metereologia ufpi

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metereologia ufpi

  1. 1. UNIVERSIDADE FEDERAL DO PIAUÍ CAMPUS DE BOM JESUS METEOROLOGIA E CLIMATOGIA AGRÍCOLA Professor: Cláudio Ricardo da Silva Bom Jesus- PI 2007
  2. 2. 2 Conteúdo Capítulo 1. IMPORTÂNCIA DA METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA NA AGRICULTURA ...................................................................................................................4 Capítulo 2. RELAÇÕES ASTRONOMICAS: TERRA-SOL................................................9 2.1 Composição química da atmosfera...............................................................................9 2.2 Perfil vertical da temperatura .....................................................................................14 2.3 Pressão atmosférica ....................................................................................................16 2.4 Ajuste da pressão ao nível médio do mar...................................................................19 2.5 Movimentos da terra...................................................................................................20 2.6 Sistemas de Coordenadas ...........................................................................................24 2.7 Coordenadas Celestes.................................................................................................27 2.8 Declinação Solar.........................................................................................................30 2.9 Estações do ano ..........................................................................................................33 2.10 Ângulo Zenital do Sol ..............................................................................................34 2.11 Azimute Solar (α) .....................................................................................................37 2.12 Fotoperíodo...............................................................................................................39 Capítulo 3. RADIAÇÃO SOLAR ........................................................................................44 3.1 Espectro da radiação solar..........................................................................................45 3.2. Leis de Radiação – interações da energia radiante com os corpos............................47 3.3 Constante Solar...........................................................................................................52 3.4 Irradiância solar extraterrestre....................................................................................52 3.5 Irradiância solar extraterrestre em superfícies inclinadas...........................................55 3.6 Efeitos da atmosfera na radiação solar .......................................................................58 3.7 Irradiância terrestre global: direta e difusa.................................................................60 3.8 Estimativa da irradiância global terrestre...................................................................62 Capítulo 4. BALANÇO DE ENERGIA ...............................................................................67 4.1 Balanço de ondas curta (BOC)...................................................................................67 4.2 Balanço de ondas longas (BOL).................................................................................68 4.3 Radiação líquida (Rn).................................................................................................70 4.4 Medição e estimativa de Rn .......................................................................................71 4.5 Fundamentos do balanço de energia em sistemas vegetados .....................................73
  3. 3. 3 Capítulo 5. TEMPERATURA DO AR ................................................................................75 5.1 Temperatura do Solo ......................................................................................................75 5.2 Temperatura do Ar .....................................................................................................76 5.3 Estimativa da temperatura média mensal...................................................................79 5.5 Temperatura do ar e desenvolvimento das plantas (Graus-dia) .................................82 Capítulo 6. VENTOS............................................................................................................89 6.1 Forças atuantes ...........................................................................................................89 6.2 Ciclones e anticiclones ...............................................................................................91 6.3 Circulação geral da atmosfera idealizada...................................................................93 6.4 Circulação zonal .........................................................................................................96 6.5 Circulações locais.....................................................................................................100 6.6 Medidas do vento .....................................................................................................101 6.7 Efeito dos ventos nas atividades agropecuárias........................................................102 Capítulo 7. UMIDADE RELATIVA DO AR ....................................................................106 7.1 Introdução.................................................................................................................106 7.2 Pressão de saturação do vapor de água.....................................................................107 7.3 Pressão atual do vapor de água.................................................................................111 7.4 Quantificação da umidade relativa do ar..................................................................112 7.5 Equipamentos utilizados na determinação da umidade do ar...................................113 Capítulo 8. CHUVA ...........................................................................................................118 8.1 Condensação na atmosfera .......................................................................................118 8.2 Formação de nuvens.................................................................................................122 8.3 Classificação de nuvens............................................................................................124 8.4 Formação das chuvas................................................................................................125 8.5 Tipos de chuvas ........................................................................................................126
  4. 4. 4 Capítulo 1. IMPORTÂNCIA DA METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA NA AGRICULTURA Por que o sol permanece mais tempo no céu durante o verão e menos tempo no inverno? Como se forma uma chuva? E um furação? Por que nos trópicos o clima é mais quente? Essas são algumas das perguntas comumente feitas e que as buscas pelas respostas nos levaram à compreensão atual do universo. Meteorologia é o ramo da ciência estuda a estrutura, a movimentação e os fenômenos físicos da atmosfera (meteoros1 ). Apesar de ser uma ciência antiga, somente encontrou um desenvolvimento rápido nas últimas décadas, diretamente impulsionada pela segunda guerra mundial e pela corrida espacial. Seu campo de atuação abrange ainda, o estudo das condições atmosféricas em um dado instante, ou seja, das condições do TEMPO. Tais condições resultam da movimentação atmosférica, que é originada pela variação das forças atuantes na massa de ar. Portanto, a atmosfera é um sistema dinâmico, em continua movimentação. O estado da atmosfera pode ser descrito por variáveis que caracterizam sua condição física. Essas variáveis são o que chamamos didaticamente de ELEMENTOS METEOROLÓGICOS: temperatura do ar, umidade relativa do ar, velocidade e direção do vento, precipitação, pressão atmosférica, radiação solar, etc. Ainda, pode-se definir como FATORES METEOROLÓGICOS os agentes causais que condicionam os elementos meteorológicos / climáticos (ex. radiação solar, latitude, altitude, concentração de CO2, El- Niño e La-Niña). Um dos desafios da ciência é prever, com razoável antecedência, os resultados e as conseqüências dessa movimentação. A isso se denomina PREVISÃO DO TEMPO, e essa é a parte mais visível da meteorologia e que ganha cada vez mais espaço na tomada de decisões operacionais, principalmente nas praticas agrícolas. Outro aspecto importante dessa movimentação atmosférica é a sua descrição estatística, em termos de valores médios. Desse modo, faz-se uma descrição do ritmo anual mais provável de ocorrência dos fenômenos atmosférico. É o seqüenciamento médio que define o CLIMA de um local (geralmente, mais de 30 anos). É uma generalização ou a 1 Meteoro pode ser uma chuva, granizo, neve, relâmpago, etc.
  5. 5. 5 integração das condições do tempo para um certo período, em uma determinada área. O ritmo das variações sazonais de temperatura, chuva, umidade do ar, etc., caracteriza o clima de uma região.O período mínimo foi escolhido pela Organização Meteorológica Mundial (OMM) com base em princípios estatísticos de tendência do valor médio. Ao valor médio de 30 anos chama-se Normal Climatológica. A definição de clima para Köppen é o somatório das condições atmosféricas que fazem um local ser mais ou menos habitável para os seres vivos. Poncelot definiu clima como um CONJUNTO HABITUAL DE ELEMENTOS FÍSICOS, QUÍMICOS E BIOLÓGICOS QUE CARACTERIZAM A ATMOSFERA DE UM LOCAL E INFLUEM NOS SERES VIVOS QUE NELE SE ENCONTRAM. Nestas definições, fica implícito que o desempenho dos seres vivos é imposto pelas condições climáticas. Sendo assim, devem- se concentrar esforços para melhor entendê-la e usá-las para resolver problemas econômicos e sociais bem como os impactos das atividades humanas sobre o ambiente devem ser continuadamente avaliados. O clima é o maior determinante do solo e da vegetação de um local. Além disso há uma estreita relação entre o clima e os tipos de comunidades biológicas presentes naquela condição climática (Figura 1). Figura 1. BR 153 (Canto do Buriti-PI) e cidade de Londrina, PR. Quanto aos objetivos, a meteorologia foca o entendimento dos fenômenos atmosféricos, sua previsão, sendo um dos campos mais complexos das ciências naturais. Já a climatologia objetiva o explorar o comportamento normal da atmosfera, visando ao benefício do homem. Em um sistema agrícola, as condições climáticas indicam o tipo de atividade agrícola mais viável em um local e as condições meteorológicas determinam o
  6. 6. 6 nível de produtividade para aquela atividade, em um certo período, além de interferir na tomada de decisão com relação às diversas práticas agrícolas. Tradicionalmente, a meteorologia é dividida de acordo com a escala do fenômeno em estudo. Por exemplo, os fenômenos de larga escala (movimentação das grandes massas de ar) são objeto da Meteorologia Sinótica que, basicamente se preocupa com a previsão do tempo, isto é, com as condições meteorológicas numa determinada área e num determinado instante. A localização e o acompanhamento da deslocação de massas de ar pode ser feita por uma rede de estações meteorológicas distantes algumas centenas de quilômetros uma das outras. A escala dos fenômenos sinóticos (macroescala) varia entre 100 e 1000 km com duração de horas a semanas. Entretanto, fenômenos como chuvas locais, brisas, neblina que dependem do terreno (mesoescala) é o principal foco da Meteorologia de Meso-Escala e fenômenos como trocas gasosas e de calor entre vegetação e atmosfera (microescala) não aparecem na carta sinópticas mas são também importantes e são objetos da Micrometeorologia. Tendo como critério a influencia das condições atmosféricas sobre as atividades humanas, a Meteorologia possui divisões especializadas com objetivos bem focados sendo uma delas a Agrometeorologia (ou Meteorologia Agrícola), voltada para as condições atmosféricas e suas conseqüências sobre o ambiente rural. A produção agrícola é altamente dependente do tempo, do clima e da disponibilidade de água, e é adversamente afetada pelos desastres meteorológicos. Estima- se que, direta ou indiretamente, as condições do tempo são responsáveis por 75% das perdas anuais das propriedades agrícolas e o impacto da variabilidade do tempo não é apenas sobre o crescimento e produtividade das culturas, mas também sobre as práticas agrícolas: preparo do solo, semeadura, irrigação, pulverização, colheita, etc. Basicamente, o clima é o primeiro fator a ser considerado para a definição de que tipo de cultura pode ser explorado numa dada região, da época de cultivo, do nível de produtividade que pode ser esperado e do tipo de sistema agrícola a ser adotado. Brasil é um país muito grande, apresentando vários tipos de clima. Os diferentes climas resultam em diferentes regimes do balanço hídrico (veja o exemplo dos balanços para Teresina e Piracicaba da Figura 1), que juntamente com a temperatura, irão determinar o zoneamento agrícola e o tipo de sistema agrícola a ser empregado.
  7. 7. 7 -200 -150 -100 -50 0 50 100 150 200 250 Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez mm Extrato do Balanço Hídrico Mensal Ribeirão Preto SP -200 -150 -100 -50 0 50 100 150 200 250 Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez mm Figura 2. Balanço hídrico Normal de Teresina-PI (A) e Piracicaba-SP (B). Por outro lado, as condições do tempo num dado ano irá controlar o nível de sucesso da cultura, definindo o momento mais adequado para as práticas agrícolas. Como as condições adversas do tempo são freqüentes e muitas vezes imprevisíveis a médio e longo prazo, a agricultura constitui-se em uma atividade de grande risco. Exemplos são as ocorrências de secas prolongadas, os veranicos (períodos secos dentro de uma estação úmida), as geadas, inundação, etc, Das atividades econômicas, a agricultura é – sem dúvida – aquela com maior dependência das condições do tempo e do clima. As condições atmosféricas afetam todas as etapas das atividades agrícolas, desde o preparo do solo para a semeadura até a colheita e armazenamento dos produtos. Mesmo em regiões com tecnologia avançada e com organização social suficiente para diminuir esses impactos, os rigores meteorológicos muitas vezes causam enormes prejuízos. A agrometeorologia, tanto na sua delimitação da aptidão das regiões ao cultivo (zoneamento) quanto no seu monitoramento diário das condições meteorológicas, tem como principal função, auxiliar no planejamento e na tomada de decisões em uma propriedade agrícola. Com base nos dados coletados por estações meteorológicas, muitos serviços estão sendo disponibilizados aos agricultores pelas instituições governamentais. Por exemplo, recomendações para tratamento fitossanitário e irrigação (www.agritempo.gov.br). A B
  8. 8. 8 Figura 3.Recomendações para tratamento fitossanitário e necessidade de irrigação. Fonte: www.agritempo.gov.br. Além disso, busca o fortalecimento dos sistemas agrícolas por meio das estratégias de manejo dos riscos (por exemplo, cultivo mínimo, plantio direto, adubação, irrigação) sendo ferramenta indispensável no processo produtivo rural. Exercício: a. Conceitue tempo, clima, normal climatológica, elementos e fatores meteorológicos. De que forma a meteorologia pode auxiliar as atividades agropecuárias?
  9. 9. 9 Capítulo 2. RELAÇÕES ASTRONOMICAS: TERRA-SOL A atmosfera é uma camada relativamente fina constituída da misturas de gases e material particulado (aerossóis) que envolve a Terra. De fato, 99% da massa da atmosfera está contida numa camada de ~0,25% (~32 km) do diâmetro da Terra (12.742 km). A atmosfera contém os gases necessários para os processos vitais de respiração celular e fotossíntese e fornece a água necessária para a vida e atua também, como determinante na qualidade e quantidade de radiação solar que atinge a superfície. 2.1 Composição química da atmosfera Atualmente, a maior parte da massa atmosférica é constituída de um número reduzido de elementos embora exista um grande número de constituintes ocupando um relativamente diminuto volume. Apresenta dois gases dominantes: nitrogênio (78% em volume) e oxigênio (21%)2 . São também seus constituintes naturais os gases inertes: argônio (1%), criptônio, hélio, neônio e xenônio. São os chamados GASES PERMANENTES OU NÃO-VARIAVEIS. Os gases permanentes fazem parte de ciclos geológicos, sempre com tendência ao equilíbrio dinâmico. Um fator que afeta significativamente essa composição media são as erupções vulcânicas, que injetam grande quantidade de gases e partículas na atmosfera, em um intervalo de tempo reduzido. Existe ainda na atmosfera um grande número de gases de importância física, química e biológica, que não apresentam concentração fixa, são denominados de gases VARIÁVEIS, entre os quais se destacam o dióxido de carbono (CO2), o ozônio (O3) e o vapor de água. Embora constitua apenas 0,03% da atmosfera, o CO2 é essencial para a fotossíntese.. A concentração de CO2 atmosférico tem aumentado significativamente desde o século passado, em função da queima de combustíveis fósseis e do desmatamento e queima da biomassa. Mas se o CO2 faz parte do metabolismo das plantas e animais qual é 2 Concentração fracional expressa em volume para uma altura máxima de 105 km com relação ao ar seco.
  10. 10. 10 então a preocupação com o aumento em sua concentração? Experimentos mostram que a taxa de fotossíntese aumenta quando com a concentração de CO2 no ambiente. Na realidade, a preocupação atual não é com a fotossíntese e sim com outra propriedade da molécula. Por ser um eficiente absorvedor de energia radiante (de onda longa) emitida pela Terra, ele influencia o fluxo de energia através da atmosfera, fazendo com que a baixa atmosfera retenha o calor, tornando a Terra própria à vida. O bloqueio à eliminação das ondas longas terrestre é popularmente referido como EFEITO ESTUFA, o qual mantém a superfície da terra quente. Segundo os cientistas em 1905, quando a atividade industrial era menor , a temperatura média do planeta era de 13,78°C. Atualmente está em torno de 14,5 graus. Até o fim do século XXI , irá crescer para algo em torno de 16,5 a 19ºC. Os efeitos do aumento da temperatura podem ser catastróficos, apesar de que não há consenso entre os cientistas sobre os impactos do aquecimento global. Ozônio Embora em termos quantitativos o ozônio não ocupe uma posição de destaque, esse elemento desempenha importante papel para os seres vivos. Ele absorve radiação ultravioleta (UV), impedindo assim que esta radiação letal chegue à superfície terrestre. A incidência de câncer de pele tem sido correlacionada estatisticamente com a intensidade de radiação ultravioleta. Atribui-se a descoberta do ozônio, ao químico Christian Friedrich Schönbein que em meados do século XIX, observou que após descargas elétricas na atmosfera havia um odor, “notado também quando a água era decomposta por uma corrente voltaica. Schönbein acreditou que esse odor poderia ser atribuído à existência de um gás atmosférico de odor peculiar. A esse gás atribuiu o nome ozônio, da palavra grega para cheiro – “ozein”. O ozônio é um gás produzido naturalmente na atmosfera terrestre, reativo e capaz de oxidar metais como ferro, chumbo e arsênico. Após varias pesquisas concluiu-se que o ozônio tinha um papel ainda mais importante, utilizando-o como um eficaz desinfetante durante epidemias infecciosas”. O ozônio é outro constituinte cuja presença na superfície é bastante reduzida (0,01%), podendo, entretanto ser aumentada na presença de atividades industriais e com a queima de combustíveis fósseis. Nesse caso, pode ser considerado um poluente, em virtude do seu poder oxidante, causando grandes danos à vegetação e à saúde animal.
  11. 11. 11 Situada na estratosfera, entre os quilômetros 20 e 35 de altitude, a camada de ozônio tem cerca de 15 km de espessura. Esta camada é variável. Nos trópicos, o máximo de ozônio é geralmente observado durante a primavera, entre 25 a 27 km de altitude. Nas regiões polares localiza-se em torno de 18 km de altitude. Quanto às distribuições sazonais, as variações podem ser negligenciadas nas regiões tropicais, onde a intensidade de radiação solar pode ser considerada constante durante todo o ano. Em latitudes mais elevadas o máximo de concentração é estabelecido no fim do inverno, ou no começo da primavera, e o mínimo se verifica durante o outono. As causas desse fenômeno podem ser relacionadas aos padrões de circulação atmosférica. Este elemento possui ciclo extremamente curto sendo produzido principalmente a 50 km de altitude, por reações fotoquímicas. Grosseiramente, pode-se dizer que uma molécula de O2 é quebrada lentamente pela absorção de radiação ultravioleta (<0,24 µm, UV), liberando oxigênio atômico (O). Esse oxigênio atômico reage com uma molécula de O2, resultando em uma molécula de O3. A molécula de O3 é altamente instável e absorve intensamente radiação UV entre os comprimentos de onda de 0,240 e 0,320 µm, voltando a decompor-se em O2 e O. Na presença de radiação infravermelha (IV) reage com outro oxigênio atômico formando duas moléculas de oxigênio. Logo o processo é reversível, sem ganho ou perda de oxigênio. Há, no entanto, atenuação da radiação UV que é absorvida e impedida de alcançar a superfície terrestre. Desde os anos 70 tem havido contínua preocupação de que uma redução na camada de ozônio na atmosfera possa estar ocorrendo por interferência humana. Acredita-se que o maior impacto é causado por um grupo de produtos químicos conhecido por clorofluorcarbonos (CFC’s) (CFCl3, gás freón). CFC’s são usados como propelentes em 'sprays' aerosol, na produção de certos plásticos e em equipamentos de refrigeração e condicionamento de ar. Como os CFC’s são praticamente inertes (não quimicamente ativos) na baixa atmosfera, uma parte deles eventualmente atinge a camada de ozônio, onde a radiação solar os separa em seus átomos constituintes. Os átomos de cloro assim liberados, através de uma série de reações acabam convertendo parte do ozônio em oxigênio. A redução do ozônio aumentaria o número de casos de certos tipos de câncer de pele e afetaria negativamente colheitas e ecossistemas.
  12. 12. 12 Mas foi somente nos anos 80 que a informação ganhou dimensões maiores, quando a NASA (National Aeronautics and Space Adimistration) divulgou seus estudos, apresentando o que se constituiria no “buraco na camada de ozônio”, que, segundo eles, em setembro de 2000, tinha chegado a mais de 28 milhões de quilômetros quadrados. Segundo dados oficiais de relatórios da ONU, atualmente, a média das perdas de ozônio é de 5% nas latitudes médias do Hemisfério Sul durante o ano todo, 50% na primavera antártica. Os aumentos resultantes na irradiação de raios ultravioletas nocivos chegam a 6% e 130%, respectivamente. Essas substâncias químicas têm sido menos usadas a cada ano, depois que 180 países se comprometeram a reduzir a emissão de CFC com a assinatura do Protocolo de Montreal, em 1987. Cientistas da OMM anunciaram que deve demorar até 2065 para que o buraco na atmosfera, localizado em cima da Antártica, deixe de existir. Mas, segundo especialistas, há uma razão para comemorar. Desde a década de noventa, observou-se um declínio na quantidade de CFC’s, nas duas primeiras camadas da atmosfera, a troposfera e estratosfera. No ano passado, o buraco da camada de ozônio atingiu cerca de 16 milhões de metros quadrados no dia 20 de setembro, uma área menor do que o seu maior tamanho em 2003, de mais ou menos 18 milhões de metros quadrados. Figura 4. Evolução do buraco de ozônio sobre a antártica para o mês de outubro (1979- 1992).
  13. 13. 13 Vapor de água: Por fim, mas não o menos importante, o vapor d’água é um dos mais variáveis gases na atmosfera e também tem pequena participação relativa. Nos trópicos úmidos e quentes constitui não mais que 4% do volume da baixa atmosfera, enquanto sobre os desertos e regiões polares pode constituir uma pequena fração de 1%. Contudo, sem vapor d’água não há nuvens, chuva ou neve. Além disso, o vapor d’água também tem grande capacidade de absorção, tanto da energia radiante emitida pela Terra (em ondas longas), como também de alguma energia solar. Portanto, junto com, o vapor d’água atua como uma manta para reter calor na baixa atmosfera. Como a água é a única substância que pode existir nos 3 estados (sólido, líquido e gasoso) nas temperaturas e pressões existentes normalmente sobre a Terra, suas mudanças de estado absorvem ou liberam calor latente. Desta maneira, calor absorvido em uma região é transportado por ventos para outros locais e liberado. O calor latente liberado, por sua vez, fornece a energia que alimenta tempestades ou modificações na circulação atmosférica. Além de gases, a atmosfera terrestre contém pequenas partículas, líquidas e sólidas, chamadas aerossóis. Alguns aerossóis - gotículas de água e cristais de gelo – são visíveis em forma de nuvens. A maior concentração é encontrada na baixa atmosfera próxima a sua fonte principal, a superfície da Terra. Eles podem originar-se de incêndios florestais, erosão do solo pelo vento, cristais de sal marinho dispersos pelas ondas que se quebram, emissões vulcânicas e de atividades agrícolas e industriais. Alguns aerossóis podem originar-se na parte superior da atmosfera, como a poeira dos meteoros que se desintegram. Embora a concentração dos aerossóis seja relativamente pequena, eles participam de processos meteorológicos importantes. Em 1°lugar, alguns aerossóis agem como núcleos de condensação para o vapor d’água e são importantes para a formação de nevoeiros, nuvens e precipitação. Em 2°lugar, alguns podem absorver ou refletir a radiação solar incidente, influenciando a temperatura. Assim, quando ocorrem erupções vulcânicas com expressiva liberação de poeira, a radiação solar que atinge a superfície da Terra pode ser sensivelmente alterada. Em 3°lugar, a poeira no ar contribui para um fenômeno ótico conhecido: as várias tonalidades de vermelho e laranja no nascer e pôr-do-sol. Devido à presença de nuvens e aerossóis na atmosfera terrestre cerca de 22% da radiação incidente é refletido para o
  14. 14. 14 espaço sem ser absorvida, promovendo um resfriamento nas condições meteorológicas local. 2.2 Perfil vertical da temperatura Por conveniência de estudo a atmosfera é usualmente subdividida em camadas concêntricas, de acordo com o perfil vertical médio de temperatura (Figura 3). A camada inferior, onde a temperatura decresce com a altitude, é a TROPOSFERA que se estende a uma altitude média de 12 km (~ 20 km no equador e ~ 8 km nos pólos). Nesta camada a taxa de variação vertical da temperatura tem valor médio de 6,5°C/km. Esta taxa, na realidade, é bastante variável. De fato, algumas vezes a temperatura cresce em finas camadas, caracterizando uma inversão de temperatura. A troposfera é o principal domínio de estudo dos meteorologistas, pois é nesta camada que ocorrem essencialmente todos os fenômenos que em conjunto caracterizam o tempo. Na troposfera as propriedades atmosféricas são facilmente transferidas por turbulência de grande escala e mistura. O seu limite superior é conhecido como tropopausa. Figura 5. Perfil vertical médio da temperatura da atmosfera.
  15. 15. 15 A camada seguinte, a ESTRATOSFERA, se estende até ~50 km. Inicialmente, por uns 20 km, a temperatura permanece quase constante e depois cresce até o topo da estratosfera, a estratopausa. Temperaturas mais altas ocorrem na estratosfera porque é nesta camada que o ozônio está concentrado. Conforme mencionamos, o ozônio absorve radiação ultravioleta do sol. Consequentemente, a estratosfera é aquecida. Na MESOSFERA a temperatura novamente decresce com a altura, até a mesopausa, que está em torno de 80 km, onde atinge ~ -90°C. Acima da mesopausa, e sem limite superior definido, está a termosfera, onde a temperatura é inicialmente isotérmica e depois cresce rapidamente com a altitude, como resultado da absorção de ondas muito curtas da radiação solar por átomos de oxigênio e nitrogênio. Embora as temperaturas atinjam valores muito altos, estas temperaturas não são exatamente comparáveis àquelas experimentadas próximo a superfície da Terra. Temperaturas são definidas em termos da velocidade média das moléculas. Como as moléculas dos gases da termosfera se movem com velocidades muito altas, a temperatura é obviamente alta. Contudo, a densidade é tão pequena que muito poucas destas moléculas velozes colidiriam com um corpo estranho; portanto, só uma quantidade insignificante de energia seria transferida. Portanto, a temperatura de um satélite em órbita seria determinada principalmente pela quantidade de radiação solar que ele absorve e não pela temperatura do ar circundante. Os perfis verticais de temperatura do ar aqui apresentado é baseado na atmosfera padrão, um modelo da atmosfera real. Representa o estado da atmosfera numa média para todas as latitudes e estações. Ela apresenta valores fixos da temperatura e pressão do ar ao nível do mar (15°C e 101,3 kPa) e perfis verticais fixos de temperatura e pressão. Entre as altitudes de 80 a 900 km (na termosfera) há uma camada com concentração relativamente alta de íons, a ionosfera. Nesta camada a radiação solar de alta energia de ondas curtas (raios X e radiação ultravioleta) tira elétrons de moléculas e átomos de nitrogênio e oxigênio, deixando elétrons livres e íons positivos. A maior densidade de íons ocorre próximo a 300 km. A concentração de íons é pequena abaixo de 80 km porque nestas regiões muito da radiação de ondas curtas necessária para ionização já foi esgotada. Acima de ~400 km a concentração é pequena por causa da extremamente pequena densidade do ar, possibilitando a produção de poucos íons.
  16. 16. 16 A ionosfera tem pequeno impacto sobre o tempo, mas tem grande influência sobre a transmissão de ondas de rádio na banda AM. Durante o dia as ondas de rádio tendem a ser absorvidas. À noite, contudo, a camada absorvedora desaparece e as ondas podem mais facilmente serem refletidas para a superfície da Terra. Isto explica porque à noite os sinais de rádio atingem grandes distâncias sobre a Terra. 2.3 Pressão atmosférica Em qualquer ponto da superfície terrestre, a atmosfera exerce uma força (peso) na superfície terrestre devido à ação da gravidade. P mg= ..............................................................................................................................(1) em que g é a aceleração da gravidade. Imagine-se uma área de 1 m2 situada na superfície do mar. O peso da coluna atmosférica sobre essa área depende da densidade do ar ao longo da própria coluna. Como o ar em cada nível da atmosfera é "esmagado" pelo peso do ar que está mais acima, a densidade do ar diminui exponencialmente com a altitude (h) (Figura 6). y = 101,3e -0,1161x R 2 = 1 0 20 40 60 80 100 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 Altitude (km) Pressãoatmosférica(kPa) Figura 6. Relação entre altitude e pressão atmosférica. Qual a diferença de pressão entre o chão e o teto de um quarto de 4,0 m de altura? P (chão) = 101,3 kPa
  17. 17. 17 p(teto) 0,116(0,004) 101,3 − = e = 101,25 kPa Diferença = 0,05 kPa ou 50 Pa Exercício 1: Qual a altura acima da superfície terrestre onde a pressão é a metade da pressão na superfície: 0,5 101,3 ln( ) ln( ) 101,3 101,3 6 0,116 0,116 P h km= − = − ≈ Exercício 2: Estime a pressão atmosférica no pico do Monte Everest, que está a cerca de 14 km acima do nível do mar. P (Everest) 0,116(14) 101,3e − = ≈ 20 kPa Além disso, em um dado nível da atmosfera, a densidade (massa específica) do ar também deve diminuir quando a temperatura aumentar, já que a dilatação reduz a massa existente em cada unidade de volume da coluna (PV=nRT). Por outro lado, se o ar for umidificado, sua densidade também diminui porque moléculas de constituintes do ar seco (com massa molecular média de 28,96 g mol-1 ) estão sendo substituídas por moléculas de água (18 g mol-1 ) no estado de vapor. Em síntese: se ocorrer transporte de ar mais quente ou mais úmido, para a coluna atmosférica, sua densidade irá diminuir, acarretando uma redução da pressão atmosférica em sua base. Se o transporte for de ar mais frio ou mais seco, a pressão atmosférica em sua base irá diminuir. A massa específica (ρ) é o quociente da massa pelo volume ou seja, é a massa da unidade de volume [normalmente expressa em gramas por centímetro cúbico (g cm-3 ) ou em quilogramas por metro cúbico (kg m-3 )]. Logo, o peso da coluna pode ser obtido simplesmente pelo produto (ρ V)g, sendo (ρ V) a massa da coluna e g a aceleração da gravidade. Assim, a pressão atmosférica, será: V g A h g p gh A A ρ ρ = = = ρ ...............................................................................(2)
  18. 18. 18 Denomina-se pressão atmosférica (p) ao peso exercido por uma coluna de ar, com secção reta de área unitária, que se encontra acima do observador, em um dado instante e local. Fisicamente, representa o peso que a atmosfera exerce por unidade de área. Como a atmosfera não possui uma altura bem definida além das variações na pressão tanto pela variação de g (em altura) como pela variação na densidade do ar, Torricelli, no século XVII sugeriu que a pressão atmosférica é calculada como sendo à pressão exercida por uma coluna de mercúrio em equilíbrio com a atmosfera. Inventou o barômetro, instrumento muito utilizado na meteorologia. Exercício3: A altura da coluna de mercúrio de um barômetro colocado ao nível do mar, a 45° de latitude, em que g = 9,8 ms-2 , é de 76 cm. Determine a pressão atmosférica em mmHg e kPa. p = 76 cm = 760 mmHg 13600 9,8 0,76 101,3 3 2 kg m p gh m kPa m s = ρ = = (obs. Lembrando que 1N equivale a 1 kg m s-2 e N m-2 = Pa): No nível do mar a pressão média é de 1 atm ou 760 mmHg ou 101.300 Nm-2 ou 101.300 Pa (101,3 kPa). Nessa situação, a massa de ar em uma área unitária equivale a P P p ; P = pA = P =(mg)A; m = A gA P 101.300N 101.300kgm m 10.000kg ou 1ton2mg ms 9,8 9,82 2s s = = = = ≈ Se considerarmos toda a superfície da Terra, a massa da atmosfera será: 2 -2 m 4 R 10.000kg m 6 2 2 -2 m 4 (3,1416)(6,37 10 ) m 10.000kg m 18 m 5,1 10 kg = π = =
  19. 19. 19 Como uma força assim não nos esmaga? A resposta é que o nosso corpo possui ar (poros) que permite o ajustamento da pressão tanto externamente quanto internamente. Dessa forma, não sentimos o efeito da pressão atmosférica. Há exceções é claro. Uma delas ocorre na cavidade auditiva quando subimos ou descemos de alturas consideráveis rapidamente. Às vezes, nestas condições a passagem do ar é bloqueada por alguns instantes e a diferença de pressão pode causar uma sensação dolorosa. Devido ao vento, o ar de uma dada coluna atmosférica está em permanente renovação, podendo ser substituído, a cada instante, por ar com diferentes características de umidade e/ou temperatura. Como conseqüência desse fato, o peso da coluna de ar e, portanto, a pressão atmosférica, está sempre variando com o passar do tempo. O estudo da pressão atmosférica é muito importante, bastando lembrar que, sendo o ar um fluido, sua tendência é se movimentar em direção às áreas onde há menor pressão atmosférica. Daqui de depreende que o movimento da atmosfera está intimamente relacionado com a distribuição da pressão atmosférica, muito embora existam outras forças intervenientes, que modificam bastante a tendência inicial do ar de mover-se diretamente para as regiões onde a pressão estiver mais baixa. 2.4 Ajuste da pressão ao nível médio do mar. Não é correto comparar diretamente valores da pressão atmosférica, quando coletados em locais com diferentes altitudes. Caso isso fosse feito, os valores referentes às localidades mais elevadas, sendo sempre menores que os demais, conduziriam a resultados inverídicos. Por exemplo: dariam a impressão de que o ar tenderia sempre a se deslocar dos locais de menor altitude (onde a pressão é mais elevada) para os de maior altitude, ou seja, que o vento sopraria permanentemente subindo as encostas. Essa conclusão, por ser baseada em uma premissa falsa, iria ser contrariada pelas observações da direção do vento. Para que possam ser comparados valores da pressão à superfície, observados em locais com altitudes distintas (z1, z2 ...), é indispensável que o efeito do relevo seja eliminado. Isso é feito aplicando-se uma correção aos valores observados da pressão atmosférica, para que se ajuste a um dado nível de referência, em geral o nível médio do mar (NMM). Em locais com altitudes positivas (acima do nível médio do mar), essa
  20. 20. 20 correção consiste em adicionar um certo incremento (D p1, D p2,...) ao valor da pressão observada à superfície, para compensar a camada atmosférica que passaria a existir sobre esse mesmo local, caso fosse hipoteticamente deslocado de sua altitude real até o nível médio do mar. Em se tratando de locais com altitudes negativas, a pressão observada seria diminuída para compensar a camada de ar que teoricamente deixaria de existir acima deles. A eliminação do efeito de altitude, associado aos valores locais da pressão, é um problema muito sério em Meteorologia. De fato, quando o local considerado tem altitude positiva (caso mais comum), é necessário estimar as propriedades físicas da atmosfera, naquela hipotética camada vertical que o separaria do nível médio do mar, com vistas a quantificar o incremento a ser dado à pressão observada à superfície. Evidentemente, o erro cometido será tanto maior quanto mais elevado for o local em questão. Não existe, no atual estágio do desenvolvimento científico humano, outra saída senão essa. Diversos métodos, mais ou menos precisos, têm sido propostos para proceder à estimativa da correção necessária e, o que é mais grave, os países não seguem um método comum. Em se tratando de estações meteorológicas muito elevadas, a correção, ao nível médio do mar, dos dados de pressão atmosférica, provocaria erros muito grosseiros. Para esses casos adota-se outro nível referência, que pode estar localizado acima ou abaixo do equivalente à altitude da estação. Em geral é a superfície isobárica de 850 mb. 2.5 Movimentos da terra Em física, movimento é sempre um conceito relativo, só faz sentido falar em movimento de um corpo em relação a outro. Um passageiro sentado em um ônibus que percorre uma estrada está em movimento em relação a uma árvore junto à estrada mas está parado em relação ao ônibus. Um corpo está em movimento quando a sua posição, em relação a um determinado corpo de referência, varia com o decorrer do tempo. Assim, no choque de um carro contra um poste, por exemplo, pode-se afirmar que o carro bateu no poste se o poste for o corpo de referência, ou que o poste bateu no carro se o carro for o corpo de referência! A relatividade dos movimentos nem sempre é compreendida adequadamente. Um exemplo é considerar errada a antiga concepção de que o Sol gira em torno da Terra, cujo único erro é a não especificação do referencial utilizado.
  21. 21. 21 Observando-se o sistema solar de um referencial imóvel, situado fora da galáxia, verifica-se que a Terra descreve em torno do Sol uma trajetória em hélice elíptica (algo parecido com a chamada espiral dos cadernos escolares). A Lua acompanha a Terra em seu movimento, seguindo o Sol (Figura 7). Figura 7. Movimento da Terra em torno do Sol para um observador situado em um ponto fora da galáxia (A). Para um observador fixo ao sol a Terra apresenta, para fins de interesse em meteorologia agrícola, dois movimentos com conseqüências importantes na atividade humana: o de rotação e o de translação. Outros movimentos são relevantes para fins astronômicos. O movimento de rotação, responsável pelos fenômenos dos dias e noites, é executado em torno do eixo imaginário que passa pelo centro do globo terrestre, denominado de eixo terrestre, com período de 24 horas. Para uma pessoa que esteja parada em um dos Pólos, o movimento de rotação equivale a uma volta em torno de si mesma durante um dia. Para uma pessoa que esteja parada num ponto do equador, há um deslocamento diário correspondente a 2πr = 2 x 3,14159 x 6.378,388 km = 40.076,6 km ou, aproximadamente, 1.670 km por hora. A força gravitacional existente entre o Sol e a Terra causa o movimento de translação. Este movimento é responsável pelas quatro estações do ano, com percurso executado em 365 dias e 6 horas. A Terra descreve uma trajetória eclíptica com o Sol
  22. 22. 22 ocupando um dos focos (Lei de Kepler). O plano imaginário da órbita passa pelos centros do Sol e da Terra sendo denominado de PLANO DA ECLÍPTICA (Figura 8). Figura 8. Movimento de translação da Terra em torno do Sol. O plano do equador forma um ângulo de aproximadamente 23o 27' com o plano da eclíptica. Outro aspecto que se deve levar em conta é o fato da elipse orbital ter uma excentricidade (e)3 da ordem de 0,0167, ou seja, é quase uma circunferência. A metade do eixo maior dessa elipse é igual a 149.680.000 km, que é a distância média Terra-Sol (também conhecida como UNIDADE ASTRÔNOMICA, UA). Logo, o produto 149.680.000 (1 + e) km equivale à máxima distância Terra-Sol, que se verifica no início de julho (AFÉLIO). A menor distância Terra-Sol (PERIÉLIO) é 149.680.000 (1 - e) km. A Terra passa pelo periélio por volta de 3 de janeiro, e pelo afélio em 4 de julho. No período de um ano, a Terra percorre aproximadamente 940 milhões de km ao redor do Sol, ou seja, ela possui velocidade média de ≈ 1790 km/h (30 km/s). Pela segunda lei de Kepler, que diz que uma linha ligando a Terra ao Sol descreve áreas iguais, deduz-se que a velocidade é maior no periélio, quando a linha é menor e menor no afélio, quando a linha é maior. 3 A excentricidade da elipse é dada pela razão entre a distância dos focos e seu eixo maior. Quanto mais distantes estiverem os focos, mais ovalada será a elipse. Quando a excentricidade foi 1, a elipse se tornará um seguimento de reta limitado pelos focos. Quanto mais próximos entre si estiverem os focos, mais circular será a elipse. A circunferência é a elipse cujos focos coincidem, ou cuja excentricidade é nula.
  23. 23. 23 Para estimarmos qual é a distancia Terra-Sol para um determinado dia do ano, basta calcularmos segundo a expressão: (D/d)2 = 1+0,033 cos (NDA*360/365) d = ) 365 360 cos(033,01 NDA D + em que: D – Distancia média entre Terra-Sol; d – Distancia entre Terra-Sol para o número de dia do ano (Jan1=1; Jan2=2;..fev1=32; etc); NDA – número de dia do ano (dia Juliano) O NDA pode ser calculado em função do número de dia do mês (M) do ano, e do número do dia (D) no mês, pela equação empírica NDA = inteiro (30,55*M-30+D)-2 Obs. Se M<3 (Janeiro e Fevereiro), então NDA=NDA+2. No caso de ano bissexto, NDA = NDA+1 para M>=3. Exemplo: 16 de janeiro NDA = inteiro (30,55*M-30+D)-2 = (30,55*1-30+16)-2 = 14,5 NDA = NDA +2 = 14,5+2 = 16,5 ≈ 16 15 de setembro NDA = (30,55*9-30+15) -2= 257.9 ≈ 258 10 de dezembro NDA = (30,55*12-30+10) -2= 344,6 ≈ 344
  24. 24. 24 Exemplo de cálculo da distância (d) entre o Sol e a Terra para o dia 17/07 NDA = (30,55*7-30+17) -2= 198,8 ≈ 198 d = ) 365 360 198cos(033,01 000.680.149 + d = 149.680.000/ d = √149.680.000/0,984 d = 152.129.281,0 km 2.6 Sistemas de Coordenadas Para possibilitar identificar a posição do Sol da lua, dos planetas e dos demais astros no firmamento em relação à Terra (referencial fixo) , em qualquer instante do dia, para qualquer dia do ano torna-se necessário um sistema de coordenadas rígido em relação a qual se podem especificar as coordenadas do astro no espaço. Existem diferentes sistemas de coordenadas. Antes de entrarmos nos sistemas de coordenadas astronômicas, convém recordarmos o sistema de coordenadas geográficas, usadas para medir posição sobre a superfície da Terra. Nesse sistema as coordenadas são LATITUDE, LONGITUDE e ALTITUDE. Latitude geográfica (φ): ângulo medido ao longo do meridiano do lugar (Ponto P) com origem no centro do equador e extremidade no zênite do lugar (Figura 6). Varia entre -90 (hemisfério Sul) e +90 (hemisfério Norte). Obs. Paralelos são linhas de latitude constantes. Paralelos: 23°27’ N - Trópico de Câncer 23°27’ S – Trópico de Capricórnio 66°33’ – Circulo Polar Ártico 66°33’ Círculo Polar Antártico
  25. 25. 25 Defini-se como região Tropical à área compreendida entre os trópicos de Câncer e Capricórnio. Obs: Linha Zênite-Nadir A vertical à superfície do globo terrestre, num dado ponto (P), é chamada vertical local. A vertical local é definida como a direção local da força de gravidade (dada pela direção do fio de prumo). O prolongamento dessa direção, no sentido contrário ao do centro da Terra, é considerado positivo e determina um ponto (Z) da esfera celeste que se chama zênite de P. O sentido oposto, negativo, estabelece outro ponto (Z'), daquela mesma esfera, referido como nadir de P (Figura 9). Figura 9. Representação da linha Zênite-Nadir em um dado local (P). Na esfera celeste, o zênite e o nadir de um dado observador mudam de posição com o tempo, em virtude dos movimentos da Terra, notadamente o de rotação. Isso pode ser observado à noite quando sucessivas estrelas passam próximo à vertical do observador. Longitude geográfica (λ): ao ângulo compreendido entre o plano do meridiano de um local qualquer (P) da superfície terrestre e o plano do meridiano de Greenwich denomina-se de longitude daquele local (Figura 6). A longitude é contada a partir do meridiano de Greenwich, para leste (E) e para oeste (W), até 180°. A longitude é positiva (λ > 0) à leste do meridiano de Greenwich e negativa (λ < 0) a oeste.
  26. 26. 26 Obs. a) Fusos horários: de acordo com a definição de tempo civil, lugares de longitudes diferentes têm horas diferentes, porque têm meridianos diferentes. Cada fuso compreende (= 1 h). Fuso zero é aquele cujo meridiano central passa por Greenwich. Os fusos variam de 0h a +12h para leste de Greenwich e de 0h a -12h para oeste de Greenwich. Todos os lugares de um determinado fuso têm a hora do meridiano central do fuso. Na convenção usada em astronomia, varia entre -12h (Oeste) e +12h (Leste). O tempo cronometrado em relação ao meridiano de referência é conhecido como Tempo Médio de Greenwich (abreviadamente TMG).assim tem-se. No 1º, 2º, 3º, ... fusos a oeste do de Greenwich o tempo equivale a 1, 2, 3, ... horas mais cedo do que o cronometrado naquele meridiano, ou seja: a TMG-1 h, TMG-2 h, TMG-3 h, ... respectivamente. Por outro lado, no 1º, 2º, 3º, ... fusos localizados a leste do de Greenwich, o tempo corresponde a TMG+1 h, TMG+2 h, TMG+3 h,... Figura 10. Representação da latitude (φ  e longitude(λ) de um local (P) da superfície do globo indicando-se o plano equatorial (E) meridiano de Greenwich (G).
  27. 27. 27 Figura 11. Projeção cartográfica do Brasil mostrando os paralelos e meridianos, incluindo a localização geografia de Recife-PE. Altitude (z): corresponde à distância vertical de um ponto ao nível médio do mar. A altitude é considerada positiva quando o ponto está acima do nível médio do mar e negativa se abaixo. Assim, um avião em vôo tem altitude positiva e um submarino submerso possui altitude negativa. A latitude (φ), a longitude (λ) e a altitude (z) constituem o sistema de coordenadas geográficas que possibilita determinar a posição de qualquer ponto situado à superfície terrestre ou em suas vizinhanças. A determinação do ponto pode ser facilmente realizada com auxílio de satélites, através de equipamentos GPS (Global Positioning System). Geocentrismo heliocentrismo 2.7 Coordenadas Celestes
  28. 28. 28 Em astronomia, houve a necessidade de se definir sistemas de coordenadas celestes. Dentre os sistemas existentes, para fins de meteorologia, dois sistemas são importantes, o SISTEMA EQUATORIAL e o SISTEMA HORIZONTAL LOCAL Com o objetivo de simplificar os estudos das coordenas celestes, admite-se que os astros estão dispostos sobre uma superfície esférica, denominada de ESFERA CELESTE. Trata-se de uma esfera de diâmetro tão grande quanto se queira imaginar, na superfície da qual todos os astros (Sol, Lua, estrelas, etc.) estariam projetados, e cujo centro coincide com o centro da Terra. Os pontos e planos usados para definir as coordenadas celestes são obtidos prolongando-se os eixos e os planos (paralelos e meridianos) terrestres até interceptarem a esfera celeste. Obtêm-se, dessa maneira, os pólos celestes Norte e Sul, bem como os meridianos e os paralelos celestes. Nesse sistema, utilizam-se as coordenadas angulares, sem preocupação com as distâncias dos astros. A posição do astro será determinada através de dois ângulos de posição, um medido sobre um plano fundamental, e o outro medido perpendicularmente a ele. Os pontos e planos usados para definir as coordenadas nesse sistema são obtidos prolongando-se o eixo e os planos, paralelos e meridianos, do globo terrestre até interceptarem os pólos norte e sul celeste, as linhas meridianas e os paralelos celestes. Sistema Horizontal Para caracterizar esse sistema, prolonga-se o raio terrestre que passa pelo local onde se encontra o observador até que ele perfure a Esfera Celeste. Assim, obtém-se a VERTICAL LOCAL e o ZÊNITE (ponto de interseção entre a vertical local e a esfera celeste). O plano perpendicular à vertical local é o Plano do Horizonte Local. Este é o plano que a vista de uma pessoa alcança quando gira 360° em torno de si mesma. Prolongando o plano do horizonte local até tocar a esfera celeste, identifica seu HEMISFÉRIO CELESTE, abaixo do qual não consegue ver um astro sequer. Note que o raio da terra comparado ao da esfera celeste é desprezível, o que equivale a dizer que o plano horizonte local divide a esfera celeste em dois hemisférios: o visível e o invisível. O rebatimento dos pólos celestes no plano do horizonte local identifica os pontos cardeais NORTE e SUL. Conseqüentemente, uma reta perpendicular à linha Norte-Sul identifica os pontos cardeais LESTE E OESTE. Neste sistema temos:
  29. 29. 29 Azimute (A): é o ângulo medido no plano horizonte local entre a projeção do raio vetor do astro e a linha Norte-Sul. A origem de contagem do azimute é convencional, podendo ser tanto o ponto cardeal norte quanto o sul. A contagem do azimute se fará de 0 a +180° para azimutes a o oeste e 0 a -180° para azimutes a leste. Se o referencial for o Norte pode-se usar a variação de 0 e 360°. Altura do astro (h): ou elevação do astro, é o ângulo que o raio vetor do astro (vetor que liga o centro da Terra ao astro) faz com o plano do horizonte local, variando de 0 a 90°. O complemento da elevação é denominado de ÂNGULO ZENITAL (z). Assim, a distância zenital é o ângulo medido sobre o círculo vertical do astro, com origem no zênite e extremidade no astro. (h + z=90°) Figura 12. Sistema de coordenadas horizontal, com indicação dos ângulos de Elevação (E), Zenital (Z) e Azimute (A) do astro. Sistema Equatorial No sistema equatorial, as coordenadas que definem um astro são a ASCENSÃO RETA e DECLINAÇÃO. Ascensão reta (A): é o ângulo, medido no equador celeste, entre a projeção do raio vetor do astro e o vetor posição do ponto vernal (vetor que liga o centro o centro da Terra ao ponto vernal). A ascensão reta varia de 0 a 360° e é medida no sentido de rotação da Terra. Declinação (δ): é o ângulo entre o raio vetor do astro e o plano equatorial celeste; varia de 0 a 90°, sendo considerada positiva quando o astro se encontra no Hemisfério Norte Celeste e negativa quando o astro se encontra no Hemisfério Sul Celeste.
  30. 30. 30 Figura 13. Sistema de coordenadas equatorial, com indicação dos ângulos de Ascensão Reta e Declinação do astro. 2.8 Declinação Solar Para um observador fixo na Terra, o Sol se movimenta na esfera celeste, no sentido leste-oeste, devido ao movimento de rotação da Terra e outro no sentido norte-sul (Figura 10) , devido ao movimento de translação e a inclinação de 23°27’ (23,45°) do eixo terrestre em relação ao plano da Eclíptica (Figura 14). A declinação, em um dado instante, equivale à latitude do local aonde o astro culmina zenitalmente nesse mesmo instante.
  31. 31. 31 Figura 14. Movimento anual aparente do Sol na direção meridional decorrente da inclinação do eixo terrestre. Os valores da declinação do Sol (δ) podem ser encontrados nos anuários do Observatório Nacional, para todos os dias do ano. Entretanto, uma estimativa pode ser obtida pela equação: ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ += 365 360 28445,23 NDAsenδ em que NDA é o número do dia do ano. Valores positivos de δ significam que o sol está no hemisfério Norte, enquanto que valores negativos indicam que o Sol está no hemisfério Sul. Exemplo: Determine a declinação do Sol no dia 14 de novembro e 21 de março. NDA = (30,55*11-30+14) -2= 318,05 ≈ 318 ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ += 365 360 31828445,23 senδ = 23,45 sen[(593,7)] = -18,91° NDA = (30,55*3-30+21) -2= 80,65 ≈ 80 ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ += 365 360 8028445,23 senδ = 23,45 sen[(359,0)] = -0,40 ≈ 0° -23,45° +23,45° 0°
  32. 32. 32 A Figura 15, mostra como três observadores em três posições (latitudes) diferentes, sem um no hemisfério Norte (+12°) e dois no hemisfério Sul (-12° e -30°) vêem o Sol ao meio-dia, no transcorrer de se caminhamento aparente N-S ao longo do ano. Os observadores situados entre os trópicos terão o Sol passando a pino (ou culminando zenitalmente), sobre suas cabeças, duas vezes ao ano (Figura 11a e b), enquanto que aquele situado ao sul do Trópico de Capricórnio nunca observará tal condição (Figura 11c). A Figura apresenta, ainda, o ângulo zenital do sol ao meio-dia local, para os três observadores. A B
  33. 33. 33 Figura 15. Como três observadores vêem o Sol ao meio-dia nas várias épocas do ano, estando em latitudes diferentes. 2.9 Estações do ano A combinação do movimento de translação e a inclinação resultam nas estações do ano. As estações iniciam nos instantes denominados SOLSTÍCIOS e EQUINÓCIOS (Figura 12). Estas ocasiões são comemorações astronômicas, denominadas de efemérides. Os solstícios são os instantes em que o Sol se encontra mais afastado do planto equatorial celeste (terrestre) e equinócios, os instantes em que o Sol passa pelo plano equatorial, como ilustrado na Figura 16. C
  34. 34. 34 Figura 16. As estações do ano. As áreas sombreadas representam porções da superfície terrestres não atingidas pela luz solar. Os solstícios e os equinócios são os eventos que estabelecem o início das estações do ano em cada hemisfério. Para o hemisfério Sul o verão se inicia no dia 22 de dezembro (dia de solstício de verão); o outono se inicia em 21 de março (dia de equinócio de outono) o inverno no dia 22 de junho (dia de solstício de inverno) e a primavera se inicia no dia 23 de setembro (dia de equinócio de primavera). 2.10 Ângulo Zenital do Sol Em função dos movimentos da Terra, verifica-se que os raios solares atingem a superfície terrestre com diferentes ângulos zenitais, em diferentes horas e épocas do ano – nos horários do nascer e do pôr do Sol o ângulo zenital é igual a 90o . O conhecimento do ângulo zenital ao longo do ano tem inúmeras aplicações práticas, principalmente na otimização de coletores solares e na projeção de sombras. Naturalmente, o ângulo zenital do Sol pode ser medido com o auxílio de um teodolito ou de um telescópio etc., desde que um filtro apropriado seja superposto à lente ocular do instrumento (do contrário o observador pode sofrer danos irreparáveis na vista). Torna-se
  35. 35. 35 muito mais prático, porém, calculá-lo em função de variáveis conhecidas. O ângulo zenital em qualquer instante pode ser calculado, desde que fornecido a latitude do local (φ), declinação solar (δ) e da hora do dia (h) pela seguinte equação: Cos Z = sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) cos(h) Na equação, h representa a hora do dia, expressa pelo ângulo formado pelo plano meridiano no qual o Sol está posicionado no instante considerado e o plano meridional local. A passagem do Sol pelo meridiano local divide o dia em duas partes simétricas. O período de rotação da terra é de 24 horas, ou seja, este é o tempo entre duas passagens consecutivas do sol pelo meridiano loca (passagem meridional). Isto significa que são percorridos 360° em 24h, correspondendo a 15°/hora Por convenção, o ângulo horário é normalmente considerado igual a zero, ao meio dia solar, negativo no período da manhã e positivo no período da tarde, conforme demonstrado a seguir: Hora ...7 8 9 10 11 12 Ângulo Horário -75º -60º -45º -30º -15º 0° Hora 12 13 14 15 16 17 Ângulo Horário 0º 15º 30º 45º 60º 75° De acordo com essa convenção de sinais, adotada para ângulo horário, pode-se relacioná-lo com a hora do dia (tempo solar verdadeiro) por meio da seguinte equação: h = (hora – 12) 15 Em que: h é dado em horas. Note-se que, nesta equação, “hora” corresponde ao “tempo solar verdadeiro”. O meio-dia solar verdadeiro (não necessariamente o indicado pelo relógio) é definido como o exato momento da culminação do Sol no meridiano do observador e, por conseguinte,
  36. 36. 36 ocorre simultaneamente em todos os pontos do meridiano em questão. A culminação também é chamada de passagem meridiana. Em função da simetria da trajetória do sol com relação ao meio dia solar, o fotoperíodo é igual ao dobro do ângulo horário na hora do nascer do sol (hn), isto é: N = 2hn/15° Os ângulos horários correspondentes ao nascer e ao pôr do sol, respectivamente, são determinados fazendo Z = 90° 0 = sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) cos (h) Cos (h) = -tg (φ) tg (δ) H = arc.cos [-tg (φ) tg (δ)] Ao meio dia solar (h=0°) portanto, cos (0)=1. Logo o ângulo zenital (Z12 ) é calculado da seguinte maneira: Cos Z = sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) 1 Cos Z = cos (δ-φ) Z12 = δ-φ Exemplo 1: Calcular o ângulo zenital na passagem meridiana, para um local cuja latitude φ seja igual a 20°S, nas principais efemérides astronômicas (solstícios e equinócios). Solstício de verão Z12 = -23,45°-(-20°)=-3,45 (O Sol estará ao Sul do local) Solstício de inverno Z12=+23,45°-(-20°)=+43,45 (O Sol estará ao Norte do local) Equinócio Z12 = 0-(-20)=20° (O Sol estará ao Norte do local) Exemplo 2: Deseja conhecer o ângulo zenital do Sol no horário solar de 15 horas, para o dia 21 de março, em um local que se encontra à latitude de -45° h = (15-12) 15 = +45° φ = -45º
  37. 37. 37 δ = 0° Cos Z = sen (−45°) sen (0) + cos (−45) cos(0) cos(45) Cos Z = 0,707 1 0,707 Cos Z = 0,499 Z = arc.cos 0,499 = 60,06º Com base no ângulo zenital é possível calcular a projeção de uma Sombra S, de um objeto d, no momento que se que saber a projeção da sombra. Pela Figura 13 observa-se que quando o Sol faz um ângulo zenital Z, um obstáculo de altura d tem uma projeção de Sombra S. Figura 17. Estimativa da projeção da sombra S, de um objeto com altura d. Pela definição de tangente (cateto oposto/cateto adjacente) tem-se: tgZ = S/d S = d tgZ 2.11 Azimute Solar (α) Para a conhecermos a direção de uma sombra, é necessário conhecermos o azimute do sol. No hemisfério sul é mais conveniente tomar o Sul como referência. No período da manhã o Sol está à leste do obstáculo, enquanto que a tarde está a oeste. Portanto, no período da manhã o azimute do Sol é contado a partir do Sul em direção a Leste, e a tarde é em direção a Oeste. O valor de α é dado pela equação:
  38. 38. 38 ( ) ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ − = senZ senZsen arc φ δφ α cos cos cos. Exemplo:Para o exemplo anterior, calcule o azimute solar ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ − −− = 6045cos 060cos45 cos. sen sensen arcα ( ) ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ − = )612,0( 3535,0 cos.arcα α = arc.cos (-0,577) = 125,28° Exemplo 2: Exemplo2: Deseja-se conhecer o azimute do sol no horário solar de 15 h, para o dia 15 de abril, em um local que se encontra a latitude de -35° NDA = (30,55*4-30+15) -2= 105,2 ≈ 105 ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ += 365 360 10528445,23 senδ = 23,45 sen[(383,67)] = +9,41° Z = arc. cos [sen (φ) sen (δ) + cos (φ) cos(δ) cos(h)] Z = arc cos (sem-35sen9,41+cos-35cos9,41cos45 Z = arc cos (0,477) Z = 61,46º ( ) ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ − −− = 46,6135cos 41.946,61cos35 cos. sen sensen arcα α = arc.cos (-0,437/0,7196) α = 127,44° Obs. Se quiser usar o Norte como referencia, então 127°+180°=307°. Veja a projeção da trajetória do sol para este dia na Figura 14.
  39. 39. 39 Figura 18. Variação do ângulo zenital e do azimute do sol para o dia 15/04 em uma latitude de -35°. 2.12 Fotoperíodo A declinação do sol provoca uma variação na duração do período em que o sol permanece acima do plano do horizonte em um ponto sobre a superfície da Terra (FOTOPERÍODO). Entende-se por fotoperíodo (N) ao intervalo entre o nascer e o pôr-do-sol em um dado dia, também denominado de duração do dia, ou seja, N = Hora do pôr do Sol – hora do nascer do Sol Em virtude da simetria da trajetória do Sol com relação ao meio-dia solar, o fotoperíodo é igual ao dobro do ângulo na hora do nascer do Sol (hn), isto é, N = 2 hn/15° = 0,133hn
  40. 40. 40 Tanto no nascer como no pôr-do-sol Z=90° e cos90°=0. Logo cosZ = sen φ sen δ + cos φ cos δ cos h 0 = sen φ sen δ + cos φ cos δ cos h cos (h) = -( sen φ sen δ)/(cos φ cos δ) = - tg φ tg δ hn = arc.cos (-tg φ tg δ) Exemplo: Calcule o Fotoperíodo com base nos dados do exercício anterior. hn = arc. cos (-tg-35tg9,41) hn = 83,336° N = 2*83,336/15 = 11,1 horas Exemplo2: Calcule o fotoperíodo e a hora do nascimento e ocaso do sol para o dia 24 de junho em Bom Jesus-PI (9°S) NDA = (30,55*6-30+24) -2= 175,3 ≈ 175 ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ += 365 360 17528445,23 senδ = 23,45 sen[(453,69)] = +23,40° Nascer e ocaso o ângulo zenital é igual a 90° e cos 90°=1, então hn = arc.cos (-tg φ tg δ) hn = arc cos (-tg-9tg23,4) hn = 86,06° N = 0,133*hn = 11,4h hora do nascer = -86,06°/15 = -5,73h logo, 12-(11,44/2)=6,27h ou 6h e 16 min 12+(11,44/2) = 17,73h Ou 17h e 44 min
  41. 41. 41 A duração do fotoperíodo, além de sua importância em determinar o total diário de radiação solar incidente sobre um local na Terra (ver capítulo sobre radiação solar), é importante fator ecológico, pois grande número de espécies vegetais apresentam processo de desenvolvimento que responde a esse fator (FOTOPERIODISMO). Os fenômenos fotoperiódicos são observados tanto em animais quanto em plantas. No reino animal, o comprimento do dia controla atividades sazonais como hibernação, desenvolvimento de coberturas de inverno e atividade reprodutiva. As respostas das plantas controladas pela duração do dia são numerosas, incluindo a iniciação do florescimento, a reprodução assexual, a formação dos órgãos de reserva e a indução a dormência. Por exemplo, plantas perenes adaptadas a climas frios respondem a estímulos do fotoperíodo, pois é freqüente a ocorrência de curtos períodos com elevação subida da temperatura durante o inverno. Se essas plantas responderem apenas a estímulos de temperatura, sofrerão danos térmicos logo que a temperatura voltar ao normal do inverno. Portanto, o fotoperíodo funciona como um estímulo que a planta percebe tanto para iniciar seu período de repouso como para retornar ao período vegetativo. A classificação das plantas de acordo com suas respostas fotoperiódicas está baseada no florescimento. As duas principais categorias de respostas são plantas de dias curtos e plantas de dias longos: Plantas de dias curtos: florescem ou têm florescimento acelerado por dias curtos. Plantas de dias longos: florescem ou têm florescimento acelerado por dias longos. A distinção essencial entre plantas de dias longos e de dias curtos é que o florescimento nas primeiras (dias longos) é estimulado somente quando a duração do dia excede (ou a duração da noite é menor do que) uma certa duração, chamada de fotoperíodo crítico. Já para as plantas de dias curtos é quando a duração do dia é menor (ou a duração da noite excede) do que o fotoperíodo crítico. O fotoperíodo crítico é variável entre as espécies. Por fim, espécies que florescem em qualquer condição são referidas como plantas dias neutros, são insensíveis ao fotoperíodo.
  42. 42. 42 METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA AGRÍCOLA Prof. Cláudio Ricardo da Silva 1ªLista de exercícios Aluno_______________________________________________________________- 1) Determinar a declinação, ângulo zenital e azimute do Sol, em Bom Jesus-PI (9ºS), no dia 21 de março ao meio dia solar. R: 2) Determinar a duração do dia (N) para a latitude de 22°S e 9°S, nas épocas a seguir: a) Solstício de verão b) Solstício de inverno R: 3) Calcule a hora do nascimento e ocaso do Sol para o dia 23 de janeiro em Bom Jesus-PI (9°S) R: 4) Um produtor vem consultá-lo para explicar por que a sua lavoura floresceu com porte baixo (desenvolvimento vegetativo prematuro) o que diminuiu a capacidade produtiva da planta. Após uma pesquisa, você observou que esta espécie é uma planta de “dias curtos”, ou seja, floresce quando a duração do dia é inferior a um limite crítico, que neste caso é de 11 horas. Para Bom Jesus (9°S), existe algum risco desta espécie florescer, caso o produtor decida pelo plantio desta variedade? Demonstre R: 5) Em um determinado local no hemisfério Norte é solstício de verão. Ao meio dia solar, um estudante registrou, com a ajuda de um teodolito, um ângulo zenital do Sol de 15°. Às 9 h local sabe-se que em Londres (Greenwich) são 12 horas. Qual a longitude e latitude do local? R: 6) Você está perdido na reserva florestal “Pinus”. Seu relógio é especial e registra também a hora de “Greenwich”(15 horas). Na passagem meridiana (meio dia local) você observou que o ângulo zenital era de 10º e o seu anuário astronômico de bolso marca para esse dia (22 de junho) a declinação solar de 23,45°N. Você consegue se comunicar através do rádio,
  43. 43. 43 mas não sabe a sua localização. De acordo com os dados que possui, qual será sua latitude e longitude? R: 7) Quando o Sol está com um ângulo zenital de 60°, qual o comprimento da sombra de um poste de 7,5m de altura? R: 8) Esquematize a projeção da sombra da parede na superfície horizontal. Dados: latitude de 25°S, solstício de inverno, 14 horas. R:
  44. 44. 44 Capítulo 3. RADIAÇÃO SOLAR Quase todas as fontes de energia utilizadas na Terra têm origem na energia proveniente do Sol. A gasolina, o óleo diesel e os derivados do petróleo são formados pelos fósseis vegetais e animais, assim como os alimentos, a lenha, o carvão vegetal, produzidos pelas plantas, são resultados da transformação da energia proveniente do Sol (fotossíntese) em energia química de ligação, principalmente do carbono e hidrogênio. Uma das fontes de energia, do nosso planeta, que não tem origem solar é a energia de fusão nuclear, usadas nas bombas H e nas controversas usinas nucleares. Tanto a hidroeletricidade como a energia dos ventos e as combustões de todos os tipos dependem da radiação solar, seja para a evaporação da água, para a circulação de ar ou para a fotossíntese que garante a formação dos combustíveis. A pergunta que fica é: que origem tem a energia solar? Esta energia (radiante) é resultado da fusão nuclear (núcleos de hidrogênio que se juntam para compor núcleos mais complexos, como o de Hélio), que se dá no processo de evolução das estrelas. Para a fusão nuclear ser possível é preciso uma temperatura altíssima, de milhões de graus. Qual a origem inicial desta temperatura? Que energia a promove? É a energia gravitacional. Estrelas como o Sol, se formam pela autocompactação de grandes nuvens cósmicas que “caem sobre si mesmas”. Nesse processo a energia potencial gravitacional se transforma em energia cinética, térmica, garantindo a alta temperatura essencial à fusão nuclear. A propagação da energia térmica pode ocorrer através de três processos diferentes: condução (transmitida através do choque entre as moléculas), convecção (transmitida de uma região a outra através do transporte de matéria) e radiação. Denomina-se radiação, ou energia radiante, à energia que se propaga sem necessidade da presença de um meio material (obs. condução e convecção precisam). O termo radiação é igualmente aplicado para designar o próprio processo de transferência desse tipo de energia. A grande parte da energia produzida pelo Sol é radiante. Se colocarmos a mão sob uma lâmpada acessa, sem tocá-la, teremos a sensação de calor. Como a ar é um mau condutor térmico, praticamente não ocorre condução. Também
  45. 45. 45 não há convecção, porque o ar quente sobe. Então o calor que recebemos só pode nos ter atingido admitindo-se que ondas se propagaram da lâmpada até a nossa mão. A radiação solar é a maior fonte de energia para a Terra, sendo também o principal elemento meteorológico, pois é ela que desencadeia todo o processo meteorológico afetando todos os outros elementos (temperatura, pressão, vento, chuva, umidade, etc). Trata-se portanto de um elemento primordial no entendimento da variação dos demais. A energia solar é a fonte primária de energia para todos os processos terrestres, desde a fotossíntese até o desenvolvimento de furacões, tempestades, enfim, pela circulação geral da atmosfera. 3.1 Espectro da radiação solar Sob a ótica ondulatória, a radiação solar pode ser vista como um conjunto de ondas eletromagnéticas que se propagam no vácuo a mesma velocidade (≈300.000 km s-1 ). Essas ondas são caracterizadas por uma freqüência de oscilação (f) e pelo comprimento de onda (λ). O comprimento de onda é definido como a distância que separa duas cristas consecutivas; a freqüência pelo número de cristas que passa por um ponto de referência, na unidade de tempo. O comprimento de onda é normalmente expresso em micrômetros (10- 6 ,µm) ou nanômetros (10-9 , nm) e a freqüência em ciclos por segundo, ou Hertzs (Hz). O produto do comprimento de onda (λ) pela freqüência (f) da radiação é igual à velocidade de propagação da luz no vácuo (c): c = f λ; λ = c f-1 f = c λ-1 sendo c = 2,997925x108 m s -1 . Essa relação mostra que é fácil transformar freqüência em comprimento de onda e vice-versa e daqui conclui-se que, quanto maior a freqüência menor o comprimento da onda e vice-versa. São conhecidas radiações com comprimento de onda que variam desde 0,001µm até cerca de 1000 µm, abrangendo faixas denominadas de raios gama, x, radiação ultravioleta, luz, calor, ondas de rádio e radar. Ao conjunto de todas elas denomina-se espectro eletromagnético (Figura 18). Em agrometeorologia, apenas as ondas provenientes do Sol (que produzem energia térmica) são estudadas, no caso, luz visível e calor (0,2 a 1000 µm). Apenas as radiações de comprimentos de onda compreendidos entre 0,36 e 0,74 µm
  46. 46. 46 podem ser detectadas pelo olho humano, constituindo a faixa visível do espectro eletromagnético ou luz visível. Dentro dessa faixa, a vista humana consegue diferenciar as seguintes cores: violeta 0,36 a 0,42 µm; índigo-azul 0,42 a 0,49 µm; verde 0,49 a 0,54 µm; amarelo 0,54 a 0,59 µm; laranja 0,59 a 0,65 µm; vermelho 0,65 a 0,74 µm. Figura 18. Espectro eletromagnético. Esses intervalos são arbitrários e aproximados, pois não há limites nítidos entre as cores. A transição entre cores vizinhas se dá de maneira gradual, como se pode verificar em um arco-íris. As radiações com comprimento de onda superior a 0,74 µm, por apresentarem freqüência menor que a da luz vermelha, são ditas infravermelhas. Por outro lado, àquelas cujo comprimento de onda é inferior a 0,36 µm (freqüência superior à da luz violeta) chamam-se ultravioletas. O espectro eletromagnético fica, assim, subdividido em três regiões, ou faixas: ultravioleta, visível e infravermelha.
  47. 47. 47 • Radiação ultravioleta (UV) 0,01<λ<0,4 µm • Radiação visível (VIS) 0,4<λ<0,7 µm • Radiação infravermelho próximo (IVP) 0,7<λ<3,0 µm A radiação visível é praticamente aquela utilizada pelas plantas no processo fotossintético, sendo denominada de FOTOSSINTETICAMENTE ATIVA (PAR). Isto não significa que a radiação (IPV) não seja importante. Fitocromos e hormônios são (des)ativados por essa radiação, e afetam tanto o crescimento como o desenvolvimento das plantas. Os efeitos da radiação IVP são mais qualitativos do que quantitativos. 3.2. Leis de Radiação – interações da energia radiante com os corpos A taxa de energia transferida pela radiação eletromagnética é denominada de FLUXO RADIATIVO, que apresenta energia por unidade de tempo como unidade. Por exemplo, o fluxo radiativo do Sol é de 3,90 1026 W. Dividindo se o fluxo radiativo por uma área unitária obtém-se uma DENSIDADE DE FLUXO RADIATIVO. Existe terminologia própria, em estudos de radiação atmosférica, para distinguir entre a densidade de fluxo incidente sobre uma superfície e a densidade de fluxo emitido por ela. O termo EMITÂNCIA radiante de uma superfície se refere à densidade de fluxo de radiação emitido por essa superfície. Por outro lado, a IRRADIÂNCIA sobre uma superfície se refere à densidade de fluxo de radiação incidente sobre a mesma. Outras definições são apresentadas a seguir. Definições: Corpo negro: É um corpo hipotético, capaz de absorver integralmente toda a energia radiante incidente sobre ele. Emissividade (e): A emissividade de um corpo é definida com a razão entre a emitância monocromática deste corpo e a correspondente emitância monocromática de um corpo negro, à mesma temperatura do corpo considerado. Desta forma a emissividade de um corpo negro é igual a 1. Absortividade (a): A absortividade monocromática de uma substância é definida com a razão entre a quantidade de energia radiante absorvida (absortância, A) pela
  48. 48. 48 substância e o total incidente (F), para um dado comprimento de onda. Nota-se que pela definição, a absortividade de uma corpo negro é também igual a 1. Refletividade(r): É reflectividade de uma substância é definida como a razão entre a quantidade de energia radiante refletida (refletância, R) pela substância e o total incidente (F), para um dado comprimento de onda. Um corpo negro tem reflectividade nula. Transmissividade (t): A transmissividade monocromática de um meio é definida como a razão entre a quantidade de energia radiante transmitida (transmitância, R) e o total incidente (F), para um dado comprimento de onda. Um corpo negro tem transmissividade nula. Pela conservação de energia, tem-se que: Fluxo incidente = A + R + T em que, dividindo pelo fluxo incidente, tem-se que: a + r + t = 1 Na natureza, o comportamento de algumas substâncias é bem próximo do comportamento de um “corpo negro”, em algumas faixas do espectro, isto é a=1, r=0=t. Exemplo1: A irradiância na superfície de um corpo é de 200 W. Sua transmissividade é de 0,3 e sua superfície absorve 80W. Determinar: a) a refletância total do corpo: R = 200-80 = 120W b) a reflectividade do corpo R = 120W/200W = 0,6 c) a transmitância do corpo R = 0,3*200W = 60W Lei de Stefan-Boltzmann Todo corpo com temperatura acima de 0 K emite energia radiativa e esta lei diz que “A emitância radiante total (densidade de fluxo emitido) de um corpo negro é diretamente proporcional à quarta potência de sua temperatura absoluta”, de acordo com a equação: E = e σ T4
  49. 49. 49 Em que e é a emissividade do corpo, σ é a constante de Stefan-Boltzmann (= 5,67 10-8 Wm-2 K-4 = 4,903 10-9 MJ m-2 d-1 K-4 Para a maioria dos objetos naturais, a emissividade varia de 0,95 a 1,0. Para fins de agrometeorologia adota-se o valor unitário se incorrer em grandes erros. Esta foi muito importante para o desenvolvimento de sensores de temperatura (termômetro ao infravermelho) e para o desenvolvimento de imagens de satélites (infravermelho). Estas imagens normalmente são em negativas, então, as áreas mais escuras representam regiões de forte emissão (altas temperaturas) e as mais claras representam as regiões de menor temperatura. Quanto aos termômetros ao infravermelho disponíveis no mercado, faz necessário a sua calibração periodicamente. Para isto, são usados calibradores que consiste em ajustar as temperaturas do termômetro com as temperaturas de um corpo negro (calibrador) aquecendo e resfriando, permitindo assim a elaboração de uma curva de calibração por meio da análise de regressão. Exemplo1: Determine a emitância radiante de um corpo negro à temperatura de 5770 K (Sol) E = 1 5,67 10-8 57704 = 62.847.254 W ou 6,2 107 Wm-2 Lei de Wien Esta lei estabelece que “é constante o produto da temperatura absoluta de um corpo negro pelo comprimento de onda de máxima emissão energética (λmax) ,do próprio objeto”, isto é, T λmax = 2898 µm K Daqui conclui-se que, quanto maior a temperatura menor o comprimento de onda de máxima emissão energética do corpo. Com se sabe, o Sol e a Terra emitem praticamente como corpos negros, a temperaturas aproximadas de 5770 K e 300K, respectivamente. Pela lei de Wien determina-se que a energia emitida pelo Sol tem comprimento de ≈0,50 µm (próximo ao amarelo) e a Terra com ≈10 µm. Por essa razão a radiação solar é denominada RADIAÇÃO DE ONDAS CURTAS e a terrestre de RADIAÇÃO DE ONDAS LONGAS.
  50. 50. 50 Lei de Lambert Devido a distancia Terra-Sol e a relação entre os volumes dos dois astros, apenas uma pequeníssima fração da energia emitida atinge a superfície da Terra na forma de feixe de raios paralelos entre si. Em um instante qualquer, o ângulo zenital Z (Figura 19) determina a quantidade de energia solar que atinge o limite externo da atmosfera terrestre. Tomando-se como referência uma área unitária (A1) igual a 1 m2 , quando os raios solares incidem perpendicularmente sobre ela, a quantidade de energia solar S se distribui sobre 1 m2 , determinando a intensidade solar (ou fluxo radiante incidente, irradiância) Io=S/A1. Quando os raios solares inclinam-se a mesma quantidade de energia S se distribui sobre uma área maior (A2), resultando em uma intensidade menor I=S/A2.
  51. 51. 51 Figura 49. Visualização gráfica do ângulo zenital do sol. Pela Lei de Lambert “Quando um fluxo radiante (S) incide sobre uma superfície formando um ângulo Z com a normal4 a esta superfície, a irradiância sobre a superfície considerada será o produto da irradiância na superfície normal aos raios pelo co-seno do ângulo de incidência. Matematicamente, pode-se demonstrar: S A A S A S A S I Io 2 . 1 2 1 == Io A A I A A I Io . 2 1 1 2 =∴= Como A1/A2 = cos Z, tem-se que I = Io cos Z. Como no nascer e ocaso do Sol o ângulo zenital é 90 (cos90° = 0) portanto, a irradiância solar é igual a zero. Com a diminuição do ângulo zenital com o passar das horas, a irradiância vai aumentando até atingir seu máximo ao meio dia, ou seja quando o sol passa pelo meridiano local (“passagem meridiana”). 4 Reta perpendicular.
  52. 52. 52 Esta lei possibilita o entendimento do porquê a variação na intensidade da radiação solar entre os pólos e os trópicos além de sua sazonalidade (diária e anual). As variações não afetam somente a radiação, como também a temperatura, umidade relativa do ar, nos ventos predominantes, chuva, etc. As mudanças no comportamento médio da atmosfera, causadas por diferenças no aquecimento, são mais acentuadas quanto mais afastada da faixa equatorial estiver a região que se considere. 3.3 Constante Solar A densidade de fluxo de radiação solar incidente (irradiância) em uma superfície plana normal aos raios solares, no topo da atmosfera e à distância Terra-Sol igual uma unidade astronômica (1 UA), defini-se como CONSTANTE SOLAR (Io). Sua unidade de expressão é energia por área e por tempo, e no SI é dada em joule m-2 s-1 , ou em watt m-2 (1J s-1 = 1 W). Outra forma comum de expressá-la é caloria cm-2 min-1 . Sendo 1 cal = 4,18J, resulta que 1 cal cm-2 min-1 = 696,7Wm-2 . Como se depreende, a constante solar equivale a irradiância em uma área normal à direção da propagação da energia solar, que seria observada, imediatamente acima da atmosfera, quando a Terra estivesse à distância média do Sol. Alguns autores preferem adotar a expressão "topo da atmosfera" para indicar que não há absorção atmosférica alguma. Essa terminologia generalizou-se por permitir uma definição mais resumida, muito embora se saiba que a atmosfera não tem qualquer limite superior no sentido físico. Atualmente, as medições feitas por satélites artificiais indicam um valor de Io de 1.367 W m-2 . 3.4 Irradiância solar extraterrestre Como a distância média Terra-Sol (D) varia continuadamente a constante solar deve ser corrigida pelo fator (D/d)2 . Além disso, o movimento de rotação faz com que um local receba os raios solares com inclinação diferente ao longo do dia (lei de Lambert). Portanto, em um determinado instante (h) de um dia com declinação solar (δ), e em um local de latitude ф, a energia solar que incide no topo da atmosfera terrestre é dada pela lei de Lambert, corrigindo-se o valor de Io, ou seja: Ih = Io (D/d)2 cos Zh
  53. 53. 53 O somatório dos valores instantâneos de irradiância no topo da atmosfera ao longo do dia (integração) é um valor teórico muito útil, pois representa o potencial de energia incidente na região. A esse total diário denomina-se de IRRADIÂNCIA SOLAR EXTRATERRESTE, sendo representada por Qo, tem-se: dtIQo tp tn h∫= sendo n e p, respectivamente, os tempos (horários) do nascer e do pôr-do-Sol. Pode-se relacionar o tempo t (horas) para ângulo horário (h) correspondente, através da velocidade angular da Terra ω = dh/dt = 2π (rad/dia) dt = (1/ω)dh Substituindo esta expressão para dt e sabendo-se que os instantes tn e tp correspondem aos ângulos horários –h e +h, respectivamente tem-se: dhIQo h h h∫ + − = π2 1 Substituindo Ih, ∫ + − = h h dh h Z dD IQo cos 2 2 )/( 0 π ∫ + − += h h dhsensen dD IQo cosh)coscos( 2 2 )/( 0 δφδφ π ∫ + − ∫ + − += h h h h dhdhsensen dD IQo cosh)cos(cos)( 2 2 )/( 0 δφδφ π ∫ + − ∫ + − += h h h h dhdhsensen dD IQo cosh)cos(cos)( 2 2 )/( 0 δφδφ π
  54. 54. 54 ∫ + − ∫ + − += h h h h dhdhsensen dD IQo ]coshcoscos[ 2 2 )/( 0 δφδφ π ))]((coscos)(([ 2 2 )/( 0 hsensenhhhsensen dD IQo −−+−−= δφδφ π )](coscos)([ 2 2 )/( 0 2 senhhsensen dD IQo δφδφ π += )](coscos)(][ 2)/( 0[ senhhsensen dD IQo δφδφ π += Nesta equação deve-se usar h em radianos em lugar de graus (π/180) e Io em W m-2 , para que se tenha o valor Qo em megajoules por metro quadrado. Para a totalização diária (MJ m-2 dia-1 ) deve-se ainda multiplicar o resultado por 86.400. Se entrar com o valor Io = 1367 W m-2 a equação se reduz a: )](coscos) 180 (][ 1416,3 2 )/( 136786400[ senhsensenh dD Qo δφδφ π += )]coscos)( 180 [()/(6,37 2 senhsensenhdDQo δφδφ π += Exemplo 1: Calcule a irradiância solar sobre uma superfície horizontal no topo da atmosfera para o dia 15 de setembro em Bom Jesus-PI. NDA = (30,55*9-30+15)-2= 257,95 ≈ 258 (D/d)2 = 1+0,033 cos (NDA*360/365) (D/d)2 = 1+0,033 cos (258*360/365) = 0,991 ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ += 365 360 25828445,23 senδ = 23,45 sen[(534,57)] = +2,22° hn = arc.cos (-tg φ tg δ) hn = arc.cos (-tg -9° tg 2,22°) hn = arc cos (0,00613)
  55. 55. 55 hn = 89,65° em radianos 89,65 (π/180) = 1,56 rad )senhcoscossensenh( 2 )d/D(6,37Qo δφ+δφ= Qo = 37,6 0,991 [(1,56) sen -9° sen 2,22° + cos -9 cos 2,22 sen 86,65°)] Qo = 58,12 [-0,00945+0,9852)] Qo = 37,26 (0,9757) Qo = 36,35 MJ m-2 dia-1 Este resultado indica que cada metro quadrado de uma superfície horizontal, no topo da atmosfera, a latitude de -9°, recebe 36,35 megajoules de energia solar durante todo o dia 15 de setembro. 3.5 Irradiância solar extraterrestre em superfícies inclinadas Com exceção de algumas regiões (oceanos, chapadas, etc.) a superfície da Terra é formada por relevo irregular com faces de terreno com exposições submetidas a diferentes regimes de radiação solar. Para uma superfície inclinada, além da latitude (Φ) e da declinação solar (δ), a incidência dos raios solares é afetada pelo ângulo de inclinação (I) e sua orientação em relação ao meridiano local (azimute). Superfícies voltadas para o norte ou sul A inclinação Norte ou Sul pode aumentar ou diminuir a quantidade de radiação solar, dependendo da declinação solar. A Figura 20 mostra duas rampas localizadas nas latitudes de Φ e Φ-β. A superfície na latitude Φ está inclinada com um ângulo β ao passo que a superfície localizada em Φ-β é horizontal. Então, a superfície localizada em Φ e inclinada na direção do equador (sul) com um ângulo β é paralela a superfície horizontal da latitude Φ-β . Desta forma, o ângulo θ é igual a Z da latitude Φ-β.
  56. 56. 56 Figura 20. Diagrama mostrando a igualdade dos ângulos Φ e Z. Φa = Φ + β β, inclinação. Se voltada para o Sul (negativa) e voltada para o Norte (positiva) Exemplo: Em qual das superfícies (horizontal, 15°N e 15°S), considerando-as localizadas no município de Curitiba-PR (25°26’S, 49°16’W, 947 m) ocorre maior irradiação solar, no dia 22/06 ao meio-dia solar? Superfície horizontal Z = δ-Φ = 23,45°-(-25,43°) = 50,88°N Superfície com 15°N = Φa = Φ + β = -25,43+(15°)=-10,43° Z = δ-Φa = 23,45°-(-10,43°) = 33,88°N Superfície com 15°S = Φa = Φ - β = -25,43+(-15°)=-40,43° Z = δ-Φa = 23,45°-(-40,43°) = 63,88°N
  57. 57. 57 A irradiância global, em uma superfície com inclinação norte-sul na ausência da atmosfera será obtida pela seguinte equação: }{2 37,6( / ) ( )[ ( ) cos( )cos ) 180 Qo D d h sen sen senh π = φ+β δ+ φ+β δ Superfícies inclinadas na direção Leste-Oeste Diminui a quantidade de radiação solar total a superfície, pela redução no fotoperíodo. Se inclinação oeste, o nascer do Sol é atrasado e se inclinação leste o por do Sol é antecipado. Desta forma, o ângulo horário deverá ser reduzido proporcionalmente a β. Então, o fotoperíodo (duração do dia) será calculado da seguinte maneira: Nc = (2hn-β)/15° Em que, hn = ângulo horário ao nascer do Sol β= ângulo de inclinação da superfície. A irradiância global em rampas de exposição leste-oeste na ausência da atmosfera será obtida pela seguinte equação: { }2 37,6( / ) [( )( cos cos ( )) 180 Qo D d h sen sen sen h π = − β φ δ + φ δ − β Exemplo: Determine a duração do dia 15/01, em Camocim-CE (02°54’S e 40°50’W) para uma superfície plana, com 20°E e 35°W ( ) 360 23, 45 284 15 365 senδ = + ⎡ ⎤ ⎢ ⎥⎣ ⎦ = 23,45 sen[(294,90)] = -21,26° hn = arc.cos (-tg φ tg δ) hn = arc.cos (-tg -2,9° tg -21,26°) hn = 88,87° N= 0,133 hn = 11,8h (superfície plana) N= (2hn-20°)/15 = (2x88,87-20) = 10,5h (superfície com 20°E)
  58. 58. 58 N= (2xhn-35°) = (2x88,87-35) = 9,52h (superfície com 35°W) 3.6 Efeitos da atmosfera na radiação solar Ao atravessar a atmosfera terrestre, a radiação solar é atenuada pelos processos de difusão (espalhamento) e absorção. Esses modos de interação dependem do comprimento da onda da radiação e do tamanho do constituinte atmosférico. Há, portanto, uma interação seletiva que depende das condições atmosféricas do local. Difusão da radiação solar Quanto ao processo de difusão (espalhamento) da radiação solar, o efeito dos constituintes atmosféricos apenas muda a direção dos raios solares. Não há perda de energia radiante. Evidentemente, esse processo também afeta a quantidade de radiação solar que atinge a superfície da Terra, pois parte dessa radiação é difundida de volta para o espaço sideral. Esse processo é facilmente percebido em dias nublados (gotículas de água), e em dias com alto teor de poeira (fumaça e partículas suspensas no ar) quando a radiação solar tem mais dificuldade de atingir diretamente a superfície. Nota-se nessas situações que os raios solares vêm de todas as direções, não projetando sombra nos objetos. Por esse motivo, essa parte da radiação é denominada de DIFUSA. Na presença de partículas (aerosóis e gotículas) de raio r (<0,1µm), pequenas se comparadas ao comprimento da onda, a difusão é tanto maior quanto menor for o comprimento de onda da radiação. Na faixa visível do espectro, a radiação violeta é a que sofre maior espalhamento, seguindo-se do azul. Mas embora o espalhamento sofrido pela radiação violeta seja maior, o céu limpo apresenta uma coloração “azulada” ao invés do violeta, uma vez que a transmissividade da atmosfera para o azul é maior do que para o violeta, isto acrescido ao fato de o olho humano ser mais sensível à cor azul. Para partículas maiores (em relação ao comprimento da onda), o espalhamento ocorre para todos os comprimentos de onda dai por que o céu pode se tornar branco quando um número significativo de grandes partículas está presente.
  59. 59. 59 Quanto mais limpa estiver a atmosfera, menor será a proporção da radiação solar que sofrerá o processo de difusão. Isso significa que a maior proporção dos raios solares atingirá diretamente a superfície. Essa radiação DIRETA é que projeta a sombra dos objetos. Ela tem sempre uma direção bem definida (unidirecional) e determinada pelo ângulo zenital (Z) dos raios solares. Quanto maior for Z, maior será a espessura da camada atmosférica a ser atravessada pelos raios solares. É por isso que se consegue olhar o nascer/pôr-do-Sol sem proteção para os olhos. Absorção O processo de absorção ocorre quando a soma da energia espalhada e a energia transmitida são menores que a energia incidente. A energia absorvida causadora dessa diferença pode alterar a temperatura, a composição química e inúmeras outras propriedades da partícula. Enquanto o espalhamento atmosférico da radiação solar é uma função contínua do comprimento da onda, a absorção é em geral seletiva, sendo o vapor d’água, o ozônio e o gás carbono os principais agentes absorvedores. Além destes, outros elementos também atuam como N2O, CH4, O2, etc. Como se observa da Figura 21, a atmosfera é praticamente transparente (absorção nula) à radiação solar na faixa de 0,3 a 0,8 µm (visível). Entre 8 a 12 µm (infravermelho) a absorção também é nula (exceto na região próxima a 9,6 µm, em que o ozônio absorve intensamente). Esta região do espectro é conhecida como JANELA ATMOSFÉRICA, porque em condições de dia “limpo”, parte da radiação emitida pela Terra nesta faixa atravessa a atmosfera, perdendo-se no espaço.
  60. 60. 60 Figura 21. Espectros de absorção para o vapor d’água, gás carbônico, ozônio, O2, N2O, CH4 e para a atmosfera. Sendo a atmosfera praticamente transparente à radiação solar, e praticamente opaca à radiação terrestre (exceto na região da Janela Atmosférica), o efeito resultante é denominado de EFEITO ESTUFA, em que o comportamento da atmosfera se assemelha ao de um vidro cobrindo uma casa de vegetação, o qual permite a entrada de radiação solar mas impede a saída da radiação emitida pelas plantas. As nuvens por outro lado, exercem papel importantíssimo no balanço de radiação do Planeta. Elas refletem intensamente a radiação solar, e absorvem também intensamente a radiação emitida pela Terra. Desta forma, a presença de nuvens impedirá a ocorrência de um grande aquecimento diurno, assim como, a ocorrência de um grande resfriamento noturno. O ozônio também oferece particular interesse, uma vez que atua como absorvedor numa faixa de radiação de importância vital para os seres vivos. Essa radiação é altamente energética, com alto poder de penetração e causa distúrbios nas células vivas, principalmente em microorganismos. Não fosse a existência da camada de ozônio entre aproximadamente, 20 e 30 km de altura, a vida na Terra não seria possível. Em regiões altas, com atmosfera rarefeita, sua incidência é maior que em regiões situadas ao nível do mar. Levando em consideração os efeitos do espalhamento e da absorção pelos constituintes atmosféricos, a radiação solar chega à superfície na forma de dois fluxos: fluxo de radiação direta e fluxo de radiação difusa. 3.7 Irradiância terrestre global: direta e difusa Portanto, a radiação solar que atinge a superfície da Terra (irradiância global terrestre, Qg), tem uma parte devido a irradiância direta (Qd) e outra devido à irradiância difusa (Qc). A proporção de cada uma depende das condições atmosféricas.
  61. 61. 61 Por exemplo, num dia chuvoso, é comum a ocorrência de irradiância direta nula, sendo desta forma, toda a irradiância global terrestre composta pela irradiância difusa. Qg = Qd+Qc Como a condição do tempo (nebulosidade) varia muito ao longo de um dia, a irradiância global no solo resulta tanto a irradiância direta quanto a difusa, sendo desta forma, a melhor forma de quantificar a irradiância global diária por meio de aparelhos denominados de piranômetros, radiômetros e actinógrafos. Estes equipamentos utilizam diversos princípios físicos, desde geração de uma corrente elétrica até dilatação de metais. Um dos mais comuns entre os sensores é o piranômetro de fotodiodo de silício (Figura 21). Este sensor responde a absorção de energia, gerando uma corrente elétrica proporcional a irradiância global. Também utiliza uma constante de calibração para a conversão da corrente em irradiância. Neste instrumento, o fotodiodo é protegido por uma placa difusora que filtras as ondas longas e também as ondas curtas acima de 1,3 µm. O fator de calibração incorpora a energia solar de comprimento maior que 1,3 fazendo uma compensação. A vantagem deste sensor é que permite o acoplamento em sistemas de aquisição automático de dados (“datalogger”). Figura 21. Sensor de radiação global (piranômetro de fotodiodo de silício). A razão entre a irradiância solar global e a extraterrestre denomina-se Transmitância Global (Tg), ou seja, representa a proporção da radiação solar determinada no limite extremo da atmosfera que efetivamente atinge a superfície terrestre. Como ao longo do dia a espessura da atmosfera varia em função do ângulo zenital, Tg também varia. Como média geral, Tg = 0,50, ou seja, Qg = 0,50 Qo.
  62. 62. 62 3.8 Estimativa da irradiância global terrestre Na escassez de sensores para a medição da irradiância global, esta pode ser estimada com fórmulas empíricas com base em outros parâmetros meteorológicos, tais como duração do brilho solar, também conhecido como insolação. Para determinar o numero de horas de brilho solar ou insolação faz-se necessário utilizar um equipamento denominado de heliógrafo. Este equipamento (modelo Campbell Stokes, Figura 22) consiste de uma esfera de cristal, ajustada a um suporte no qual uma tira de papelão é fixada. A convergência dos raios solares sobre a tira, quando há irradiância direta, produz sua queima, permitindo o registro do período de insolação. As tiras registradoras variam de acordo com a época do ano. Para o período de inverno são utilizadas tiras curvas curtas, no verão são curvas longas e na primavera e outono as retas. Esse equipamento deve ser instalado em uma posição isenta de projeção de qualquer tipo de sombra ou obstrução aos raios solares. O equipamento necessita de dois ajustes: de meridiano, para que o eixo da esfera se alinhe no sentido Norte-Sul e de latitude local, para que o eixo da esfera fique paralelo ao eixo terrestre. Em dias com chuva ou orvalho intenso, as tiras ficam molhadas e demoram a registrar a incidência dos raios solares. Figura 22. Heliógrafo.
  63. 63. 63 Com os dados de insolação (n) a irradiância pode ser estimada com base na equação proposta por Angströn-Prescott, e que relaciona os quocientes Qg/Qo e n/N N n ba Qo Qg += em que: Qo – irradiância solar global extraterrestre no dia desejado, N – Fotoperíodo do dia, que representa o número máximo de horas com brilho solar, a e b – coeficientes da equação empírica, sendo específicos para o local, n – insolação. Quando não há coeficientes para o local, pode-se utilizar os seguintes valores: N n 52,0cos29,0 Qo Qg +φ= em que Φ é latitude, expressa em graus e décimos. Exemplo1: Estime a irradiância solar que chega a superfície em Bom Jesus, PI no dia 10 de maio, considerando que a insolação foi de 9horas. 10 de maio: NDA = (30,55*5-30+10)-2= 130,75 ≈ 130 ( ) ⎥⎦ ⎤ ⎢⎣ ⎡ +=δ 365 360 130284sen45,23 = 23,45 sen(408,32) = 17,51° hn = arc.cos (-tg φ tg δ) hn = arc cos (-tg-9tg17,51) hn = arc cos (0,049) hn = 87,13° ou 1,69rad N = 0,133 hn = 11,6h (D/d)2 = 1+0,033 cos (NDA*360/365) (D/d)2 = 1 -0,0204 (D/d)2 = 0,989
  64. 64. 64 )senhcoscossensenh( 2 )d/D(6,37Qo δφ+δφ= Qo = 37,6 0,989 (1,69 sen-9sen17,51+cos-9cos17,51sen87,13) Qo = 37,18 (-0,079+0,940) Qo = 32,03 MJ m-2 dia-1 N n 52,0cos29,0 Qo Qg +φ= Qg =Qo[ 0,29 cos-9+0,52(9/11,6)] Qg = 32,03 [0,286+0,403)] Qg = 22 MJm-2 dia-1
  65. 65. 65 METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA AGRÍCOLA 2ªLista de exercícios 1) Defina Constante Solar. 2) A atmosfera é relativamente transparente à radiação solar. Discuta esta afirmação 3) Demonstrar que 1 cal cm-2 min-1 é aproximadamente 697 W m-2 . 4)Por que a quantidade de energia solar recebida na superfície da Terra varia quando varia o ângulo zenital do Sol? 5) Determinar o comprimento de onda para o qual a emitância espectral de um corpo negro é máxima à temperatura de: a) 500K b)5770K 6) Como nossas estações seriam afetadas se o eixo da Terra não estivesse inclinado de 23,5° em relação à perpendicular ao plano da eclíptica, mas fosse perpendicular a este plano? 7) Determinar a temperatura em que a emitância é máxima para o comprimento de onda de 550 nm, para qual a vista humana é mais visível? 8) Com a ajuda de um termômetro de infravermelho, você verifica que determinada planta de soja está emitindo um fluxo de radiação de 430 Wm-2 . Determine a sua temperatura, em °C. 9) Em noite de intensa radiação de onda longa a superfície do solo encontra-se em um dado instante a 1°C. Considerando que a radiação “efetiva” emitida pela superfície do solo é

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