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medições foram pontuais, conseqüentemente não capturaram a variabilidade espacial da
І↓ causada por presença ou ausência de nuvens dentro das bacias relativas aos locais de
observações.
Häntzschel et al. (2005), usando o ângulo do horizonte e o fator de visada do céu
calculados pelo modelo TOPORAD, modelaram regimes microclimáticos a partir da
irradiância solar incidente sob condições de céu claro e de céu nublado sob o vale Wilde
WeiBeritz, na Alemanha (Bavária). Os autores observaram que as simulações com o céu
nublado e ao meio-dia diminuíram a irradiância solar em mais da metade, comparado
com condições de céu claro e no mesmo horário. As áreas com florestas se distinguem
em relação à vizinhança com diferença no saldo de radiação de mais de 100 W/m²
durante a manhã. A evapotranspiração acompanhou os efeitos do relevo e o uso da terra
com diferenças de 1 mm/dia entre pastagem e abeto em áreas menos íngremes
(quantidade de nuvens = 3/8).
2.5 Considerações sobre o albedo da superfície terrestre
O albedo da superfície é definido como a razão entre as radiações refletida e incidente.
Em algumas aplicações, o albedo restringe-se aos comprimentos de onda do visível,
enquanto que em outras ocasiões a definição é estendida para incluir a radiação de onda
longa. Em geral, o termo albedo, usado na literatura meteorológica, considera a radiação
de onda curta, aproximadamente entre 0,15 e 4,0 µm (Lockwood, 1985).
O albedo é essencial para a determinação do balanço de radiação (Iqbal, 1983), da
magnitude e da partição da energia solar absorvida em modelos climáticos (Dickinson,
1992). Além disso, existe a necessidade de especificar o albedo como uma função do
tipo de cobertura da terra e do ângulo zenital solar e, que seja distribuído no espaço e no
tempo em uma grande região.
Segundo Geiger (1965), Iqbal (1983), Oke (1987), Dickinson (1992), Correia et al.
(2002), Moody e King (2005) os principais fatores que afetam o albedo da superfície
são:
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