférios: Hemisfério Ocidental<br />
(oeste) e Hemisfério Oriental (leste).<br />
São utilizados planos imaginários denominados de meridianos, para se<br />
localizar um ponto. O ângulo formado entre o meridiano do local com o Meridiano<br />
de Greenwich é denominado de longitude. A longitude pode variar de 0°<br />
(exatamente no Meridiano de Greenwich) até 180° para leste (E) ou oeste (W).<br />
Figura 11. Longitude de um ponto. (*)<br />
Figura 12. Latitude e longitude de um ponto. (*)<br />
16

Figura 13. Paralelos e meridianos que delimitam o Brasil.<br />
(Fonte: www.citybrazil.com.br/mapas.htm).<br />
17

4. Radiação Solar<br />
O Sol emite radiação na forma de ondas eletromagnéticas, que viajam a<br />
velocidade da luz no espaço e são recebidas por vários planetas, em especial a<br />
Terra. Este tipo de onda eletromagnética é composto predominantemente por ondas<br />
curtas. São elas que promovem o calor e a iluminação do planeta.<br />
Nas 24 horas de um dia, a radiação solar irá atingir a superfície de uma<br />
localidade qualquer com diferentes intensidades, dependendo do horário, sendo a<br />
máxima radiação recebida por volta de meio dia (Figura 14).<br />
Figura 14. Variação da radiação (W/m²) medida no dia 27/09/2006, no Município<br />
de Cassilândia-MS. (*)<br />
A figura acima apresenta o curso diário de radiação solar que incide sobre<br />
uma superfície, medida por uma estação meteorológica automatizada, no dia 27 de<br />
setembro de 2006. Esta radiação é que foi absorvida durante o tempo em que o Sol<br />
se encontrava sobre o horizonte (do nascer ao pôr-do-sol), e variou de acordo com<br />
a altura do mesmo.<br />
Podem-se observar nesta figura alguns pontos (indicados pela seta) fora da<br />
curva formada pela absorção de radiação solar. Isto pode ser explicado pelo fato de<br />
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que, em alguns momentos o céu estava com nuvens, fazendo com que a radiação se<br />
tornasse difusa e interferisse na leitura do sensor.<br />
A Terra também emite a sua própria radiação, na qual predomina as ondas<br />
longas. Na verdade, qualquer corpo que possua temperatura diferente de 0° K, tem<br />
a capacidade de emitir radiação também.<br />
Existe um tipo de corpo que recebe e absorve toda a radiação<br />
eletromagnética que incide sobre ele, independente do tipo de comprimento de<br />
onda: o corpo negro. A emissão de radiação de um corpo negro compreende-se<br />
dentro de uma faixa de comprimento de onda. A quantidade total de energia irá<br />
depender da temperatura do corpo, sendo regida pela lei de Stefan-Boltzmann.<br />
E = Εm . σ . T 4<br />
Onde,<br />
E = Energia total emitida (cal/cm 2 . min);<br />
σ = constante de Stefan-Boltzmann (0,827 . 10 -10 cal/cm 2 . min);<br />
T = temperatura absoluta (ºK).<br />
Em = emissividade do corpo.<br />
Podemos chamar de constante solar (Io) a taxa de recebimento dos raios do<br />
sol no alto da atmosfera da Terra, em um ponto aonde os mesmos incidam sobre<br />
ela perpendicularmente. Em média apresentam um valor aproximado de duas<br />
calorias por centímetro quadrado por minuto (cal/cm 2 . min).<br />
FLUXO DE RADIAÇÃO QUE ATINGE UM CORPO<br />
Ao atingir um corpo qualquer, o fluxo de radiação (Ii = radiação incidente)<br />
sofrerá as seguintes ocorrências:<br />
• Reflexão: Parte da radiação será refletida.<br />
• Absorção: Parte da radiação será absorvida, sendo retida pelo corpo,<br />
podendo ocasionar um aumento de temperatura (aquecimento).<br />
• Transmissão: Parte da radiação vai atravessar o corpo, ser levemente<br />
alterada, porém seguirá a diante a sua trajetória.<br />
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Figura 15. Reflexão, absorção e transmissão em um corpo. (*)<br />
O total da radiação que incidirá por um corpo qualquer (Ii) será a soma da<br />
radiação refletida (Ir) com a radiação absorvida (Ia) e com a radiação transmitida<br />
(It).<br />
• A propriedade de um corpo de refletir a radiação é chamada de<br />
refletividade, e é dada pela razão entre Ir e Ii (R = Ir / Ii). Observação:<br />
albedo é o nome dado à capacidade de um corpo de refletir ondas curtas.<br />
• A propriedade de um corpo de absorver a radiação é chamada de<br />
absorvidade, e é dada pela razão entre Ia e Ii (A = Ia / Ii).<br />
• A propriedade de um corpo de transmitir a radiação é chamada de<br />
transmissividade, e é dada pela razão entre It e Ii (T = It / Ii).<br />
FLUXO DE RADIAÇÃO QUE ATINGE A ATMOSFERA<br />
Quando a radiação solar atinge o topo da atmosfera da Terra, ela é<br />
atenuada devido aos seguintes fatores:<br />
• As partículas presentes na atmosfera (impurezas, cristais, etc.) que causam<br />
o seu espalhamento;<br />
• A alguns constituintes da atmosfera (oxigênio, CO2, vapor, etc.) a<br />
absorvem;<br />
• As nuvens que absorvem no máximo 7% do total, e refletem até 90%,<br />
dependendo de suas dimensões.<br />
20

BALANÇO DE RADIAÇÃO NA SUPERFÍCIE TERRESTRE<br />
Chamamos de balanço de radiação (ou radiação líquida → RL) a<br />
contabilidade dos e ganhos e perdas no fluxo de radiação que incide sobre uma<br />
superfície terrestre. Este fluxo corresponde à quantidade total de radiação que<br />
chega e recebe o nome de Radiação Global.<br />
A radiação líquida é a soma do balanço de ondas curtas (Boc) que é emitido<br />
pelo Sol e sofre ou não modificações, com o balanço de ondas longas (Bol) que é<br />
emitida pela Terra.<br />
RL = Boc + Bol<br />
Onde,<br />
RL = Radiação líquida;<br />
Boc = Balanço de ondas curtas;<br />
Bol = Balanço de ondas longas.<br />
Figura 16. Balanço de radiação. (*)<br />
• A radiação global (Qg) é soma dos fluxos de radiação direta (Qd) e fluxo de<br />
radiação difusa (Qc) que atingem a superfície terrestre simultaneamente;<br />
Qg = Qc + Qd<br />
21

• A radiação líquida (RL) é a soma do balanço de ondas curtas (Boc) e o balanço<br />
de ondas longas (Bol);<br />
RL = Boc + Bol<br />
• A radiação solar absorvida (Qoc), também denominado balanço de ondas<br />
curtas, é a diferença da radiação recebida (Qg) e a refletida (Qr).<br />
Qoc = Qg – Qr<br />
• Assim como o Sol, a Terra também emite ondas eletromagnéticas, só que do<br />
tipo ondas longas. Existe também uma outra radiação de ondas longas,<br />
originada na atmosfera e chamada de contra-radiação que possui mesma<br />
direção, só que sentido oposto ao da radiação terrestre, e que é absorvida<br />
totalmente pela Terra. O balanço de radiação de ondas longas (Qol) é a<br />
diferença entre a contra-radiação (Qcr) e a radiação emitida pela Terra (Qs).<br />
Qol = Qcr – Qs<br />
• Balanço de radiação (Q) é a soma dos balanços de radiação de ondas curtas<br />
(Qoc) e do balanço de radiação de ondas longas (Qol).<br />
Q = Qoc + Qol<br />
MECANISMOS DE MEDIÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR<br />
Existem alguns tipos de aparelhos de medição da radiação solar que são<br />
bastante usados no Brasil: o piranômetro (utilizado em estações meteorológicas<br />
automatizadas) (Figura 17), o heliógrafo (Figura 18), e o actinógrafo.<br />
Figura 17. Piranômetro. (*)<br />
22

Figura 18. Heliógrafo. (*)<br />
O mais comum é o heliógrafo, que mede o numero de horas de brilho de Sol<br />
sem nuvens no dia, por meio de uma lente que queima uma fita de papel. O<br />
actinógrafo é um aparelho que possui placas metálicas diferentes que se dilatam<br />
entre si e medem a radiação global.<br />
CÁLCULO DO BALANÇO DE RADIAÇÃO<br />
O balanço de radiação (Q) pode ser determinado pela seguinte equação:<br />
Q = Qoc + Qol<br />
Onde,<br />
Qoc = balanço de radiação de ondas curtas (cal/cm 2 .dia);<br />
Qol = balanço de radiação de ondas longas (cal/cm 2 .dia).<br />
O balanço de radiação de ondas longas (Qol), também chamado de emissão<br />
efetiva da Terra é determinado pela seguinte equação:<br />
23

Qol = Qs . ( 0,09 . √(e ) - 0,56 ) . ( 0,1 + 0,9 . n / N )<br />
Onde,<br />
e = Tensão média diária de vapor d’água (vapor de água na atmosfera) (mmHg);<br />
n = insolação diária (horas);<br />
N = Número diário possível de horas de sol (Tabela 1);<br />
Qs = emissão diária de radiação de um corpo negro em função da temperatura do ar<br />
(Tabela 2).<br />
O balanço de radiação de ondas curtas (Qoc), também chamado de<br />
radiação solar absorvida, é determinado pela seguinte equação:<br />
Qoc = ( 1 – r ) . Qg<br />
Onde,<br />
Qg = radiação solar global (cal/cm 2 .dia);<br />
r = valor tabelado que corresponde ao poder refletor da superfície (Tabela 3).<br />
A determinação aproximada da radiação solar global (Qg) pode ser<br />
realizada através de equações que utilizam a insolação diária. Uma destas equações<br />
é a proposta por ANGSTRON:<br />
Qg = Qo [(0,29 . cos ∅) + 0,52 . n / N ]<br />
Onde,<br />
Qo = radiação solar em uma superfície horizontal no topo da atmosfera (Tabela 4);<br />
∅ = latitude do local no qual se está determinando Qg.<br />
Pode-se determinar também a radiação solar refletida (Qr), que é apenas<br />
uma parte de Qg, utiliza-se a seguinte equação:<br />
Qr = r . Qg<br />
24

5. Temperatura do Ar e do Solo<br />
É sobre a superfície do solo (vegetada ou não) que recai a grande totalidade<br />
da radiação atmosférica. Esta radiação varia sua intensidade durante as 24 horas do<br />
dia e durante os 365 dias do ano, gerando as variações diárias e anuais de<br />
temperatura do ar e do solo.<br />
No decorrer de um dia, as temperaturas do ar e solo irão variar de acordo<br />
com a posição do Sol acima do horizonte, e no decorrer de um ano (aonde ocorre a<br />
mudança das estações), as temperaturas irão depender da declinação solar e das<br />
coordenadas geográficas do local. Esta variação nos valores de temperatura é<br />
chamada de balanço de radiação.<br />
No balanço de radiação durante o dia, as temperaturas do ar e do solo<br />
aumentam também de acordo com a posição do Sol, atingindo um valor máximo<br />
(coincidente com a altura máxima do Sol). Após este ponto ocorre o declínio das<br />
temperaturas. Tal fenômeno irá se estender após o pôr-do-sol e continuar durante<br />
toda a noite e madrugada (Figura 19). As temperaturas só voltarão a aumentar com<br />
um novo nascer do Sol.<br />
Você saberia afirmar com precisão qual é a menor temperatura do ar no<br />
dia? A resposta é que a mesma ocorre alguns segundos antes do Sol nascer e a<br />
superfície do solo voltar a receber radiação.<br />
Figura 19. Variação das temperaturas do ar e do solo, e a radiação incidida nas 24<br />
horas de um dia. (*)<br />
25

Juntamente com a radiação que recebe e absorve do Sol, a Terra também<br />
emite radiação (radiação efetiva terrestre) e que também é crescente com o nascer<br />
do Sol, atinge um valor máximo e decresce com passar do dia, porém ao contrário<br />
da radiação solar, se mantém durante a noite e a madrugada. Assim, podemos<br />
dividir o balanço de radiação em balanço de radiação positivo (durante o dia) e<br />
balanço de radiação negativo (durante a noite).<br />
No balanço positivo de radiação (+) a energia excedente é utilizada para o<br />
aquecimento do solo (que diminui com o aumento da profundidade). O solo<br />
promove o aquecimento do ar (que diminui com a altitude). No balanço negativo<br />
de radiação (-) o calor existente no solo é utilizado para aquecer a atmosfera<br />
(gerando o resfriamento do solo) e o calor existente no ar é utilizado para suprir a<br />
perda de calor do solo (gerando o resfriamento do ar) (Figura 20).<br />
Figura 20. Balanço positivo e negativo de radiação. (*)<br />
Tanto no balanço positivo quanto no balanço negativo de radiação uma<br />
parte do calor disponível é sempre direcionada para realizar a evaporação.<br />
TRANSPORTE DE CALOR NO SOLO E NO AR PRÓXIMO AO SOLO<br />
O aquecimento do solo e do ar próximo ao solo, é regido pelo balanço de<br />
radiação na superfície.<br />
No solo, o calor é transportado e armazenado para camadas inferiores pelo<br />
processo físico da condução de calor. A temperatura armazenada irá diminuir com<br />
26

a profundidade e irá depender de certas características do solo como estrutura,<br />
composição, teor de umidade, densidade aparente, condutibilidade térmica, etc.<br />
No ar que se encontra próximo ao solo, os processos responsáveis pelas<br />
trocas de calor são a condução e a convecção de calor. Este último é o principal<br />
responsável pelo aquecimento do ar próximo ao solo (Figura 21).<br />
Figura 21. Movimento convectivo responsável pelo aquecimento da atmosfera. (*)<br />
A convecção de calor vai aumentando no decorrer do dia, alcançando um<br />
valor máximo de temperatura na superfície por volta de 12:00 horas e no ar por<br />
volta de 15:00 horas. A partir deste ponto este movimento se inverte e o ar passa a<br />
perder calor.<br />
MEDIÇÃO DA TEMPERATURA DO SOLO E DO AR<br />
Para medir a temperatura do solo utilizam-se os geotermômetros (aparelhos<br />
que apenas medem) (Figuras 22 e 23) e os geotermógrafos (aparelhos que medem e<br />
também registram por meio de um tambor de relojoaria), que são termômetros<br />
especiais que são instalados a profundidades definidas, variando de 2 a 100<br />
centímetros.<br />
A temperatura do ar é medida em abrigos meteorológicos (Figura 24), por<br />
meio de termômetros (Figura 25) e termógrafos de mercúrio. Os abrigos<br />
meteorológicos são “pequenas casinhas”, instaladas a 120 centímetros de altura,<br />
pintadas de branco e com ventilação natural. Geralmente dentro destes abrigos<br />
também são instalados medidores de umidade do ar. Apesar da máxima radiação<br />
que atinge a superfície ocorra por volta de 12:00 horas, a temperatura máxima do<br />
ar só ocorre em torno de duas a três horas depois.<br />
27

Figura 22. Bateria de geotermômetros instalados a profundidades diferentes. (*)<br />
Figura 23. Desenho de um geotermômetro visto de perfil. (*)<br />
28

Figura 24. Abrigo meteorológico. (*)<br />
Figura 25. Termômetros. (*)<br />
AMPLITUDE TÉRMICA<br />
Denomina-se amplitude térmica a diferença entre a temperatura máxima e a<br />
mínima no decorrer das 24 horas de um dia (amplitude térmica diária) e entre a<br />
temperatura do mês mais frio e a do mês mais quente (amplitude térmica anual). A<br />
temperatura do ar também varia de acordo com a altura em relação à superfície do<br />
solo (gradiente vertical de temperatura), diminuindo em média cerca de 0,6 °C a<br />
cada 100 metros de altura, em condições de ar parado, sem vento.<br />
29

A TEMPERATURA DO AR E O CONCEITO DE GRAUS-DIA<br />
Para que uma cultura possa se desenvolver plenamente é necessário que<br />
ocorra uma temperatura mínima apropriada para cada fase do seu ciclo fisiológico,<br />
sendo denominada temperatura base. Várias culturas já tiveram suas temperaturas<br />
base determinadas, possibilitando assim a utilização do conceito de graus-dia.<br />
Este conceito é bastante interessante para se determinar datas prováveis de colheita<br />
ou se estabelecer o melhor dia para o plantio de uma cultura, visando a sua colheita<br />
em uma data pré-definida.<br />
Graus-dia é a diferença entre a temperatura média do dia e a temperatura<br />
base (considerando existir uma única temperatura base). O somatório dos graus dia<br />
ao longo de todo o ciclo de uma cultura é denominado de constante térmica.<br />
Cada cultura teoricamente possui três faixas de temperatura em que as<br />
mesmas devem se desenvolver: a temperatura mínima (abaixo da qual a cultura não<br />
se desenvolve), a temperatura ótima de desenvolvimento (ideal) e a temperatura<br />
máxima (acima da qual o desenvolvimento será prejudicado ou impossibilitado).<br />
Vamos resolver um exemplo em passos: uma cultura que possui exigência<br />
de 740,0 graus dia (gd) e uma temperatura base de 6,0 °C, vai ser semeada no dia<br />
15 de agosto. Qual será a data provável da colheita?<br />
É necessário conhecer primeiramente as temperaturas médias mensais, a<br />
partir do mês em questão:<br />
Mês Ago. Set. Out. Nov.<br />
Temperatura média mensal ( o C) 13,0 14,5 16,7 18,8<br />
(1° passo) Para cada mês, subtrair o valor da temperatura média da temperatura<br />
base.<br />
Ago = 13,0 – 6,0 = 7,0 °C<br />
Set = 14,5 – 6,0 = 8,5 °C<br />
Out = 16,7 – 6,0 = 10,7 °C<br />
Nov = 18,8 – 6,0 = 12,8 °C<br />
(2° passo) Multiplicar o número de dias do mês pelo valor encontrado na subtração<br />
acima, para determinar a quantidade de graus-dia (gd) no mês. Observação: como a<br />
semeadura será realizada no dia 15 de agosto, e o mesmo possui 31 dias, restam<br />
apenas 16 dias após a semeadura.<br />
Ago = 16 dias x 7,0 °C = 112,0 gd<br />
Set = 30 dias x 8,5 °C = 255,0 gd<br />
Out = 31 dias x 10,7 °C = 331,7 gd<br />
Nov = 30 dias x 12,8 °C = 384,0 gd<br />
30

(3° passo) Somam-se os valores de graus dia, a partir da semeadura, sendo que o<br />
valor não pode ultrapassar a exigência de graus dia da cultura.<br />
112,0 gd (Ago) + 255,0 gd (Set) + 331,7 gd (Out) + 384 gd (Nov)= 1082,7 gd<br />
1082,7 gd > 740,0 gd (não atende)<br />
112,0 gd (Ago)+255,0 gd (Set)+331,7 gd (Out) = 698,7 gd<br />
698,7 gd < 740,0 gd (OK!)<br />
Se fosse somado o mês de novembro inteiro, o valor ultrapassaria os 740<br />
gd. Porém, o valor obtido até agora não atende a necessidade de graus-dia da<br />
cultura. Isto quer dizer que a colheita será realizada em algum dia de novembro.<br />
(4° passo) Para saber a data da colheita, deve-se primeiro subtrair o valor requerido<br />
de gd (740,0) do valor obtido no somatório (698,7).<br />
740,0 gd – 698,7 gd = 41,3 gd<br />
Ou seja, ainda faltam mais 41,3 gd no mês de novembro para a cultura<br />
estar pronta para a colheita. Divide-se então o número de graus dias restantes pelo<br />
valor da subtração do 1° passo para o mês de novembro.<br />
41,3 gd = 3 dias<br />
12,8<br />
São necessários mais três dias de novembro para se completar o número de<br />
graus dia requeridos pela cultura. Temos então a data de 04 de novembro como a<br />
mais provável para a colheita.<br />
PROBLEMAS NO CONCEITO DE GRAUS-DIA<br />
Apesar de sua praticidade, este conceito apresenta alguns problemas:<br />
• Utiliza somente uma única temperatura base em todo ciclo da cultura (a<br />
temperatura base varia de acordo com o estágio de desenvolvimento);<br />
• Não considera o número de horas de insolação no dia e que o crescimento<br />
planta varia de acordo com a faixa de temperatura no qual a mesma está<br />
exposta.<br />
• Não leva em conta a disponibilidade de nutrientes no solo, o espaçamento<br />
entre plantas, a textura do solo, sua temperatura e a disponibilidade de água<br />
durante todo o ciclo da cultura.<br />
31

6. Umidade do Ar<br />
A água de qualquer origem quando se transforma em vapor, seja por<br />
evaporação, transpiração, etc., se espalha pela atmosfera gerando o que chamamos<br />
de umidade do ar. Dependendo da quantidade de vapor d’água existente na<br />
atmosfera, essa água irá se condensar, vindo a formar as nuvens (Figura 26).<br />
Figura 26. Condensação do vapor d’água (nuvens). (*)<br />
Para que ocorra a evaporação de uma quantidade qualquer de água é<br />
necessária uma fonte externa de calor (radiação). Durante o dia é que ocorre a<br />
maior disponibilidade de radiação e consequentemente a maior quantidade de água<br />
evaporada. À noite, porém, também ocorre a evaporação, como já foi explicado no<br />
capítulo anterior.<br />
A atmosfera por sua vez só consegue reter água (vapor) até um<br />
determinado limite, que irá variar de acordo com a temperatura e a pressão. É nesse<br />
momento que podemos afirmar que o ar está saturado. Quanto mais quente estiver<br />
o ar, maior será sua capacidade de reter vapor d’água.<br />
Em geral, a quantidade de vapor d’água existente na atmosfera é menor do<br />
que a quantidade necessária para se afirmar que o ar está saturado. Conhecendo-se<br />
a umidade do ar em um determinado momento (medida através de higrômetros, por<br />
exemplo) e a umidade de saturação, pode-se traçar uma relação percentual e se<br />
determinar a umidade relativa do ar.<br />
32

DETERMINAÇÃO DA UMIDADE DO AR<br />
A determinação da umidade relativa do ar é realizada por meio de<br />
aparelhos específicos que apenas a medem, como os higrômetros e os psicrômetros<br />
(Figura 27), ou aparelhos que medem e registram como os higrógrafos (Figura 28).<br />
Figura 27. Psicrômetro. (*)<br />
Figura 28. Higrógrafo. (*)<br />
33

Existem também aparelhos que medem e registram conjuntamente a<br />
umidade e a temperatura do ar que são chamados de termohigrógafos.<br />
Os higrômetros e os higrógrafos se utilizam de materiais que possuam a<br />
capacidade de absorver a umidade presente no ar. Feito isso, o comprimento destes<br />
materiais é alterado e o valor fica indicado em uma escala. Uma mecha de cabelo<br />
humano é normalmente utilizada nesse tipo de aparelho. É possível também se<br />
encontrar higrômetro que usam sais de lítio, que tem sua condutividade alterada de<br />
acordo com a quantidade de água presente na atmosfera. Um amperímetro indica<br />
os valores em uma escala.<br />
O psicrômetro é um aparelho composto por dois termômetros e mede a<br />
umidade relativa do ar através da velocidade de evaporação da água. Ambos os<br />
termômetros são expostos ao ar, dentro de um abrigo meteorológico. Em um deles<br />
o bulbo fica envolvido em uma gaze úmida, que com evaporação da água, tem um<br />
resfriamento maior do que o outro. Quanto menor for a umidade existente no ar,<br />
maior será o resfriamento da gaze. Determina-se em uma tabela o valor da umidade<br />
relativa, utilizando-se o resultado da diferença de leitura entre os dois termômetros.<br />
Um abrigo meteorológico pode conter, entre outros aparelhos, o<br />
psicrômetro e o higrógrafo (Figura 29).<br />
Figura 29. Aparelhos dentro do abrigo meteorológico. (*)<br />
34

VARIAÇÃO DA UMIDADE DO AR<br />
Durante o dia a umidade relativa do ar é menor que a registrada durante a<br />
noite, apesar de que, quanto maior a temperatura, maior é a capacidade do ar de<br />
reter vapor d’água. Isto é devido ao espalhamento do vapor na atmosfera ser maior<br />
com o calor.<br />
A diminuição da umidade relativa do ar, a partir do nascer do sol e se<br />
estendendo durante o decorrer do dia, é diretamente proporcional ao aumento da<br />
temperatura. Como esta última sofre um decréscimo a partir das 15 horas, a<br />
umidade relativa começa a aumentar a partir desta mesma hora.<br />
Durante a noite, com o resfriamento, a umidade vai aumentando até atingir<br />
um valor máximo, em torno de 99%. Por isso, logo de manhã, podemos presenciar<br />
algumas vezes a formação do nevoeiro ou do orvalho. A umidade do ar começa a<br />
decrescer com surgimento do Sol e com o aumento de temperatura (Figura 30).<br />
Figura 30. Variação da temperatura e da umidade do ar medidas no dia 04/04/2006<br />
no Município de Cassilândia-MS. (*)<br />
Os períodos do ano que possuem maiores índices de precipitação são os<br />
que apresentam maiores valores de umidade relativa do ar. São estes os meses de<br />
dezembro a março, na maioria dos estados do Brasil. Também conforme a região, a<br />
umidade poderá ser maior ou menor. Nas regiões litorâneas e na Amazônia a<br />
umidade relativa do ar é alta (75-85%) e na região norte e nordeste a umidade<br />
relativa é baixa (menos de 45%).<br />
35

7. Ventos<br />
Quando o ar está em deslocamento horizontal sobre a superfície da Terra,<br />
podemos afirmar que o mesmo está submetido a valores diferentes de temperatura<br />
e de pressão de um ponto para outro, responsáveis por este movimento. Porém, o<br />
atrito com a superfície, aliado ao movimento de rotação do planeta causam<br />
interferência neste deslocamento modificando a direção e a velocidade. Este<br />
movimento do ar é denominado vento.<br />
A variação de temperatura de uma localidade gera uma mudança na<br />
pressão da mesma, fazendo com que o ar se desloque horizontalmente para um<br />
outro local aonde a pressão esteja contrária, para buscar o equilíbrio, inciando e<br />
mantendo assim o vento.<br />
Quanto menor for a altura da massa de ar em deslocamento, maior será a<br />
influência do atrito com a superfície, que se dá sempre no sentido contrário da<br />
velocidade do vento. Próximo ao solo a velocidade do vento é igual a zero.<br />
MEDIÇÃO DO VENTO<br />
A medição do vento envolve a leitura e o registro dos seguintes<br />
parâmetros: direção, velocidade e força da rajada de vento. Diversos aparelhos são<br />
empregados para tal, sendo os mais comuns o anemógrafo (Figura 31), o<br />
anemômetro (Figura 32), o cata-vento e a biruta.<br />
Figura 31. Anemógrafo. (*)<br />
36

Figura 32. Anemógrafo. (*)<br />
O anemômetro é utilizado para se determinar a velocidade média do vento.<br />
Sua instalação deve ser realizada na parte sul da área da estação meteorológica, a<br />
uma altura de dois metros. O anemógrafo mede e registra as diferentes velocidades<br />
do vento durante o dia, devendo ser instalado no mesmo local do anemômetro, só<br />
que a uma altura de dez metros. O catavento é utilizado para se medir a direção e a<br />
força do vento; deve ser instalado também na parte sul da estação meteorológica, a<br />
uma altura de seis metros.<br />
De todos os aparelhos a biruta é o mais simples, e tem por função apenas<br />
indicar a direção e o sentido do vento.<br />
VARIAÇÃO DA VELOCIDADE DO VENTO<br />
Devido a velocidade do vento ser diretamente proporcional aos valores do<br />
balanço de radiação, a mesma é maior durante o dia. Com o início da noite a<br />
velocidade do vento começa a diminuir. Ao nascer do sol, aonde o balanço de<br />
radiação passa de negativo para positivo, ocorre um período de baixas velocidades<br />
do vento (Figura 33).<br />
37

Figura 33. Variação da velocidade do vento medida no dia 14/07/2006 no<br />
Município de Cassilândia-MS. (*)<br />
Em um local específico que esteja sobre a influência de uma massa de ar,<br />
podemos analisar a velocidade do vento de acordo com a distância deste local em<br />
relação ao centro dessa massa. A medida em que o centro da massa de ar se<br />
aproxima, a velocidade do vento diminui.<br />
Durante o ano a velocidade do vento também irá variar de acordo com a<br />
região do país e com a estação do ano. De maneira geral, no Brasil, os ventos mais<br />
fortes ocorrerm no início da primavera e os mais fracos no início do verão.<br />
Chamamos de direção predominante do vento a direção em que o mesmo<br />
ocorre com maior freqüência, sendo que o relevo da região influi diretamente nesta<br />
direção.<br />
38

8. Condensação da Água no Ar<br />
Quando o vapor de água (água em estado gasoso) que se encontra<br />
espalhado pela atmosfera passa para o estado líquido (formando as nuvens, os<br />
nevoeiros, o orvalho, a geada, etc.), pode-se dizer que o mesmo sofreu um processo<br />
de condensação. Uma massa de ar pode acumular uma determinada quantidade de<br />
vapor d’água, que quando ultrapassada da início a saturação, que irá formar a<br />
condensação.<br />
Os principais fatores responsáveis pela saturação de uma massa de ar são: a<br />
diminuição da temperatura do ar (quanto menor a temperatura do ar, menor a sua<br />
capacidade de reter vapor d’água), o aumento na quantidade de vapor d’água e/ou o<br />
encontro dessa massa com outra de temperatura contrária a sua, promovendo<br />
aumento na saturação.<br />
AS NUVENS<br />
Uma nuvem (Figura 34) é formada quando ocorre a condensação do vapor<br />
d’água devido a diminuição da temperatura da massa de ar. Um dos fatores<br />
responsáveis por esta diminuição é o aumento da altitude dessa massa. Isto ocorre<br />
porque o ar não é bom condutor de calor. O processo contrário também é possível,<br />
ou seja, a massa de ar perde altitude, aumenta de temperatura, consegue reter mais<br />
vapor e dissipa a nuvem.<br />
Figura 34. Nuvem. (*)<br />
39

Vários fatores são causadores da variação da altitude da massa de ar, sendo<br />
os principais o relevo da superfície terrestre, eventuais barreiras físicas (Figura 35),<br />
o vento e a convecção de calor.<br />
Figura 35. Formação e dissipação de nuvens. (*)<br />
As nuvens possuem coloração branca, vindo a mudar para tons mais ou<br />
menos acinzentados dependendo de quanto estão carregadas de água. Podem existir<br />
desde a poucos metros da superfície até quase 20 quilômetros de altitude.<br />
OS NEVOEIROS<br />
Os nevoeiros são formados por inúmeras partículas microscópicas de água<br />
suspensas no ar próximo à superfície do solo. Diferentemente da neblina (Figura<br />
36), que possui partículas maiores de água, e que causa o molhamento de tudo que<br />
estiver no local de sua ocorrência, o nevoeiro não consegue molhar as coisas ao seu<br />
redor, mas apenas restringir a visibilidade a poucos metros.<br />
Devido ao pequeno tamanho das partículas (menores que 60 microns), os<br />
nevoeiros apenas contornam os objetos sem conseguir causar molhamento. A<br />
radiação solar é o principal mecanismo de dissipação dos nevoeiros, que após a<br />
evaporação das gotículas de água, formam as nuvens de baixa altitude.<br />
40

Figura 36. Neblina. (*)<br />
O ORVALHO<br />
Quando o vapor d’água presente no ar se condensa sobre uma superfície,<br />
devido principalmente a queda de temperatura que ocorre alguns segundos antes do<br />
nascer do Sol, é chamado de orvalho (Figura 37).<br />
As épocas do ano mais propícias à ocorrência do orvalho são o inverno e o<br />
outono. Pode-se mensurar a quantidade de orvalho formada e a duração do<br />
molhamento através de aparelhos específicos denominados orvalhômetros e<br />
orvalhógrafos, que possuem superfícies expostas aonde o orvalho se deposita e<br />
pode ser pesado e registrado.<br />
Figura 37. Orvalho. (Fonte: www.weatherzone.com.au)<br />
41

9. Geadas<br />
A geada (Figura 38) é um fenômeno localizado que se origina<br />
principalmente quando ocorre uma queda de temperatura do ar para um valor<br />
abaixo de zero grau. A umidade presente no ar então se condensa e se deposita<br />
sobre uma superfície vegetal, do mesmo modo que o orvalho, vindo a se<br />
transformar em gelo.<br />
Figura 38. Ocorrência de geada branca sobre galhos e folhas. (Fonte: http://ianbarton.com)<br />
Quando isto acontece, ocorre também congelamento do protoplasma das<br />
células da planta em que se depositou, destruindo o tecido vegetal e matando a<br />
mesma. Para cada espécie vegetal há uma temperatura em que o congelamento do<br />
protoplasma ocorrerá, sendo possível em alguns casos que o mesmo ocorra antes<br />
da temperatura chegar a zero grau. Outras espécies podem apresentar uma maior<br />
resistência ao congelamento, continuando vivas mesmo após o fenômeno ter<br />
ocorrido (Figura 39).<br />
42

Figura 39. Efeito de uma geada em bromélias (Fonte: Bromeliário Cairé, 2007).<br />
TIPOS DE GEADA<br />
As geadas podem ser classificadas em: geada branca, geada negra e geada<br />
de vento e suas ocorrências irão depender da quantidade de umidade presente no ar,<br />
da temperatura e da presença de massas de ar em deslocamento.<br />
Na geada branca, com a diminuição de temperatura e com a presença de<br />
certa quantidade de umidade no ar, a água que se condensa e se deposita sobre a<br />
superfície das plantas (formando o orvalho), vindo a congelar quando a<br />
temperatura atingir valores abaixo de zero grau. Pode-se dizer então que a geada<br />
branca é o orvalho que se congelou. A superfície vegetal adquire uma coloração<br />
branca, que são os cristais de gelo.<br />
No caso da geada negra, também ocorre à diminuição da temperatura,<br />
porém o ar possui baixíssimo teor de umidade, não havendo, portanto a<br />
condensação. Quando a temperatura atinge valores abaixo de zero, os tecidos<br />
vegetais são congelados mesmo sem a presença de gelo sobre a superfície,<br />
causando um efeito ainda mais devastador que a geada branca. Ocorre o<br />
rompimento das membranas das células e a morte do vegetal.<br />
Vale ressaltar que a geada branca e a geada negra ocorrem em geral com a<br />
presença de uma massa de ar de origem polar sobre a região, sem a presença de<br />
ventos e em noites sem nuvens.<br />
Também pode ocorrer um tipo de geada que, mesmo a temperatura do ar<br />
estando um pouco acima de zero grau, a umidade estiver baixa e houver a presença<br />
de vento, promove a desidratação dos tecidos vegetais, causando a sua morte. Este<br />
tipo de geada é denominada geada de vento e sua principal causa são as massas de<br />
ar polar em deslocamento.<br />
43

PREVISÃO DE GEADAS<br />
É possível com algumas observações e utilizando-se de alguns artifícios,<br />
prever com razoável segurança a ocorrência de uma geada branca ou negra.<br />
No dia em que se deseja verificar a possibilidade ou não de ocorrer a<br />
geada, deve-se realizar inicialmente as seguintes verificações:<br />
• Determinar durante o dia a velocidade média do vento através de algum<br />
aparelho ou estação meteorológica. Velocidades menores que 1,0 m/s são<br />
valores indicativos;<br />
• Verificar também no decorrer do dia os valores de umidade relativa e se a<br />
temperatura do ar apresenta valores baixos.<br />
• Observar se há ausência de nuvens, o que é também um fator indicativo.<br />
Caso sejam observados valores baixos de velocidade do vento, temperatura<br />
baixa e céu limpo e sem nuvens, que são indicativos de uma possível geada, devese<br />
iniciar uma segunda etapa de medições, agora com a utilização dos termômetros<br />
de um psicrômetro.<br />
A partir do final do dia, inicia-se a leitura dos termômetros de bulbo seco e<br />
bulbo úmido a cada uma hora, colocando-se os valores encontrados no gráfico de<br />
Belfort de Matos (Figura 40) e avaliando os resultados obtidos. Este gráfico está<br />
dividido em três zonas: zona livre de geada, zona de geada provável e zona de<br />
geada certa.<br />
Figura 40. Gráfico de Belfort de Matos (Fonte: Tubelis e Nascimento, 1980).<br />
44

Cotando-se as leituras dos termômetros de bulbo seco e de bulbo úmido no<br />
gráfico, iremos encontrar um ponto dentro de uma das três zonas já descritas. Se o<br />
ponto encontrado estiver dentro da zona de geada provável deve-se repetir as<br />
leituras do psicrômetro por toda a noite e madrugada e acompanhar o seu<br />
desenvolvimento.<br />
MECANISMOS PARA COMBATER A GEADA<br />
Infelizmente nada pode ser feito de concreto para se tentar combater ou<br />
evitar a geada. Porém algumas medidas podem ser tomadas para tentar amenizar os<br />
seus danos:<br />
• Acionar o sistema de irrigação por aspersão durante a noite com geada<br />
prevista na área a ser atingida pode minimizar os efeitos da geada nas<br />
plantas, pois a água ao congelar libera calor para o ar, reduzindo o<br />
resfriamento;<br />
• Aquecer o local com o uso de pequenas fogueiras, produzindo a fumaça,<br />
que leva calor para as áreas mais baixas da lavoura.<br />
MEDIÇÃO DA GEADA<br />
Pode-se quantificar a intensidade da geada determinando-se a temperatura<br />
mínima atingida (temperatura mínima de relva), com o uso de um termômetro<br />
especial instalado na superfície do solo, chamado de termômetro de relva (Figura<br />
41).<br />
Figura 41. Termômetro de relva (Fonte: Escola Superior Agrária de Coimbra,<br />
2007).<br />
45

10. Precipitação<br />
A precipitação, em todas as suas formas de ocorrência (chuva, granizo e<br />
neve), é o fenômeno meteorológico responsável pela recarga de água na Terra.<br />
Podem-se classificar as precipitações em frontais, orográficas e convectivas.<br />
• Precipitações frontais: são aquelas que ocorrem devido à entrada, em uma<br />
região, de massas de ar de origem polar.<br />
• Precipitações orográficas: ocorrem em locais em que o relevo apresente<br />
grandes variações de altitude.<br />
• Precipitações convectivas: ocorrem em geral nas épocas mais quentes do<br />
ano.<br />
FORMAÇÃO DAS CHUVAS<br />
Uma nuvem é composta de vapor d’água que se condensou e que se<br />
mantém suspenso na atmosfera, devido a pequena dimensão de suas gotículas.<br />
Essas gotículas, que possuem menos de 20 microns, ficam sujeitas a força de<br />
correntes ascendentes de ar, que as mantém nessa posição. Porém ficam também<br />
sujeitas a ação da gravidade.<br />
Se essas gotículas começarem aumentar de tamanho, a força da gravidade<br />
será maior que a das correntes ascendentes, as fazendo irem de encontro com a<br />
superfície terrestre, originando a chuva (Figura 41).<br />
Figura 41. Chuva. (*)<br />
46

Isto se deve primeiramente ao aumento do vapor d’água em uma nuvem.<br />
Com isso, as gotículas já existentes começam a aumentar de tamanho devido ao<br />
contato de suas superfícies externas com as novas gotículas, num processo<br />
chamado de difusão.<br />
Ao atingir um determinado tamanho essas gotículas começam a se chocar<br />
entre si, devido à turbulência do ar dentro da nuvem, dando início a queda das<br />
gotículas maiores e o conseqüente choque com outras, por conta da força da<br />
gravidade.<br />
MEDIÇÃO DA PRECIPITAÇÃO<br />
A medição da quantidade de água precipitada é realizada pelo<br />
pluviômetro e a medição e o registro pelo pluviógrafo (Figura 42).<br />
Figura 42. Pluviômetro (A) e pluviógrafo (B). (*)<br />
A leitura realizada por estes aparelhos corresponde à espessura da<br />
camada de água, em milímetros (mm) que incidiu sobre a superfície do solo,<br />
considerando o mesmo totalmente plano, e não havendo evaporação, infiltração e<br />
nem escoamento superficial (Figura 43).<br />
47

Figura 43. Representação da espessura da camada de água. (*)<br />
Denomina-se intensidade de precipitação a espessura da camada de água<br />
por unidade de tempo, em mm/h ou mm/min.<br />
VARIAÇÃO DA PRECIPITAÇÃO<br />
As diferentes massas de ar que atuam no Brasil fazem com que a variação e<br />
a distribuição da precipitação sejam diferentes dependendo da região. A região<br />
nordeste do país (sujeita a uma massas de ar quente e seca, oriunda da África) é a<br />
mais deficiente em chuvas, apresentando uma média anual menor que 1000 mm de<br />
água. Em contrapartida, na Amazônia (sujeita a massa de ar equatorial continental),<br />
encontramos as maiores médias anuais, ultrapassando em certas épocas os 3000<br />
mm anuais. Outras regiões (sujeitas a massas de ar polar) apresentam valores<br />
intermediários.<br />
Nos litorais do país apresentam altos valores anuais de precipitação, devido<br />
às massas de ar que após chegar nesta região, se deparam com as serras e geram as<br />
precipitações orográficas.<br />
48

11. Massas de Ar<br />
Uma massa de ar é um grande volume de ar que possui a mesma temperatura,<br />
pressão e umidade em toda sua extensão, tanto vertical como horizontalmente.<br />
Pode estar em repouso ou deslocando-se sobre a superfície da Terra, trazendo todas<br />
as características de sua região de origem.<br />
O ar está em constante movimento devido às diferenças de pressão<br />
atmosférica entre um local e outro. Com este movimento, o ar tenta igualar as<br />
pressões, transportando dos pontos de maior para os de menor valor. Ao passar por<br />
um determinado ponto, a massa de ar em movimento encontra a massa de ar local e<br />
interage com ela, alterando o estado do tempo neste lugar.<br />
O aparelho utilizado para se medir a pressão do ar é o barômetro, e para<br />
medir e registrar é o barógrafo (Figura 44).<br />
Figura 44. Barômetro (A) e barógrafo (B). (*)<br />
Como a temperatura do ar varia de um local para outro, devido às diferenças<br />
da incidência da radiação na superfície, são formadas áreas de alta e baixa pressão<br />
atmosférica, que fazem as massas de ar se deslocar. Elas vão de áreas com menores<br />
temperaturas, onde a pressão atmosférica é alta para áreas de maior temperatura,<br />
onde a pressão atmosférica é baixa.<br />
49

Na região ao redor do equador, aonde as latitudes são menores, o ar com<br />
temperatura mais alta eleva-se na atmosfera, gerando uma área de baixa pressão<br />
chamada de área ciclonal, e que é recebedora de massas de ar. Já nas áreas com<br />
latitudes menores (polares e subtropicais), o ar possuindo menores temperaturas<br />
desce na atmosfera e gera uma área de alta pressão denominada de área<br />
anticiclonal, que é dispersora de massas de ar.<br />
As massas de ar podem ser classificadas em: massa de ar equatorial, massa de<br />
ar polar, massa de ar tropical, massa de ar ártica e massa de ar antártica.<br />
NOMENCLATURA DAS MASSAS DE AR<br />
A seguinte nomenclatura é utilizada para descrever uma massa de ar:<br />
O quadro abaixo apresenta as siglas utilizadas para classificação das<br />
massas de ar:<br />
Quadro 1. Siglas utilizadas para classificação das massas de ar.<br />
Massa de ar sigla Local de formação sigla Temperatura sigla<br />
equatorial E<br />
polar P Continental c Quente k<br />
tropical T<br />
ártica A Marítima m Fria m<br />
antártica A<br />
Em relação à temperatura da massa de ar em movimento, devemos<br />
considerar também qual a temperatura da massa de ar que está no local, e verificar<br />
se ela está mais quente ou mais fria.<br />
Por exemplo, para uma massa de ar tropical continental quente, devemos<br />
utilizar a seguinte nomenclatura:<br />
50

ENCONTRO DE MASSAS DE AR<br />
Quando duas massas de ar se encontram, não ocorre a mistura entre elas,<br />
mas sim o deslocamento de uma devido a intensidade da outra, deixando o tempo<br />
no local sujeito as características desta. Este ponto de contato entre as massas de ar<br />
é chamado de frente, que pode ser fria ou quente.<br />
A frente fria ocorre quando a massa de ar que está avançando é fria e<br />
empurra o ar quente. Pelo fato de ser mais densa que a massa de ar quente, esta<br />
última é forçada a elevar-se na atmosfera, gerando as nuvens. A temperatura local<br />
diminui podendo provocar chuvas e trovoadas (Figura 45).<br />
Figura 45. Frente fria. (*)<br />
A frente quente: ocorre quando a massa de ar que está avançando é quente<br />
e empurra o ar frio. Neste caso o ar frio não irá subir na atmosfera, mas sim fazer<br />
uma espécie de “rampa” para o ar quente, fazendo-o subir. A temperatura local<br />
aumenta, juntamente com a quantidade de nuvens. (Figura 46)<br />
51

Figura 46. Frente quente. (*)<br />
MASSAS DE AR QUE ATUAM NO BRASIL<br />
O Brasil está sujeito as seguintes massas de ar em seu território: Equatorial,<br />
Equatorial Continental, Tropical Atlântica, Tropical Continental e Polar Atlântica.<br />
• Massa Equatorial: atua na parte litorânea do Nordeste e da Amazônia em<br />
parte do ano e tem por característica ser quente e úmida.<br />
• Massa Equatorial Continental: atua na parte noroeste da Amazônia quase o<br />
ano todo e tem por característica ser quente e úmida.<br />
• Massa Tropical Atlântica: atua na parte litorânea do Brasil e tem por<br />
característica ser quente e úmida.<br />
• Massa Tropical Continental: atua em pequena parte do Brasil e tem por<br />
característica ser quente e seca.<br />
• Massa Polar Atlântica: entra no Brasil sob a forma de frente fria no inverno<br />
provocando chuvas e queda de temperatura e tem por característica ser fria<br />
e úmida.<br />
52

12. Evaporação<br />
No processo de evaporação da água de uma superfície, seja do solo, do<br />
mar, de lagos ou de qualquer outro curso d’água, a mesma sai lentamente do estado<br />
líquido e se transforma em vapor d’água, sem que a temperatura tenha atingido o<br />
ponto de ebulição (no caso da água, 100 °C). Como já foi visto anteriormente, este<br />
vapor vai ascender na atmosfera e dependendo da temperatura poderá se condensar<br />
e formar as nuvens, e posteriormente voltar à superfície na forma de uma<br />
precipitação.<br />
O principal fator responsável pela evaporação da água de uma superfície é<br />
a radiação solar, seguido da temperatura, do vento e da quantidade de vapor d’água<br />
presente na atmosfera. Segundo Tubelis e Nascimento (1980), para se evaporar 1<br />
grama de água da superfície são necessários em média 590 calorias, que durante o<br />
dia provém do balanço positivo de radiação e durante a noite dos fluxos de calor do<br />
solo e do ar.<br />
O vento tem grande influência na evaporação, pois substitui o ar úmido que<br />
se encontra sobre uma superfície líquida por ar mais seco, que irá buscar o<br />
equilíbrio com a mesma, intensificando assim a transformação do líquido em vapor<br />
d’água. Até certo ponto, que irá depender de cada caso, quanto maior for a<br />
velocidade do vento maior será a taxa de evaporação.<br />
MECANISMOS DE MEDIÇÃO DA EVAPORAÇÃO<br />
Existem diversos equipamentos utilizados para medir a evaporação, sendo<br />
os mais comuns os atmômetros (Figura 47) e os tanques evaporímetros (Figura 48).<br />
No atmômetro de Pichê, um papel filtro de pouco mais de 3,2 cm de<br />
diâmetro é colocado sob uma coluna d’água e preso por uma mola, tornando-se<br />
úmido. A passagem de água através do papel só ocorre a medida que a mesma é<br />
evaporada de sua superfície para a atmosfera. Já o tanque evaporímetro “Classe A”<br />
apresenta uma superfície livre de água, que evapora diretamente para atmosfera.<br />
53

Figura 47. Atmômetro de Pichê. (*)<br />
Figura 48. Tanque evaporímetro “Classe A”. (*)<br />
Como o atmômetro é instalado dentro do abrigo meteorológico (vide<br />
Figura 27), ao contrário do tanque “Classe A”, ele não fica sobre a influência da<br />
radiação solar direta e difusa e nem da ação dos ventos, medindo os milímetros de<br />
54

água evaporada a sombra. Além disso, o tanque evaporímetro sofre também<br />
influência da cobertura do solo no qual está instalado e da faixa de bordadura. Uma<br />
tabela é utilizada para ajustar as leituras para cada situação.<br />
TANQUE EVAPORÍMETRO “CLASSE A”<br />
Esse tanque é feito de metal (chapa galvanizada n° 22), deve ser cheio de<br />
água limpa até 5,0 centímetros da borda superior, possui a forma circular, com<br />
diâmetro de 121 centímetros e com altura de 25,4 centímetros. É instalado sobre<br />
um estrado de madeira pintado de branco, de mesma altura do tanque.<br />
Somente é permitida uma variação máxima de 25 milímetros de água<br />
evaporada, sendo necessário neste momento completar o tanque com água até valor<br />
inicial. As leituras dos milímetros de água evaporada são realizadas por meio de<br />
micrômetro de gancho colocado dentro de um poço tranqüilizador. Um termômetro<br />
flutuante é colocado também para fornecer a temperatura na água (Figura 49).<br />
Figura 49. Micrômetro de gancho e termômetro. (*)<br />
A medição da evaporação é realizada diariamente, sempre no mesmo horário.<br />
O poço tranqüilizador tem a função de impedir que a água oscile devido ao vento<br />
no momento da leitura, comprometendo-a. A limpeza do tanque deve ser realizada<br />
periodicamente e a área onde ele fica instalado deve ser cercada, para evitar que<br />
animais bebam a água, gerando informações errôneas.<br />
55

13. Evapotranspiração<br />
A evapotranspiração é um processo de fundamental importância para as<br />
operações de manejo de sistemas de irrigação, devendo ser determinada com<br />
bastante critério para evitar erros na reposição de água para as culturas. Assim<br />
como a transpiração das plantas, a evapotranspiração varia de acordo com o<br />
desenvolvimento da cultura, que em geral apresenta seu valor máximo no início da<br />
floração.<br />
TRANSPIRAÇÃO DAS PLANTAS<br />
Para poder retirar os nutrientes do solo, a planta necessita absorver também<br />
grandes quantidades de água. Parte desta água (menos de 2 %) tem o objetivo de<br />
atender as necessidades fisiológicas da planta (constituição de órgãos, transporte de<br />
gases e solutos, compor a fotossíntese, a hidrólise dos açucares, etc.) e o restante é<br />
transpirada.<br />
A transpiração é importante na planta, pois mantém a sua turgidez,<br />
promove a refrigeração da folha e leva os nutrientes para o ápice da mesma. Este<br />
processo ocorre da seguinte maneira: a água evapora para os espaços intercelulares<br />
das plantas; destes espaços então ocorre a difusão da mesma sob a forma de vapor<br />
para a atmosfera. O estômato é o órgão responsável por mais de 80% da<br />
transpiração nas plantas.<br />
EVAPOTRANSPIRAÇÃO POTENCIAL E REAL<br />
Quando uma cultura se encontra em pleno desenvolvimento vegetativo, em<br />
perfeita harmonia com a temperatura, umidade, insolação e demais componentes<br />
atmosféricos locais, com a superfície do solo totalmente coberta e estando este em<br />
condições ideais de umidade para a cultura, a água perdida pelo conjunto<br />
evaporação e transpiração é denominada de evapotranspiração potencial.<br />
Na prática esta é uma situação que raramente ocorre, pois, alguns dos<br />
fatores acima descritos, podem não estar em condições favoráveis à cultura, além<br />
do que a mesma pode não se encontrar em pleno desenvolvimento vegetativo.<br />
Nesse caso a evapotranspiração é denominada de evapotranspiração real.<br />
56

Ocorrendo a evapotranspiração potencial, a reposição de água pela<br />
irrigação deve atender a máxima perda de água da cultura, caso contrário à<br />
reposição deve atender apenas a quantidade perdida no processo.<br />
DETERMINAÇÃO DA EVAPOTRANSPIRAÇÃO<br />
A evapotranspiração pode ser determinada através de medidas diretas e<br />
medidas indiretas. Para se realizar as medidas diretas podemos utilizar, entre outros<br />
métodos, os lisímetros e o balanço hídrico de campo. As medidas indiretas são<br />
realizadas através de equações, por gravimetria e pelos evaporímetros.<br />
LISÍMETRO<br />
O lisímetro é um tanque enterrado no solo, cheio do mesmo, vegetado, e que<br />
utiliza um sistema de pesagem (com balança) ou um sistema de drenagem (com<br />
poço coletor) para determinar a evapotranspiração.<br />
Nos lisímetros de pesagem (Figura 50), os tanques cheios de solo são<br />
instalados sobre balanças. Estando o solo dentro do tanque em capacidade de<br />
campo, pode-se determinar a evapotranspiração pela perda de peso do tanque, que<br />
podia ser medida na balança mecânica em um câmara subterrânea especial<br />
localizada ao lado do lisímetro, em intervalos pré-definidos. Atualmente balanças<br />
digitais facilitam este trabalho, podendo ser acopladas diretamente em<br />
computadores ou data loggers.<br />
Figura 50. Lisímetro de pesagem. (*)<br />
57

Utiliza-se a seguinte expressão para se determinar a evapotranspiração:<br />
Evapotranspiração (mm) = variação do peso do tanque (kg)<br />
Área do tanque (m²)<br />
Este tipo de equipamento apresenta um elevado custo de instalação, e<br />
demanda de muitos cuidados na operação, sendo utilizado na maioria das vezes por<br />
universidades e institutos de pesquisa.<br />
No lisímetro de drenagem (Figura 51), a quantidade de água que ultrapassa o<br />
valor da capacidade de campo é drenada no fundo do tanque e conduzida para um<br />
poço coletor, aonde é medida em um recipiente graduado. Devem ser instalados em<br />
conjuntos de pelo menos três aparelhos. Necessitam de um sistema de irrigação que<br />
deve ser acionado em intervalos de quatro a cinco dias, e que a vegetação externa,<br />
seu espaçamento e sua densidade populacional sejam a mesma da que está<br />
instalada dentro do tanque. A borda superior do tanque deve permanecer cinco<br />
centímetros para fora do solo.<br />
Figura 51. Lisímetro de drenagem. (*)<br />
A equação utilizada para determinar a evapotranspiração nesse tipo de<br />
tanque é:<br />
ET = P + (I – D)<br />
A<br />
58

Onde,<br />
ET = evapotranspiração máxima (mm);<br />
P = quantidade de água precipitada (mm);<br />
D = quantidade de água drenada e coletada no tanque (litros);<br />
A = área do tanque (m²).<br />
A grama Batatais (Paspalum notatum Flugge) é utilizada com mais<br />
freqüência em lisímetros no Brasil por apresentar um evapotranspiração bastante<br />
uniforme durante todo o ano.<br />
BALANÇO HÍDRICO DE CAMPO<br />
Este método de determinação da evapotranspiração se baseia no princípio da<br />
conservação de massa. Nele é realizada a contabilidade da quantidade de água que<br />
entra e que sai do solo, que é um reservatório de água para as culturas. Para aplicálo<br />
de maneira simplificada deve-se utilizar a seguinte expressão:<br />
Evapotranspiração (mm) = Irrigação (mm) + Precipitação (mm) ± Variação no<br />
armazenamento de água do solo (cm 3 /cm 3 )<br />
EVAPOTRANSPIRAÇÃO DETERMINADA POR MEIO DE EQUAÇÕES<br />
Uma grande quantidade de fórmulas é utilizada para se determinar a<br />
evapotranspiração, porém apenas poucas delas possuem a praticidade necessária<br />
para o uso em situações comuns do dia a dia, por necessitarem de informações<br />
disponíveis apenas com o uso de aparelhos caros e sofisticados.<br />
Por outro lado, as equações mais simples não possuem a confiabilidade e a<br />
precisão das anteriores, servindo em muitos casos apenas de parâmetro em<br />
situações onde não se dispõem de informações mais detalhadas.<br />
Algumas dessas equações, descritas por Tubelis e Nascimento (1980) são<br />
apresentadas abaixo:<br />
• Equação de Thornthwaite<br />
ETp = 16 . D . (10.T / I) a<br />
Onde,<br />
ETp = evapotranspiração potencial (mm/mês);<br />
D = fator de ajuste que leva em consideração o dia do mês e a duração do brilho<br />
solar;<br />
59

T = temperatura média mensal do ar (°C);<br />
I = índice de calor anual.<br />
12<br />
I = Σ i i = (T / 5) 1,514<br />
1<br />
a = 0,675 . 10 -6 . I 3 - 0,771 . 10 -4 . I 2 + 1,792 . 10 -2 . I + 0,49239<br />
• Equação de Hargreaves<br />
ETp = MF (1,8.T + 32). CH<br />
Onde,<br />
ETp = evapotranspiração potencial (mm/mês);<br />
MF = valor tabelado que depende da latitude;<br />
T = temperatura média mensal do ar (°C);<br />
UR = umidade relativa média mensal (%).<br />
CH= 0,158 (100 – UR) 0,5 (se CH > 1,0, adota-se: CH=1,0)<br />
• Equação de Garcia-Lopez<br />
Etp = 1,21.10 x . (1 - 0,01.UR) + 0,21.T – 2,30<br />
Onde,<br />
ETp = evapotranspiração potencial (mm/dia);<br />
T = temperatura média mensal do ar (°C);<br />
UR = umidade relativa média mensal (%).<br />
X = (7,45 . T) / (234,7 + T)<br />
• Equação de Jensen-Haise<br />
ETp = (0,078 + 0,0252 . T) RS<br />
Onde,<br />
ETp = evapotranspiração potencial (mm/dia);<br />
T = temperatura média mensal do ar (°C);<br />
RS = radiação solar global (mm/dia).<br />
60

14. Balanço Hídrico do Solo<br />
O balanço hídrico do solo é um método de cálculo utilizado para determinar<br />
qual foi o armazenamento de água em um solo em um ano específico,<br />
contabilizando todas as entradas de água, por precipitação ou irrigação, e todas as<br />
saídas de água por evapotranspiração. Com isso podemos conhecer qual foi a<br />
disponibilidade de água em um solo, de acordo com o seu tipo e a cultura nele<br />
cultivada.<br />
Cada tipo de solo possui sua capacidade de armazenamento (capacidade de<br />
campo) que, quando atingida, faz com que a água que estiver em excesso seja<br />
percolada ou ocorra o escoamento superficial da mesma. A máxima capacidade de<br />
retenção de água de um solo, de acordo com a vegetação (em pleno<br />
desenvolvimento) nele cultivada é um valor tabelado que deve ser definido no<br />
início do cálculo do balanço hídrico.<br />
A metodologia utilizada para o cálculo do balanço hídrico foi desenvolvida<br />
por Thornthwaite e Matter em 1955 e utiliza as informações de precipitação total<br />
mensal (mm), evapotranspiração potencial total mensal (mm) e temperatura média<br />
mensal (°C) de uma região. Para se compreender como é realizado o cálculo do<br />
balanço hídrico, será desenvolvido um exemplo passo a passo. O Quadro 2<br />
apresenta os dados de temperatura, evapotranspiração e precipitação mensais de<br />
um município.<br />
Quadro 2. Dados de temperatura (T), evapotranspiração (EP) e precipitação (P).<br />
Mês T EP P<br />
°C ----- mm ----<br />
JAN 21,7 101 272<br />
FEV 22,1 93 192<br />
MAR 20,9 87 174<br />
ABR 19,8 78 73<br />
MAI 17,5 54 41<br />
JUN 16,3 45 28<br />
JUL 15,8 44 23<br />
AGO 17,7 58 25<br />
SET 19,0 68 72<br />
OUT 20,4 86 126<br />
NOV 20,9 91 213<br />
DEZ 21,1 98 296<br />
61

O Quadro 3 apresenta o modelo da planilha que deve ser utilizada no<br />
cálculo do balanço hídrico.<br />
Quadro 3. Planilha de cálculo do balanço hídrico.<br />
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC<br />
°C --- mm --- ----- mm ----<br />
JAN<br />
FEV<br />
MAR<br />
ABR<br />
MAI<br />
JUN<br />
JUL<br />
AGO<br />
SET<br />
OUT<br />
NOV<br />
DEZ<br />
Total<br />
(1° passo) Colocar os dados de temperatura (T), evapotranspiração (EP) e<br />
precipitação (P) na planilha e calcular a coluna P-EP (Quadro 4).<br />
Quadro 4. Cálculo da coluna P-EP.<br />
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC<br />
°C --- mm --- ----- mm ----<br />
JAN 21,7 101 272 171<br />
FEV 22,1 93 192 99<br />
MAR 20,9 87 174 87<br />
ABR 19,8 78 73 -5<br />
MAI 17,5 54 41 -13<br />
JUN 16,3 45 28 -17<br />
JUL 15,8 44 23 -21<br />
AGO 17,7 58 25 -33<br />
SET 19,0 68 72 4<br />
OUT 20,4 86 126 40<br />
NOV 20,9 91 213 122<br />
DEZ 21,1 98 296 198<br />
Total 903 1535 632<br />
62

A coluna P–EP corresponde ao valor da precipitação média subtraída o da<br />
evapotranspiração média, ambos do mês em questão. Exemplo:<br />
Mês T EP P P-EP Cálculo:<br />
MAR 20,9 87 174 87 P - EP = 174 - 87 = 87<br />
ABR 19,8 78 73 -5 P - EP = 73 - 78 = -5<br />
(2° passo) Calcular a negativa acumulada (N) e o armazenamento (ARM) (Quadro<br />
5).<br />
Quadro 5. Cálculo das colunas N e ARM.<br />
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC<br />
°C --- mm --- ----- mm ----<br />
JAN 21,7 101 272 171 0 100<br />
FEV 22,1 93 192 99 0 100<br />
MAR 20,9 87 174 87 0 100<br />
ABR 19,8 78 73 -5 -5 95<br />
MAI 17,5 54 41 -13 -18 83<br />
JUN 16,3 45 28 -17 -35 70<br />
JUL 15,8 44 23 -21 -56 56<br />
AGO 17,7 58 25 -33 -89 40<br />
SET 19,0 68 72 4 -81 44<br />
OUT 20,4 86 126 40 -17 84<br />
NOV 20,9 91 213 122 0 100<br />
DEZ 21,1 98 296 198 0 100<br />
Total 903 1535 632<br />
Primeiramente deve-se determinar qual é a capacidade máxima de retenção<br />
de água no perfil do solo. Para o nosso caso vamos considerar que o<br />
armazenamento de água disponível é de 100 mm.<br />
A negativa acumulada deve ser calculada em conjunto com a determinação<br />
do valor do armazenamento (ARM), que é tabelado (Tabela 5). Sempre que o valor<br />
encontrado na coluna P-EP for positivo, o valor da coluna N (negativa acumulada)<br />
do mês em questão será igual à zero. Consequentemente entra-se na Tabela 5 e se<br />
determina o valor da coluna ARM (armazenamento), que para N=0, sempre será<br />
igual a 100. Exemplo:<br />
Mês P-EP N ARM Cálculo:<br />
JAN 171 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5)<br />
FEV 99 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5)<br />
Em alguns balanços isto pode não ocorrer, mas, no primeiro mês em que o<br />
valor de precipitação for menor do que o da evapotranspiração potencial e<br />
63

consequentemente o valor da coluna P-EP der negativo, após terem ocorrido<br />
valores positivos, o valor de N será igual ao de P-EP.<br />
No mês seguinte, o valor de N será igual ao valor de P-EP somado ao valor<br />
de N do mês anterior. Conseqüente entra-se na Tabela 7 e se determina o valor de<br />
ARM correspondente. Isto deve ser repetido para os próximos meses se o valor de<br />
P-EP for negativo. Exemplo:<br />
Mês P-EP N ARM Cálculo:<br />
MAR 87 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5)<br />
ABR -5 -5 95 P-EP = (-) → N= P-EP = -5 → ARM = 95 (Tabela 5)<br />
MAI -13 -18 83 P-EP = (-) → N (atual) = P-EP (atual) + N (anterior)<br />
N (atual) = -13 + (-5) = -18 → ARM = 83 (Tabela 5)<br />
JUN -17 -35 70 P-EP = (-) → N (atual) = P-EP (atual) + N (anterior)<br />
N (atual) = -17 + (-18) = -35 → ARM = 70 (Tabela 5)<br />
Se os valores de P-EP voltarem a se tornar positivos, deve-se fazer uma<br />
mudança na maneira de fazer o cálculo da coluna N e ARM. Determina-se<br />
primeiramente o valor da coluna ARM, somando o valor positivo de P-EP do mês<br />
em questão com o valor do ARM do mês anterior. Entra-se na Tabela 5 com o<br />
valor do ARM para encontrar N. Quando encontrar mais de um valor de ARM,<br />
utiliza-se o mais negativo.<br />
Se a soma do valor positivo de P-EP do mês em questão com o valor do<br />
ARM do mês anterior for maior ou igual a 100, adota-se este valor para ARM e<br />
zero para N. Exemplo:<br />
Mês P-EP N ARM Cálculo:<br />
AGO -33 -89 40<br />
SET 4 -81 44 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)<br />
ARM (atual) = 4 + 40 = 44 → N = -81 (Tabela 5)<br />
OUT 40 -17 84 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)<br />
ARM (atual) = 40 + 44 = 84 → N = -17 (Tabela 5)<br />
NOV 122 0 100 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)<br />
ARM (atual) = 122 + 84 >100 (adota-se ARM=100) → N = 0<br />
DEZ 198 0 100 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)<br />
ARM (atual) = 198 + 100 >100 (adota-se ARM=100) → N = 0<br />
(3° passo) Calcular a alteração (ALT) e a evapotranspiração real (ER) (Quadro 6).<br />
A coluna ALT corresponde à diferença do mês em questão e o mês<br />
anterior dos valores de armazenamento. Considera-se que o mês anterior ao mês de<br />
janeiro, na coluna ARM, possui o mesmo valor de dezembro, no caso 100.<br />
Portanto o primeiro valor de ALT é zero.<br />
Utiliza-se a seguinte regra para o cálculo da evapotranspiração real (ER):<br />
Se P - EP > 0 → ER = EP<br />
64

Se P - EP < 0 → ER = P + | ALT |*<br />
* os valores de ALT devem estar em módulo.<br />
Quadro 6. Cálculo das colunas ALT e ER.<br />
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC<br />
°C --- mm --- ----- mm ----<br />
JAN 21,7 101 272 171 0 100 0 101<br />
FEV 22,1 93 192 99 0 100 0 93<br />
MAR 20,9 87 174 87 0 100 0 87<br />
ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 -5 78<br />
MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 -12 53<br />
JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 -13 41<br />
JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 -14 37<br />
AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 -16 41<br />
SET 19,0 68 72 4 -81 44 4 68<br />
OUT 20,4 86 126 40 -17 84 40 86<br />
NOV 20,9 91 213 122 0 100 16 91<br />
DEZ 21,1 98 296 198 0 100 0 98<br />
Total 903 1535 632 0 874<br />
(4° passo) Calcular os valores de deficiência de água do solo (DEF) e da<br />
quantidade de água disponível no solo (EXC) (Quadro 7).<br />
Quadro 7. Balanço hídrico totalmente calculado.<br />
Mês T EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC<br />
°C --- mm --- ----- mm ----<br />
JAN 21,7 101 272 171 0 100 0 101 0 171<br />
FEV 22,1 93 192 99 0 100 0 93 0 99<br />
MAR 20,9 87 174 87 0 100 0 87 0 87<br />
ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 -5 78 0 0<br />
MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 -12 53 1 0<br />
JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 -13 41 4 0<br />
JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 -14 37 7 0<br />
AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 -16 41 17 0<br />
SET 19,0 68 72 4 -81 44 4 68 0 0<br />
OUT 20,4 86 126 40 -17 84 40 86 0 0<br />
NOV 20,9 91 213 122 0 100 16 91 0 106<br />
DEZ 21,1 98 296 198 0 100 0 98 0 198<br />
Total 903 1535 632 0 874 29 661<br />
65

Regra para determinar DEF:<br />
Se P - EP > 0 → DEF = 0<br />
Se P - EP < 0 → DEF = EP – ER<br />
Regra para determinar EXC:<br />
Se P - EP > 0 → EXC = ( P - EP ) - ALT<br />
Se P - EP < 0 → EXC = 0<br />
CONFERÊNCIA DOS RESULTADOS<br />
Para verificar se os cálculos foram executados com exatidão, realizam-se<br />
as seguintes conferências:<br />
• Σ P = Σ EP + Σ (P – EP) → 1535 = 903 + 632 →1535 = 1535 (OK)<br />
• Σ ALT = ZERO → 0 = 0 (OK)<br />
• Σ EP = Σ ER + Σ DEF → 903 = 874+ 29 → 903 = 903 (OK)<br />
• Σ P = Σ ER + Σ EXC → 1535 = 874+ 661→ 1535 = 1535 (OK)<br />
REPRESENTAÇÃO GRÁFICA DO BALANÇO HÍDRICO<br />
Traçando-se o gráfico do balanço hídrico (Figura 52) com os valores de P,<br />
EP e ER, pode-se melhor visualizar as épocas de excesso e de deficiência de água<br />
no solo.<br />
Figura 52. Representação gráfica do balanço hídrico. (*)<br />
66

15. Classificação Climática de Köppen<br />
Para melhor se compreender a distribuição do clima na Terra, utilizamos a<br />
classificação climática proposta por Wilhelm Köppen, que dividiu o globo terrestre<br />
em cinco zonas principais, após ter estudado a vegetação em conjunto com os<br />
valores de precipitação e temperatura.<br />
As cinco zonas climáticas de Köppen são: Clima Tropical Chuvoso (Zona<br />
A), Clima Seco (Zona B), Clima Temperado Chuvoso (Zona C), Clima Boreal<br />
(Zona D) e Clima Polar (Zona E).<br />
CLIMA TROPICAL CHUVOSO (ZONA A)<br />
Esta é uma região tropical chuvosa praticamente sem inverno aonde a<br />
temperatura media do mês mais frio nunca é menor que 18 o C, que se localiza entre<br />
0° e 25 o de latitude S e 0° e 25 o de latitude N (Figura 53).<br />
Figura 53. Zona A. (*)<br />
CLIMA SECO (ZONA B)<br />
Localiza-se aproximadamente nas latitudes de 30 o N e 30 o S. É na Zona B<br />
que ocorre uma das maiores áreas desértica da Terra, com elevados valores de<br />
evapotranspiração e baixas quantidades de precipitação (Figura 54).<br />
67

Figura 54. Zona B. (*)<br />
CLIMA TEMPERADO CHUVOSO (ZONA C)<br />
Esta região se localiza entre as latitudes de 30 o e 60° N ou S (Figura 55).<br />
Nele a temperatura média do mês mais frio varia de -3 °C até 18 °C.<br />
Figura 55. Zona C. (*)<br />
CLIMA BOREAL (ZONA D)<br />
Localiza-se apenas entre as latitudes de 60 o e 70° N (Figura 56), aonde a<br />
temperatura sofre uma grande variação. No mês mais quente a temperatura é maior<br />
ou igual 10 o C e a e no mais frio é menor que –3 o C.<br />
68

Figura 56. Zona D. (*)<br />
CLIMA POLAR (ZONA E)<br />
A Zona E encontra-se acima das latitudes 70° N e S (Figura 57), não<br />
havendo a presença de vegetação.<br />
Figura 57. Zona E. (*)<br />
GUIA PARA CLASSIFICAÇÃO CLIMÁTICA DE KÖPPEN<br />
Para facilitar a realização da classificação climática proposta por Wilhelm<br />
Köppen, será apresentado um roteiro passo a passo.<br />
(1° passo) De posse das latitudes que limitam o local que se deseja realizar a<br />
classificação de Köppen, verificar preliminarmente em qual zona ele se encaixa.<br />
69

(2° passo) Fazer a identificação o tipo do clima, se é seco, úmido ou de neve. Para<br />
isso é necessário conhecer a temperatura média anual (tma) e a precipitação total<br />
anual (pta) da região. O Quadro 8 apresenta as condições para classificação.<br />
Observação: Deve-se converter ao valor da precipitação total anual que é em<br />
milímetros para centímetros.<br />
Quadro 8. Condições para identificação do clima.<br />
Condições Verdadeiras Falsas<br />
pta < (tma x 2)<br />
e/ou<br />
pta < [(tma +7 ) x 2]<br />
e/ou<br />
pta < [(tma +14 )x 2]<br />
Clima<br />
Seco<br />
(Zona B)<br />
Climas Úmidos<br />
(Zonas A, C ou D)<br />
ou<br />
Clima de Neve<br />
(Zona E)<br />
(3° passo) Se uma ou todas as condições forem falsas, e o clima for classificado<br />
como úmido ou de neve, deve-se pular diretamente para o 4° passo. Caso as<br />
condições do Quadro 8 forem verdadeiras, e o clima for identificado como Seco<br />
(Zona B), deve-se classificar esta zona de acordo com as características abaixo<br />
descritas. Os tipos fundamentais da zona B são divididos com base na<br />
ausência/presença de precipitação em:<br />
• Clima seco desértico (BW), quase sem precipitação e com vegetação<br />
formada em sua maioria por cactos.<br />
• Clima seco (BS), que possui pequena estação de chuvas e vegetação de<br />
pampas, estepes e pradarias.<br />
Após se determinar o tipo fundamental da Zona B, deve-se classificar a<br />
mesma em variedades específicas, em função da precipitação e sua distribuição nas<br />
estações (Quadro 9).<br />
Quadro 9. Variedades específicas da Zona B.<br />
Condição Tipo de chuva Variedade específica<br />
pta < tma Chuvas de inverno BWs<br />
pta < (tma+7) Chuvas irregulares BWx’<br />
pta < (tma+14) Chuvas de verão BWw<br />
pta < (tma x 2) Chuvas de inverno BSs<br />
pta < [(tma+7) x 2] Chuvas irregulares BSx’<br />
pta < [(tma+14) x 2] Chuvas de verão BSw<br />
70

A Zona B também pode ser classificada em função das variedades<br />
específicas de temperatura, adicionando mais uma letra a classificação (Quadro<br />
10).<br />
Quadro 10. Variedades específicas da Zona B, em função da temperatura.<br />
Temperatura Temperatura média Tipo de clima Classificação<br />
média anual<br />
do mês:<br />
> 18 °C Mais frio > 18 °C Muito quente h’<br />
< 18 °C Quente h<br />
< 18 °C Mais quente > 18 °C Frio k<br />
< 18 °C Muito frio k’<br />
(4° passo) Deve-se determinar agora qual entre os climas úmidos ou clima de neve<br />
se classifica o local estudado, com base nas temperaturas (Quadro 11).<br />
Quadro 11. Limites de temperatura entre as zonas.<br />
Temperatura (°C) Zona<br />
Em todos os meses > 18 °C<br />
Mês mais frio fica entre –3 °C e 18 °C<br />
No mês mais frio < -3 °C e no mês mais quente > 10 °C<br />
Em todos os meses < 10 o C<br />
Os tipos fundamentais da Zona A (Clima Tropical Chuvoso) são<br />
divididos com base na relação entre a precipitação do mês mais seco e a quantidade<br />
total anual de chuva em:<br />
• Clima tropical chuvoso com precipitação freqüente durante o ano (Af),<br />
aonde no mês mais seco a precipitação é maior que 60 mm e a vegetação é<br />
de selva tropical.<br />
• Clima tropical chuvoso com inverno seco (Aw), aonde a precipitação no<br />
inverno é menor que 60 mm e a vegetação é em sua maioria arbustiva e<br />
rasteira.<br />
• Clima tropical chuvoso intermediário entre Af e Aw (Am), com vegetação<br />
composta por árvores altas em áreas de pequena extensão.<br />
A<br />
C<br />
D<br />
E<br />
71

Os tipos fundamentais da Zona C (Clima Temperado Chuvoso) são<br />
divididos com base no período de precipitação em:<br />
• Clima temperado chuvoso seco de inverno (Cw), com verão chuvoso e a<br />
precipitação no mês mais seco dez vezes menor do que a precipitação<br />
máxima de verão. Possui vegetação de cerrado.<br />
• Clima temperado chuvoso seco de verão (Es), com inverno chuvoso e a<br />
precipitação do mês mais seco (menor que 30 mm) é três vezes menor que<br />
a precipitação máxima de inverno.<br />
• Clima temperado chuvoso com a época mais seca sendo o verão (Cfs), com<br />
inverno chuvoso e a precipitação do mês mais seco é maior que 30 mm.<br />
• Clima temperado chuvoso constantemente úmido (Cf), aonde as chuvas<br />
máximas de verão são dez vezes menores que a precipitação do mês mais<br />
seco e as chuvas máximas de inverno são três vezes menores que a<br />
precipitação do mês mais seco.<br />
Os tipos fundamentais da Zona D (Clima Boreal) são divididos em:<br />
• Clima boreal de inverno seco (Dw), com precipitação máxima do mês mais<br />
seco dez vezes menor que a precipitação de verão, e bosques com árvores<br />
altas.<br />
• Clima boreal de inverno úmido (Df), com precipitação máxima do mês<br />
mais seco dez vezes maior que a precipitação de verão, e bosques com<br />
árvores altas.<br />
Os tipos fundamentais da Zona E (Clima Polar), cuja temperatura<br />
máxima anual não ultrapassa 10 °C, podem ser divididos em:<br />
• Clima polar de tundra (ET), com temperatura que varia ente 0 e 10 °C na<br />
época mais quente, havendo apenas liquens e musgos.<br />
• Clima polar com gelo perpétuo (EF), com temperaturas sempre menores<br />
que 0 °C.<br />
• Clima polar de neve de altas montanhas (EB), que é intermediário entre os<br />
anteriores.<br />
(5° passo) Caso o clima seja classificado em A, B ou C, e após se determinar os<br />
seus tipos fundamentais, determinam-se suas variedades gerais (Quadro 12) e suas<br />
alternativas gerais em função da distribuição de chuvas (Quadro 13).<br />
72

Quadro 12. Variedades gerais das Zonas A, B e C.<br />
Descrição Variedade<br />
Variação anual de temperatura < 5 °C i<br />
Curva anual de temperatura atinge valor máximo antes do<br />
solstício de verão, com ocorrência de chuvas neste período<br />
g<br />
Curva anual de temperatura atinge valor máximo depois do<br />
solstício de verão, com ocorrência de chuvas neste período<br />
g'<br />
Presença constante de nevoeiros n<br />
Ar sempre úmido, com escassez de chuvas e temperatura no verão n'<br />
menor que 24 °C<br />
Ar sempre úmido, com escassez de chuvas e temperatura no verão<br />
menor que 24 °C<br />
Quadro 13. Alternativas gerais das Zonas A, B e C.<br />
Descrição Alternativa<br />
Estação chuvosa atrasa e ocorre no outono w’<br />
Estação chuvosa adianta e ocorre no outono s'<br />
Duas estações chuvosas separadas por dois períodos secos w”<br />
Estação chuvosa na primavera e a seca no verão x<br />
Escassez de chuvas, sendo que as mesmas apresentam a mesma<br />
intensidade em todas as estações<br />
x'<br />
(6° passo) Caso o clima seja classificado em D ou E, e após se determinar os seus<br />
tipos fundamentais, determinam-se suas variedades específicas em função da<br />
temperatura (Quadro 14).<br />
Quadro 14. Variedades específicas dos climas D e E em função da temperatura.<br />
Número de meses com temperatura Temperatura do mês: Variedade<br />
média mensal > 10 °C<br />
específica<br />
Quatro meses Mais quente > 22 °C a (subtropical)<br />
Mais quente < 22 °C b (temperado)<br />
Menos de quatro meses Mais frio > -3 °C c (frio)<br />
Mais frio < -3 °C d (muito frio)<br />
n"<br />
73

ZONAS CLIMÁTICAS NO BRASIL<br />
Devido a sua grande área territorial, o Brasil (compreendido entre os<br />
paralelos 5° N e 34° S) é classificado em nas Zonas A (Am e Aw), B (Bsh) e C<br />
(Cwa e Cf), de acordo com a região:<br />
• Amazônia (a maior parte): Clima Tropical Chuvoso, Am, com<br />
temperaturas e pluviosidades elevadas;<br />
• Região central e parte de Minas Gerais e da Bahia: Clima Tropical<br />
Chuvoso, Aw, com o verão chuvoso e o inverno seco;<br />
• Sertão do Nordeste: Clima Seco, Bsh, com baixa pluviosidade média anual<br />
e chuvas irregulares;<br />
• Partes sul do Mato Grosso do Sul e da região sudeste: Clima Temperado<br />
Chuvoso, Cwa, com chuvas de verão;<br />
• Região sul: Clima Temperado Chuvoso, Cf, com chuvas bem distribuídas.<br />
74

16. Estações Climatológicas e PCD’s<br />
Para se observar corretamente os fenômenos meteorológicos, caracterizar o<br />
estado instantâneo da atmosfera ou se classificar o clima de uma região, com<br />
observação de dados por vários anos, é necessário utilizar procedimentos<br />
adequados, equipamentos padronizados e devidamente calibrados, além de padrões<br />
rígidos nos horários de observação e no tratamento dos dados.<br />
É necessário então dispor de um local adequado, com área gramada, que<br />
possa permitir todas essas exigências: as estações climatológicas (Figura 58).<br />
Figura 58. Estação climatológica da Universidade Federal de Lavras, UFLA, em<br />
Minas Gerais. (*)<br />
75

Além das estações climatológicas, existem também as estações<br />
agrometeorológicas, estações meteorológicas aeronáuticas, estações sinóticas e<br />
estações diferenciadas.<br />
• Estações agrometeorológicas: utilizada principalmente para fins agrícolas,<br />
relacionando informações meteorológicas e atividades agrícolas.<br />
• Estações meteorológicas aeronáuticas: utilizadas em aeroportos de grandes<br />
capitais, fornecem informações necessárias à segurança de vôos.<br />
• Estações sinóticas: utilizadas para atividades de previsão do tempo. Usa o<br />
horário padrão TMG (Tempo Médio de Greenwich). Todas as observações<br />
são realizadas simultaneamente, independentes de sua localização. Juntas<br />
em um mapa formam a carta sinótica.<br />
• Estações diferenciadas: outras estações que apresentem características<br />
específicas.<br />
PRINCIPAIS INSTRUMENTOS UTILIZADOS<br />
Os principais instrumentos utilizados nas estações são:<br />
• Psicrômetro: aparelho utilizado para medir as variações da umidade;<br />
• Geotermômetro: mede a temperatura do solo;<br />
• Geotermógrafo: mede e registra a temperatura do solo;<br />
• Pluviômetro: mede a quantidade de chuva;<br />
• Pluviógrafo: mede e registra a quantidade de chuva;<br />
• Anemômetro: mede a direção e força dos ventos;<br />
• Anemógrafo universal: mede e registra a direção e força dos ventos;<br />
• Barômetro: mede a as variações da pressão da atmosfera;<br />
• Barógrafo: mede e registra as variações da pressão atmosférica;<br />
• Evaporímetro: mede a evaporação;<br />
• Evapotranspirômetro: mede a evapotranspiração;<br />
• Actinógrafo: mede os raios luminosos;<br />
• Heliógrafo: mede as horas de brilho solar e sem nuvens.<br />
ESTAÇÕES METEOROLÓGICAS AUTOMATIZADAS<br />
As estações meteorológicas automatizadas (Figura 59) consistem em<br />
sistemas automatizados de monitoramento dotados de sensores que captam as mais<br />
diversas informações meteorológicas (precipitação, velocidade, direção e força do<br />
vento, radiação solar, temperatura e umidade do solo e do ar, etc.).<br />
76

Figura 59. Estação meteorológica automatiza. (*)<br />
Na maioria das estações automatizadas, um Data Logger (Figura 60)<br />
controla todo o sistema de aquisição, comunicação e processamento de dados.<br />
Figura 60. Data Logger. (*)<br />
77

PLATAFORMA DE COLETA DE DADOS (PCD)<br />
Uma PCD (Figura 61) também é um sistema automatizado de<br />
monitoramento, dotado de sensores, que utilizam energia elétrica ou solar (Figura<br />
62). Está conectada diretamente a computadores ou a satélites coletores de dados,<br />
para onde são transmitidas as informações armazenadas, de acordo com a sua<br />
finalidade (dados agrometeorológicos, hidrológicos, ambientais, etc.).<br />
Figura 61. PCD agrometeorológica localizada em Cassilândia-MS. (*)<br />
Figura 62. Painel solar. (*)<br />
78

De acordo com o site do Centro de Previsão do Tempo e Estudos<br />
Climáticos, CPTEC (http://www.cptec.inpe.br/), o Sistema de Coleta de Dados é<br />
constituído por um conjunto de satélites e por diversas de plataformas de coleta de<br />
dados espalhadas pelo território nacional, pelas Estações de Recepção de Cuiabá e<br />
de Alcântara, e pelo Centro de Missão Coleta de Dados.<br />
A função do satélite é ser um retransmissor de mensagens, fazendo a<br />
comunicação entre uma PCD e as estações de recepção. Estes dados são enviados<br />
posteriormente para o Centro de Missão de Coleta de Dados em Cachoeira<br />
Paulista, onde são processados, armazenados e divulgados pela internet, meia hora<br />
após a recepção.<br />
79

17. Manejo da Irrigação por Evapotranspiração<br />
Para que um sistema de irrigação pressurizada funcione de maneira eficiente<br />
e uniforme, deve-se realizar o manejo correto de quando e quanto aplicar de água,<br />
para que não ocorra excesso ou deficiência de água no solo. Entre as diversas<br />
formas de se controlar a irrigação, pode-se utilizar a evapotranspiração da cultura<br />
(ETc).<br />
Como já foi visto, a evapotranspiração pode ser determinada através de<br />
medidas diretas (lisímetros, balanço hídrico de campo, etc.) e por medidas<br />
indiretas, através de equações, por gravimetria e pelos evaporímetros.<br />
Um dos evaporímetros bastante utilizados é o Tanque Evaporímetro “Classe<br />
A”, ou simplesmente “Tanque Classe A”. Porém este evaporímetro não fornece a<br />
evapotranspiração de referência, mas sim à evaporação do tanque (ECA), sendo<br />
necessário a aplicação de alguns coeficientes, para se obter a evapotranspiração de<br />
referência e a evapotranspiração da cultura.<br />
A evapotranspiração de referência (ETo), representa a perda de água que<br />
uma superfície totalmente coberta de vegetação rasteira, em pleno desenvolvimento<br />
e sem limitação de água, sofre para a atmosfera. Pode-se calcular a<br />
evapotranspiração de referência através da expressão:<br />
ETo = ECA x Kp<br />
Onde,<br />
ETo= evapotranspiração de referência, mm;<br />
ECA = evaporação do Tanque “Classe A”, mm;<br />
Kp = coeficiente de Tanque, adimensional (Tabela 6).<br />
O coeficiente do Tanque Classe A (Kp) é função da umidade relativa do ar,<br />
da velocidade do vento e do tamanho da bordadura ao seu redor. A<br />
evapotranspiração da cultura (ETc) é a quantidade de água que foi consumida pela<br />
cultura, variando de uma cultura para outra e do seu estágio de desenvolvimento da<br />
cultura. A evapotranspiração da cultura pode ser calculada através da expressão:<br />
ETc = ETo x Kc<br />
Onde,<br />
ETc= evapotranspiração da cultura, mm;<br />
ETo= evapotranspiração de referência, mm;<br />
Kc = depende da cultura e do seu estágio de desenvolvimento (Tabela 7).<br />
O ciclo da cultura é dividido em fases fenológicas distintas, cada qual com<br />
um valor de Kc.<br />
80

MÉTODOS DE MANEJO<br />
O manejo da irrigação por meio de um tanque evaporímetro “Classe A” pode<br />
ser realizado das seguintes maneiras:<br />
• Fixando-se um turno de rega: TR = LL / ETm<br />
Onde,<br />
TR = Intervalo entre irrigações consecutivas (turno de rega), dias;<br />
LL = lâmina líquida, mm;<br />
ETm = Evapotranspiração máxima (mm/dia).<br />
LL = AD x f<br />
Onde,<br />
AD = água disponível no solo, cm 3 /cm 3 ;<br />
f = fração de água que pode ser extraída do solo, decimal.<br />
AD = 0,1 x (CC – PMP) x dg x z<br />
Onde,<br />
CC = capacidade de campo, %;<br />
PMP = ponto de murcha permanente, %;<br />
(Observação: Os valores de capacidade de campo (CC) e ponto de murcha<br />
permanente (PMP) podem ser obtidos com a curva de retenção de água do solo, nas<br />
tensões de 0,1 atm e 15 atm.)<br />
dg = densidade global, g/cm 3 ;<br />
z = profundidade do sistema radicular, cm.<br />
• Fixando-se um valor para lâmina d’água: LL = AD x f<br />
O valor da lâmina líquida (mm) vai ser igual ao da evapotranspiração<br />
máxima (mm/dia). A irrigação será realizada quando a evapotranspiração<br />
acumulada atingir esse valor.<br />
• Realizando-se a medição do consumo de água: Hi – ETc + P +I = S<br />
Onde,<br />
Hi = lâmina hídrica a ser aplicada, mm;<br />
ET= evapotranspiração da cultura, mm;<br />
P = precipitação, mm;<br />
I = irrigação, mm;<br />
S = saldo de umidade retirada no solo, mm.<br />
A irrigação terá início quando o saldo de umidade se aproximar de zero.<br />
81

Referências Bibliográficas<br />
BERNARDO, S. Manual de Irrigação. Viçosa, UFV, Imprensa Universitária, 7a edição.<br />
BROMELIÁRIO CAIRÉ Disponível em >, acesso<br />
em 11 de fevereiro de 2007.<br />
CASTRO NETO, P. Notas de aula prática do curso de Agrometeorologia. Coopesal,<br />
Lavras, MG, 44 p, 1990.<br />
CITY BRAZIL Disponível em: , acesso em<br />
22 de janeiro de 2007.<br />
CPTEC Centro de Previsão do Tempo e Estudos Climáticos. Disponível em:<br />
http://www.cptec.inpe.br/, acesso em 22 de janeiro de 2006.<br />
ESCOLA SUPERIOR AGRÁRIA DE COIMBRA Disponível em:<br />
, acesso em 11 de fevereiro de 2007.<br />
FAO Crop evapotranspiration - Guidelines for computing crop water requirements -<br />
FAO Irrigation and drainage paper 56, 1988.<br />
IAN’S PHOTOBLOG Disponível em >, acesso em<br />
02 de fevereiro de 2007.<br />
KLAR, A. E. Água no sistema solo-planta-atmosfera. Editora Nobel, São Paulo, 1984,<br />
408 p.<br />
OMETTO, J. C. Bioclimatologia Vegetal. Editora Agronômica Ceres, São Paulo, 1981.<br />
CASTRO NETO, P. Notas de aula de agrometeorologia. Lavras, MG, 1990.<br />
REICHARDT, K. Processos de Transferência no Sistema Solo-Planta-Atmosfera.<br />
Fundação Cargil, São Paulo, 1975, 286 p.<br />
REICHARDT, K.; TIMM, L. C. Solo, Planta e Atmosfera: conceitos, processos e<br />
aplicações. Editora Manole, Barueri-SP, 2004, 478 p.<br />
SAUCIER, W. J. Princípios de Análise Meteorológica. Livro Técnico S.A., Rio de<br />
Janeiro, RJ, 1969.<br />
SELLERS, W. D. Physical Climatology. The University of Chicago Press. Chicago, USA,<br />
1972, 242 p.<br />
TUBELIS, A.; NASCIMENTO, F. J. L. Meteorologia Descritiva: fundamentos e<br />
aplicações brasileiras. Nobel, São Paulo, SP, 1980, 374 p.<br />
TURBO SQUID Disponível em , acesso em 03 de<br />
fevereiro de 2007.<br />
VIANELLO, R. L.; ALVES, A. R. Meteorologia Básica e Aplicações. Imprensa<br />
Universitária Viçosa, MG, 1991.<br />
WEATHERZONE Disponível em , acesso em 29 de<br />
janeiro de 2007.<br />
82

Tabelas<br />
Tabela 1. Número possível de horas de brilho de sol no 15° dia do mês (N)<br />
(adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).<br />
83

Tabela 2. Emissão diária de radiação de um corpo negro (1440 σ T 4 ) em função da<br />
temperatura, cal/cm 2 . dia (adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).<br />
Tabela 3. Albedo (r) de algumas superfícies (adaptado de Tubelis e<br />
Nascimento, 1980)<br />
84

Tabela 4. Radiação solar diária (Qo) em suma superfície horizontal no topo<br />
da atmosfera, cal/cm 2 .dia (adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).<br />
85

Tabela 5. Água retida no solo após terem ocorridos valores diferentes de<br />
evapotranspiração potencial (capacidade de retenção de água no perfil do solo =<br />
100 mm) (fonte: Castro Neto, 1990).<br />
86

Tabela 6. Valores de coeficiente do tanque (Kp).<br />
Cultura Kc inicial Kc médio Kc final<br />
Vegetais pequenos 0.7 1.05 0.95<br />
Solanáceas (Solanaceae) 0.6 1.15 0.80<br />
Cucurbitáceas (Cucurbitaceae) 0.5 1.00 0.80<br />
Raízes e tubérculos 0.5 1.10 0.95<br />
Legumes (Leguminosae) 0.4 1.15 0.55<br />
Cereais 0.3 1.15 0.4<br />
Cana-de-açúcar 0.40 1.25 0.75<br />
Tabela 7. Valores de Kc de algumas culturas (Fonte: FAO, 1988)<br />
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