Meteorologia Agrícola Básica

Meteorologia Agrícola
Básica
1ª. Edição
Guilherme Augusto Biscaro
UNIGRAF
Gráfica e Editora União Ltda.
2007
2
Capa e Editoração:
Guilherme Augusto Biscaro / UNIGRAF
Revisão Lingüística:
Luiz Sander de Freitas - luizsander@yahoo.com.br
Revisão Técnica:
Prof. Dr.Wilson Itamar Maruyama - wilsonmaruyama@yahoo.com.br
Impressão e Acabamento:
UNIGRAF - Gráfica e Editora União Ltda.
Rua Sebastião Leal, 811 - Centro.
CEP 79540-000 - Cassilândia - Mato Grosso do Sul
Fone/fax: (0xx67) 3596-1981 E-mail: uni_graf@terra.com.br
(*) Ilustrações e fotografias realizadas por Guilherme Augusto Biscaro
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Prof. Dr. Guilherme Augusto Biscaro
gbiscaro@hotmail.com
Engenheiro Agrícola (1995) formado na Universidade Federal de
Lavras, UFLA, em Lavras/MG.
Mestre (1999) e Doutor (2003) em Agronomia, Área de
Concentração em Irrigação e Drenagem pela Faculdade de
Ciências Agronômicas da Universidade Estadual Paulista, UNESP,
campus de Botucatu/SP.
Professor Adjunto (2004) de Hidráulica, Irrigação e Drenagem e
Agrometeorologia do curso de Agronomia da Universidade Estadual
de Mato Grosso do Sul, UEMS, Unidade Universitária de
Cassilândia, UUC.
Foi coordenador do curso de graduação em Agronomia da UEMS,
Unidade Universitária de Cassilândia, em 2006.
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Dedico
A minha filha Mariana, minha esposa Adriana e aos meus pais.
Agradecimentos
A Deus e a Nossa Senhora.
A minha família.
Aos amigos docentes e discentes do curso de Agronomia da Unidade
Universitária de Cassilândia.
A Pró-Reitoria de Extensão, Cultura e Assuntos Comunitários (PROEC) da
Universidade Estadual de Mato Grosso do Sul.
A Squitter do Brasil.
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Índice
Página
1. Tempo e Clima.....................................................................................................07
2. Terra, Sol e Atmosfera.........................................................................................08
3. Latitude, Longitude e Altitude..............................................................................14
4. Radiação Solar.....................................................................................................18
5. Temperatura do Ar e do Solo...............................................................................25
6. Umidade do Ar.....................................................................................................32
7. Ventos...................................................................................................................36
8. Condensação da Água no Ar...............................................................................39
9. Geadas.................................................................................................................42
10. Precipitação.......................................................................................................46
11. Massas de Ar......................................................................................................49
12. Evaporação........................................................................................................53
13. Evapotranspiração.............................................................................................56
14. Balanço Hídrico.................................................................................................61
15. Classificação Climática de Köppen...................................................................67
16. Estações Meteorológicas e PCD’s.....................................................................75
17. Manejo de Sistemas de Irrigação......................................................................80
Referências Bibliográficas.......................................................................................82
Tabelas.....................................................................................................................83
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1. Tempo e Clima
A ciência que estuda os fenômenos atmosféricos é chamada de
meteorologia. Trata-se de uma prática muito antiga que obteve um grande avanço
tecnológico nas últimas décadas com o desenvolvimento de radares mais precisos,
computadores e softwares mais sofisticados e potentes, satélites, etc. Processos
como temperatura, umidade, precipitação, índice de radiação e outros são
analisados e estudados.
O estudo do clima de um local ou região é feito com base na análise
estatística dos dados observados pela meteorologia, sendo contabilizados entre
outras coisas as médias, as correlações, freqüências, distribuições.
Por exemplo: qual é a temperatura média, máxima e mínima no Município
de Cassilândia, Mato Grosso do Sul, no mês de novembro? Quanto chove em
média anualmente nessa região? Existem períodos secos e úmidos definidos?
Estas perguntas só podem ser respondidas com mais precisão se forem
baseadas numa série de observações no decorrer de vários anos, sendo necessários
pelo menos trinta anos para se obter informações bastante confiáveis. Isto se deve
as pequenas variações que irão ocorrer de um ano para o outro, que são normais e
devem ser levadas em consideração no estudo do clima de uma localidade.
É necessário diferenciar os conceitos de TEMPO e CLIMA, para se evitar
confusões bastante comuns quando se falam sobre eles:
•
TEMPO→ é como se apresenta a atmosfera em um determinado instante e
local. Por exemplo: hoje, no Município de Cassilândia, o dia está chuvoso e
frio.
•
CLIMA→ é o comportamento observado na atmosfera no decorrer de vários
anos. Por exemplo: o clima no Município de Cassilândia é considerado
segundo Köppen como seco de inverno (Cw), com a precipitação máxima do
verão maior ou igual a dez vezes a precipitação do mês mais seco.
.
7
2. Terra, Sol e Atmosfera
O planeta Terra apresenta a forma esférica, cujo raio aproximado é de mais
de 6300 quilômetros (Figura 1). A sua superfície é formada pela litosfera, que é
uma camada superficial composta por rochas, sendo também chamada de crosta
terrestre. Sobre a maior parte da litosfera se encontra a hidrosfera, que é uma
camada de água do tipo continental (rios, lagos, etc.) ou oceânica (oceanos e
mares).
Figura 1. O planeta Terra. (Fonte: www.turbosquid.com)
Existe também uma camada gasosa não visível que envolve o globo
terrestre, e é chamada de atmosfera terrestre.
ATMOSFERA TERRESTRE
A atmosfera do planeta Terra, que é presa ao mesmo pela gravidade,
apresenta duas camadas principais: a troposfera e a estratosfera. A troposfera é a
camada que vai da superfície terrestre até uma altura aproximada de 10
quilômetros, sendo composta por dois conjuntos de gases: os componentes fixos da
troposfera e os componentes variáveis da troposfera.
• Componentes fixos: é um conjunto de gases, com predominância do
nitrogênio (78%) e do oxigênio (21%). Os demais gases nobres (hélio,
neônio, argônio, xenônio e criptônio, etc.) somados constituem apenas 1%
do total.
8
•
Componentes variáveis: é composto por CO2, vapor d’água e ozônio.
O responsável pela retenção do calor (radiação) que o planeta emite durante a
noite é o vapor d’água. Em noites claras e sem nuvens, ou seja com pouco vapor
d’água, o calor emitido pela Terra acaba se perdendo no espaço (Figura 2). Isto
gera um resfriamento da mesma deixando a noite fria. É nessa condição também
que podem ocorrer as geadas.
Figura 2. Radiação do dia e da noite. (*)
É na troposfera que ocorrem os fenômenos meteorológicos como: formação
de nuvens, chuvas, furacões, etc.. A temperatura nessa camada sofre variação a
medida que ocorre o aumento de altitude. Em média, para cada 100 metros de
altitude (com o ar estacionário) ocorre um decréscimo de 0,6 °C na temperatura.
Isto é: quanto maior for a altitude, menor é a temperatura.
O CO2 presente na troposfera apresenta a capacidade de absorver raios
infravermelhos, retendo com isso o calor, se tornando um termoregulador. Isto
pode ser observado no efeito estufa que ocorre em grandes capitais, aonde a
emissão de monóxido de carbono é bastante elevada.
Após o limite superior da troposfera, ocorre uma camada intermediária de
aproximadamente três quilômetros de espessura, aonde não ocorre variação de
temperatura e que é chamada de tropopausa. Sua distância em relação a superfície
varia de acordo as condições climáticas da troposfera, podendo vir a subir se
houver muitas correntes de convecção.
9
Acima da tropopausa se encontra a estratosfera, que é uma camada que vai
atingir uma altura estimada de cinquenta quilômetros. Nesta camada ocorre o
inverso da troposfera em relação a variação de temperatura: quanto maior for a
altitude maior será a temperatura. Isto se deve a reação que ocorre entre a radiação
ultravioleta emitida pelo Sol e que é absorvida pelo gás ozônio.
Acima da estratosfera se encontram outras camadas como a mesosfera e a
termosfera.
A RELAÇÃO ENTRE O PLANETA TERRA E O SOL
A Terra e os demais planetas do sistema solar giram em torno Sol. Este
movimento contínuo denomina-se translação, e apresenta a forma de uma elipse
(Figura 3). A Terra gasta 365 dias, seis horas e nove minutos para percorrer todo
esse percurso. Ele também é o responsável pelas quatro estações (primavera, verão,
outono e inverno).
Figura 3. Movimento de translação da Terra. (*)
Além da translação, a Terra apresenta um movimento em torno do seu
próprio eixo, chamado de rotação, cuja duração é de aproximadamente 24 horas.
Este movimento é o responsável pela ocorrência dos dias e das noites e sempre
ocorre na mesma direção, de oeste para leste.
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DECLINAÇÃO SOLAR
Chamamos de declinação solar (δ) o ângulo formado entre a linha
imaginária que une o centro do planeta Terra (na linha do Equador) ao centro do
Sol. Ela varia de 23° 27’ a -23° 27’. Quando a declinação atinge os valores
máximos, recebe de solstício.
Figura 4. Solstício de inverno no hemisfério sul e de verão no hemisfério norte (δ=
23° 27’), ocorrendo em 22 de junho (*)
Figura 5. Solstício de inverno no hemisfério norte e de verão no hemisfério sul (δ=
-23° 27’), ocorrendo em 22 de dezembro. (*)
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Quando não há declinação (δ=0°), ou seja, o Sol se encontra exatamente
sobre a linha do Equador, damos o nome de Equinócio.
Figura 6. Equinócio de primavera no hemisfério norte e de outono no hemisfério
sul (δ=0°), ocorrendo em 22 de março e equinócio de primavera no
hemisfério sul e de outono no hemisfério norte (δ=0°), ocorrendo em 22
de setembro. (*)
É possível se calcular a declinação solar em graus, para uma determinada
data, utilizando-se a seguinte equação:
δ = 23,45 x seno [(360/365) x (dia juliano – 80)]
O dia juliano corresponde ao número de dias transcorridos desde o dia
primeiro de janeiro do ano que se deseja determinar a declinação solar.
DIA E NOITE
Quando os raios solares atingem a superfície da Terra, a mesma se divide
em dois hemisférios, sendo um iluminado e outro não.
12
Figura 7. Dia e noite. (*)
Como já foi explicado anteriormente, a terra possui um movimento de
rotação em torno do seu próprio eixo, sempre com a mesma velocidade, e que
demora cerca de 24 horas para dar uma volta completa. Podemos perceber este
movimento quando olhamos para o céu e vemos o Sol nascer de um lado, subir ao
alto do céu e se pôr do lado oposto. É esse movimento, aliado a divisão em um
hemisfério iluminado e outro não iluminado, que determina os dias e as noites.
Teoricamente, a metade do tempo gasto pela Terra em sua rotação (12
horas) corresponde ao período de luz e a outra corresponde ao período escuro.
Porém, de acordo com a época do ano, ocorrem variações. Os dias tornam-se mais
longos no verão, podendo chegar a mais de 13 horas (dependendo da localidade), e
as noites mais longas no inverno (devido à declinação solar), com menos de 11
horas de luz.
O equilíbrio (dias e noites com mesma duração) ocorre nos equinócios de
primavera e outono.
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3. Altitude, Latitude e Longitude
Para poder se localizar com precisão um determinado local sobre a
superfície do planeta é necessário à definição de três coordenadas: altitude,
latitude, longitude. Suas unidades de medida são: o grau, o minuto e o segundo.
Para ser possível esta localização, a Terra foi toda dividida em linhas imaginárias
nos mapas (Figura 8), sendo elas os paralelos (linhas imaginárias paralelas à linha
do Equador) e os meridianos (linhas imaginárias paralelas ao meridiano de
Greenwich).
Figura 8. Paralelos e meridianos da Terra. (*)
Podemos afirmar então que os paralelos são as linhas imaginárias que
determinam à latitude e os meridianos são as linhas imaginárias que determinam à
longitude.
ALTITUDE
A altitude é distância vertical do local exato o qual se deseja localizar em
relação ao nível médio da superfície do mar (Figura 9).
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Figura 9. Altitude de uma localidade. (*)
LATITUDE
O Planeta Terra é dividido em duas metades (também chamadas de
hemisférios) pela linha do Equador: o Hemisfério Setentrional (Norte) e o
Hemisfério Meridional (Sul). A latitude é à distância em graus de um lugar
qualquer da superfície terrestre até a linha do equador, com base nos paralelos. A
distância varia de 0° a 90° na linha do equador (referência) para o norte (designada
como positiva) ou o sul (designada com negativa).
Figura 10. Latitude de um ponto. (*)
Podemos dizer que dois locais possuem a mesma latitude quando ambos
se encontrarem no mesmo paralelo.
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LONGITUDE
Além da divisão da Terra pela linha do Equador (hemisférios norte e sul), a
mesma também pode ser dividida pelo Meridiano de Greenwich (leva esse nome
por passar exatamente sobre um observatório astronômico na Inglaterra, mais
precisamente na cidade de Greenwich) em dois hemisférios: Hemisfério Ocidental
(oeste) e Hemisfério Oriental (leste).
São utilizados planos imaginários denominados de meridianos, para se
localizar um ponto. O ângulo formado entre o meridiano do local com o Meridiano
de Greenwich é denominado de longitude. A longitude pode variar de 0°
(exatamente no Meridiano de Greenwich) até 180° para leste (E) ou oeste (W).
Figura 11. Longitude de um ponto. (*)
Figura 12. Latitude e longitude de um ponto. (*)
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Figura 13. Paralelos e meridianos que delimitam o Brasil.
(Fonte: www.citybrazil.com.br/mapas.htm).
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4. Radiação Solar
O Sol emite radiação na forma de ondas eletromagnéticas, que viajam a
velocidade da luz no espaço e são recebidas por vários planetas, em especial a
Terra. Este tipo de onda eletromagnética é composto predominantemente por ondas
curtas. São elas que promovem o calor e a iluminação do planeta.
Nas 24 horas de um dia, a radiação solar irá atingir a superfície de uma
localidade qualquer com diferentes intensidades, dependendo do horário, sendo a
máxima radiação recebida por volta de meio dia (Figura 14).
Figura 14. Variação da radiação (W/m²) medida no dia 27/09/2006, no Município
de Cassilândia-MS. (*)
A figura acima apresenta o curso diário de radiação solar que incide sobre
uma superfície, medida por uma estação meteorológica automatizada, no dia 27 de
setembro de 2006. Esta radiação é que foi absorvida durante o tempo em que o Sol
se encontrava sobre o horizonte (do nascer ao pôr-do-sol), e variou de acordo com
a altura do mesmo.
Podem-se observar nesta figura alguns pontos (indicados pela seta) fora da
curva formada pela absorção de radiação solar. Isto pode ser explicado pelo fato de
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que, em alguns momentos o céu estava com nuvens, fazendo com que a radiação se
tornasse difusa e interferisse na leitura do sensor.
A Terra também emite a sua própria radiação, na qual predomina as ondas
longas. Na verdade, qualquer corpo que possua temperatura diferente de 0° K, tem
a capacidade de emitir radiação também.
Existe um tipo de corpo que recebe e absorve toda a radiação
eletromagnética que incide sobre ele, independente do tipo de comprimento de
onda: o corpo negro. A emissão de radiação de um corpo negro compreende-se
dentro de uma faixa de comprimento de onda. A quantidade total de energia irá
depender da temperatura do corpo, sendo regida pela lei de Stefan-Boltzmann.
E = Ε m . σ . T4
Onde,
E = Energia total emitida (cal/cm2 . min);
σ = constante de Stefan-Boltzmann (0,827 . 10-10 cal/cm2 . min);
T = temperatura absoluta (ºK).
Em = emissividade do corpo.
Podemos chamar de constante solar (Io) a taxa de recebimento dos raios do
sol no alto da atmosfera da Terra, em um ponto aonde os mesmos incidam sobre
ela perpendicularmente. Em média apresentam um valor aproximado de duas
calorias por centímetro quadrado por minuto (cal/cm2 . min).
FLUXO DE RADIAÇÃO QUE ATINGE UM CORPO
Ao atingir um corpo qualquer, o fluxo de radiação (Ii = radiação incidente)
sofrerá as seguintes ocorrências:
• Reflexão: Parte da radiação será refletida.
• Absorção: Parte da radiação será absorvida, sendo retida pelo corpo,
podendo ocasionar um aumento de temperatura (aquecimento).
• Transmissão: Parte da radiação vai atravessar o corpo, ser levemente
alterada, porém seguirá a diante a sua trajetória.
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Figura 15. Reflexão, absorção e transmissão em um corpo. (*)
O total da radiação que incidirá por um corpo qualquer (Ii) será a soma da
radiação refletida (Ir) com a radiação absorvida (Ia) e com a radiação transmitida
(It).
• A propriedade de um corpo de refletir a radiação é chamada de
refletividade, e é dada pela razão entre Ir e Ii (R = Ir / Ii). Observação:
albedo é o nome dado à capacidade de um corpo de refletir ondas curtas.
• A propriedade de um corpo de absorver a radiação é chamada de
absorvidade, e é dada pela razão entre Ia e Ii (A = Ia / Ii).
• A propriedade de um corpo de transmitir a radiação é chamada de
transmissividade, e é dada pela razão entre It e Ii (T = It / Ii).
FLUXO DE RADIAÇÃO QUE ATINGE A ATMOSFERA
Quando a radiação solar atinge o topo da atmosfera da Terra, ela é
atenuada devido aos seguintes fatores:
• As partículas presentes na atmosfera (impurezas, cristais, etc.) que causam
o seu espalhamento;
• A alguns constituintes da atmosfera (oxigênio, CO2, vapor, etc.) a
absorvem;
• As nuvens que absorvem no máximo 7% do total, e refletem até 90%,
dependendo de suas dimensões.
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BALANÇO DE RADIAÇÃO NA SUPERFÍCIE TERRESTRE
Chamamos de balanço de radiação (ou radiação líquida → RL) a
contabilidade dos e ganhos e perdas no fluxo de radiação que incide sobre uma
superfície terrestre. Este fluxo corresponde à quantidade total de radiação que
chega e recebe o nome de Radiação Global.
A radiação líquida é a soma do balanço de ondas curtas (Boc) que é emitido
pelo Sol e sofre ou não modificações, com o balanço de ondas longas (Bol) que é
emitida pela Terra.
RL = Boc + Bol
Onde,
RL = Radiação líquida;
Boc = Balanço de ondas curtas;
Bol = Balanço de ondas longas.
Figura 16. Balanço de radiação. (*)
•
A radiação global (Qg) é soma dos fluxos de radiação direta (Qd) e fluxo de
radiação difusa (Qc) que atingem a superfície terrestre simultaneamente;
Qg = Qc + Qd
21
•
A radiação líquida (RL) é a soma do balanço de ondas curtas (Boc) e o balanço
de ondas longas (Bol);
RL = Boc + Bol
•
A radiação solar absorvida (Qoc), também denominado balanço de ondas
curtas, é a diferença da radiação recebida (Qg) e a refletida (Qr).
Qoc = Qg – Qr
•
Assim como o Sol, a Terra também emite ondas eletromagnéticas, só que do
tipo ondas longas. Existe também uma outra radiação de ondas longas,
originada na atmosfera e chamada de contra-radiação que possui mesma
direção, só que sentido oposto ao da radiação terrestre, e que é absorvida
totalmente pela Terra. O balanço de radiação de ondas longas (Qol) é a
diferença entre a contra-radiação (Qcr) e a radiação emitida pela Terra (Qs).
Qol = Qcr – Qs
•
Balanço de radiação (Q) é a soma dos balanços de radiação de ondas curtas
(Qoc) e do balanço de radiação de ondas longas (Qol).
Q = Qoc + Qol
MECANISMOS DE MEDIÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR
Existem alguns tipos de aparelhos de medição da radiação solar que são
bastante usados no Brasil: o piranômetro (utilizado em estações meteorológicas
automatizadas) (Figura 17), o heliógrafo (Figura 18), e o actinógrafo.
Figura 17. Piranômetro. (*)
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Figura 18. Heliógrafo. (*)
O mais comum é o heliógrafo, que mede o numero de horas de brilho de Sol
sem nuvens no dia, por meio de uma lente que queima uma fita de papel. O
actinógrafo é um aparelho que possui placas metálicas diferentes que se dilatam
entre si e medem a radiação global.
CÁLCULO DO BALANÇO DE RADIAÇÃO
O balanço de radiação (Q) pode ser determinado pela seguinte equação:
Q = Qoc + Qol
Onde,
Qoc = balanço de radiação de ondas curtas (cal/cm2.dia);
Qol = balanço de radiação de ondas longas (cal/cm2.dia).
O balanço de radiação de ondas longas (Qol), também chamado de emissão
efetiva da Terra é determinado pela seguinte equação:
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Qol = Qs . ( 0,09 . √(e ) - 0,56 ) . ( 0,1 + 0,9 . n / N )
Onde,
e = Tensão média diária de vapor d’água (vapor de água na atmosfera) (mmHg);
n = insolação diária (horas);
N = Número diário possível de horas de sol (Tabela 1);
Qs = emissão diária de radiação de um corpo negro em função da temperatura do ar
(Tabela 2).
O balanço de radiação de ondas curtas (Qoc), também chamado de
radiação solar absorvida, é determinado pela seguinte equação:
Qoc = ( 1 – r ) . Qg
Onde,
Qg = radiação solar global (cal/cm2.dia);
r = valor tabelado que corresponde ao poder refletor da superfície (Tabela 3).
A determinação aproximada da radiação solar global (Qg) pode ser
realizada através de equações que utilizam a insolação diária. Uma destas equações
é a proposta por ANGSTRON:
Qg = Qo [(0,29 . cos ∅) + 0,52 . n / N ]
Onde,
Qo = radiação solar em uma superfície horizontal no topo da atmosfera (Tabela 4);
∅ = latitude do local no qual se está determinando Qg.
Pode-se determinar também a radiação solar refletida (Qr), que é apenas
uma parte de Qg, utiliza-se a seguinte equação:
Qr = r . Qg
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5. Temperatura do Ar e do Solo
É sobre a superfície do solo (vegetada ou não) que recai a grande totalidade
da radiação atmosférica. Esta radiação varia sua intensidade durante as 24 horas do
dia e durante os 365 dias do ano, gerando as variações diárias e anuais de
temperatura do ar e do solo.
No decorrer de um dia, as temperaturas do ar e solo irão variar de acordo
com a posição do Sol acima do horizonte, e no decorrer de um ano (aonde ocorre a
mudança das estações), as temperaturas irão depender da declinação solar e das
coordenadas geográficas do local. Esta variação nos valores de temperatura é
chamada de balanço de radiação.
No balanço de radiação durante o dia, as temperaturas do ar e do solo
aumentam também de acordo com a posição do Sol, atingindo um valor máximo
(coincidente com a altura máxima do Sol). Após este ponto ocorre o declínio das
temperaturas. Tal fenômeno irá se estender após o pôr-do-sol e continuar durante
toda a noite e madrugada (Figura 19). As temperaturas só voltarão a aumentar com
um novo nascer do Sol.
Você saberia afirmar com precisão qual é a menor temperatura do ar no
dia? A resposta é que a mesma ocorre alguns segundos antes do Sol nascer e a
superfície do solo voltar a receber radiação.
Figura 19. Variação das temperaturas do ar e do solo, e a radiação incidida nas 24
horas de um dia. (*)
25
Juntamente com a radiação que recebe e absorve do Sol, a Terra também
emite radiação (radiação efetiva terrestre) e que também é crescente com o nascer
do Sol, atinge um valor máximo e decresce com passar do dia, porém ao contrário
da radiação solar, se mantém durante a noite e a madrugada. Assim, podemos
dividir o balanço de radiação em balanço de radiação positivo (durante o dia) e
balanço de radiação negativo (durante a noite).
No balanço positivo de radiação (+) a energia excedente é utilizada para o
aquecimento do solo (que diminui com o aumento da profundidade). O solo
promove o aquecimento do ar (que diminui com a altitude). No balanço negativo
de radiação (-) o calor existente no solo é utilizado para aquecer a atmosfera
(gerando o resfriamento do solo) e o calor existente no ar é utilizado para suprir a
perda de calor do solo (gerando o resfriamento do ar) (Figura 20).
Figura 20. Balanço positivo e negativo de radiação. (*)
Tanto no balanço positivo quanto no balanço negativo de radiação uma
parte do calor disponível é sempre direcionada para realizar a evaporação.
TRANSPORTE DE CALOR NO SOLO E NO AR PRÓXIMO AO SOLO
O aquecimento do solo e do ar próximo ao solo, é regido pelo balanço de
radiação na superfície.
No solo, o calor é transportado e armazenado para camadas inferiores pelo
processo físico da condução de calor. A temperatura armazenada irá diminuir com
26
a profundidade e irá depender de certas características do solo como estrutura,
composição, teor de umidade, densidade aparente, condutibilidade térmica, etc.
No ar que se encontra próximo ao solo, os processos responsáveis pelas
trocas de calor são a condução e a convecção de calor. Este último é o principal
responsável pelo aquecimento do ar próximo ao solo (Figura 21).
Figura 21. Movimento convectivo responsável pelo aquecimento da atmosfera. (*)
A convecção de calor vai aumentando no decorrer do dia, alcançando um
valor máximo de temperatura na superfície por volta de 12:00 horas e no ar por
volta de 15:00 horas. A partir deste ponto este movimento se inverte e o ar passa a
perder calor.
MEDIÇÃO DA TEMPERATURA DO SOLO E DO AR
Para medir a temperatura do solo utilizam-se os geotermômetros (aparelhos
que apenas medem) (Figuras 22 e 23) e os geotermógrafos (aparelhos que medem e
também registram por meio de um tambor de relojoaria), que são termômetros
especiais que são instalados a profundidades definidas, variando de 2 a 100
centímetros.
A temperatura do ar é medida em abrigos meteorológicos (Figura 24), por
meio de termômetros (Figura 25) e termógrafos de mercúrio. Os abrigos
meteorológicos são “pequenas casinhas”, instaladas a 120 centímetros de altura,
pintadas de branco e com ventilação natural. Geralmente dentro destes abrigos
também são instalados medidores de umidade do ar. Apesar da máxima radiação
que atinge a superfície ocorra por volta de 12:00 horas, a temperatura máxima do
ar só ocorre em torno de duas a três horas depois.
27
Figura 22. Bateria de geotermômetros instalados a profundidades diferentes. (*)
Figura 23. Desenho de um geotermômetro visto de perfil. (*)
28
Figura 24. Abrigo meteorológico. (*)
Figura 25. Termômetros. (*)
AMPLITUDE TÉRMICA
Denomina-se amplitude térmica a diferença entre a temperatura máxima e a
mínima no decorrer das 24 horas de um dia (amplitude térmica diária) e entre a
temperatura do mês mais frio e a do mês mais quente (amplitude térmica anual). A
temperatura do ar também varia de acordo com a altura em relação à superfície do
solo (gradiente vertical de temperatura), diminuindo em média cerca de 0,6 °C a
cada 100 metros de altura, em condições de ar parado, sem vento.
29
A TEMPERATURA DO AR E O CONCEITO DE GRAUS-DIA
Para que uma cultura possa se desenvolver plenamente é necessário que
ocorra uma temperatura mínima apropriada para cada fase do seu ciclo fisiológico,
sendo denominada temperatura base. Várias culturas já tiveram suas temperaturas
base determinadas, possibilitando assim a utilização do conceito de graus-dia.
Este conceito é bastante interessante para se determinar datas prováveis de colheita
ou se estabelecer o melhor dia para o plantio de uma cultura, visando a sua colheita
em uma data pré-definida.
Graus-dia é a diferença entre a temperatura média do dia e a temperatura
base (considerando existir uma única temperatura base). O somatório dos graus dia
ao longo de todo o ciclo de uma cultura é denominado de constante térmica.
Cada cultura teoricamente possui três faixas de temperatura em que as
mesmas devem se desenvolver: a temperatura mínima (abaixo da qual a cultura não
se desenvolve), a temperatura ótima de desenvolvimento (ideal) e a temperatura
máxima (acima da qual o desenvolvimento será prejudicado ou impossibilitado).
Vamos resolver um exemplo em passos: uma cultura que possui exigência
de 740,0 graus dia (gd) e uma temperatura base de 6,0 °C, vai ser semeada no dia
15 de agosto. Qual será a data provável da colheita?
É necessário conhecer primeiramente as temperaturas médias mensais, a
partir do mês em questão:
Mês
Ago. Set. Out. Nov.
o
Temperatura média mensal ( C) 13,0 14,5 16,7 18,8
(1° passo) Para cada mês, subtrair o valor da temperatura média da temperatura
base.
Ago = 13,0 – 6,0 = 7,0 °C
Set = 14,5 – 6,0 = 8,5 °C
Out = 16,7 – 6,0 = 10,7 °C
Nov = 18,8 – 6,0 = 12,8 °C
(2° passo) Multiplicar o número de dias do mês pelo valor encontrado na subtração
acima, para determinar a quantidade de graus-dia (gd) no mês. Observação: como a
semeadura será realizada no dia 15 de agosto, e o mesmo possui 31 dias, restam
apenas 16 dias após a semeadura.
Ago = 16 dias x 7,0 °C = 112,0 gd
Set = 30 dias x 8,5 °C = 255,0 gd
Out = 31 dias x 10,7 °C = 331,7 gd
Nov = 30 dias x 12,8 °C = 384,0 gd
30
(3° passo) Somam-se os valores de graus dia, a partir da semeadura, sendo que o
valor não pode ultrapassar a exigência de graus dia da cultura.
112,0 gd (Ago) + 255,0 gd (Set) + 331,7 gd (Out) + 384 gd (Nov)= 1082,7 gd
1082,7 gd > 740,0 gd (não atende)
112,0 gd (Ago)+255,0 gd (Set)+331,7 gd (Out) = 698,7 gd
698,7 gd < 740,0 gd (OK!)
Se fosse somado o mês de novembro inteiro, o valor ultrapassaria os 740
gd. Porém, o valor obtido até agora não atende a necessidade de graus-dia da
cultura. Isto quer dizer que a colheita será realizada em algum dia de novembro.
(4° passo) Para saber a data da colheita, deve-se primeiro subtrair o valor requerido
de gd (740,0) do valor obtido no somatório (698,7).
740,0 gd – 698,7 gd = 41,3 gd
Ou seja, ainda faltam mais 41,3 gd no mês de novembro para a cultura
estar pronta para a colheita. Divide-se então o número de graus dias restantes pelo
valor da subtração do 1° passo para o mês de novembro.
41,3 gd = 3 dias
12,8
São necessários mais três dias de novembro para se completar o número de
graus dia requeridos pela cultura. Temos então a data de 04 de novembro como a
mais provável para a colheita.
PROBLEMAS NO CONCEITO DE GRAUS-DIA
•
•
•
Apesar de sua praticidade, este conceito apresenta alguns problemas:
Utiliza somente uma única temperatura base em todo ciclo da cultura (a
temperatura base varia de acordo com o estágio de desenvolvimento);
Não considera o número de horas de insolação no dia e que o crescimento
planta varia de acordo com a faixa de temperatura no qual a mesma está
exposta.
Não leva em conta a disponibilidade de nutrientes no solo, o espaçamento
entre plantas, a textura do solo, sua temperatura e a disponibilidade de água
durante todo o ciclo da cultura.
31
6. Umidade do Ar
A água de qualquer origem quando se transforma em vapor, seja por
evaporação, transpiração, etc., se espalha pela atmosfera gerando o que chamamos
de umidade do ar. Dependendo da quantidade de vapor d’água existente na
atmosfera, essa água irá se condensar, vindo a formar as nuvens (Figura 26).
Figura 26. Condensação do vapor d’água (nuvens). (*)
Para que ocorra a evaporação de uma quantidade qualquer de água é
necessária uma fonte externa de calor (radiação). Durante o dia é que ocorre a
maior disponibilidade de radiação e consequentemente a maior quantidade de água
evaporada. À noite, porém, também ocorre a evaporação, como já foi explicado no
capítulo anterior.
A atmosfera por sua vez só consegue reter água (vapor) até um
determinado limite, que irá variar de acordo com a temperatura e a pressão. É nesse
momento que podemos afirmar que o ar está saturado. Quanto mais quente estiver
o ar, maior será sua capacidade de reter vapor d’água.
Em geral, a quantidade de vapor d’água existente na atmosfera é menor do
que a quantidade necessária para se afirmar que o ar está saturado. Conhecendo-se
a umidade do ar em um determinado momento (medida através de higrômetros, por
exemplo) e a umidade de saturação, pode-se traçar uma relação percentual e se
determinar a umidade relativa do ar.
32
DETERMINAÇÃO DA UMIDADE DO AR
A determinação da umidade relativa do ar é realizada por meio de
aparelhos específicos que apenas a medem, como os higrômetros e os psicrômetros
(Figura 27), ou aparelhos que medem e registram como os higrógrafos (Figura 28).
Figura 27. Psicrômetro. (*)
Figura 28. Higrógrafo. (*)
33
Existem também aparelhos que medem e registram conjuntamente a
umidade e a temperatura do ar que são chamados de termohigrógafos.
Os higrômetros e os higrógrafos se utilizam de materiais que possuam a
capacidade de absorver a umidade presente no ar. Feito isso, o comprimento destes
materiais é alterado e o valor fica indicado em uma escala. Uma mecha de cabelo
humano é normalmente utilizada nesse tipo de aparelho. É possível também se
encontrar higrômetro que usam sais de lítio, que tem sua condutividade alterada de
acordo com a quantidade de água presente na atmosfera. Um amperímetro indica
os valores em uma escala.
O psicrômetro é um aparelho composto por dois termômetros e mede a
umidade relativa do ar através da velocidade de evaporação da água. Ambos os
termômetros são expostos ao ar, dentro de um abrigo meteorológico. Em um deles
o bulbo fica envolvido em uma gaze úmida, que com evaporação da água, tem um
resfriamento maior do que o outro. Quanto menor for a umidade existente no ar,
maior será o resfriamento da gaze. Determina-se em uma tabela o valor da umidade
relativa, utilizando-se o resultado da diferença de leitura entre os dois termômetros.
Um abrigo meteorológico pode conter, entre outros aparelhos, o
psicrômetro e o higrógrafo (Figura 29).
Figura 29. Aparelhos dentro do abrigo meteorológico. (*)
34
VARIAÇÃO DA UMIDADE DO AR
Durante o dia a umidade relativa do ar é menor que a registrada durante a
noite, apesar de que, quanto maior a temperatura, maior é a capacidade do ar de
reter vapor d’água. Isto é devido ao espalhamento do vapor na atmosfera ser maior
com o calor.
A diminuição da umidade relativa do ar, a partir do nascer do sol e se
estendendo durante o decorrer do dia, é diretamente proporcional ao aumento da
temperatura. Como esta última sofre um decréscimo a partir das 15 horas, a
umidade relativa começa a aumentar a partir desta mesma hora.
Durante a noite, com o resfriamento, a umidade vai aumentando até atingir
um valor máximo, em torno de 99%. Por isso, logo de manhã, podemos presenciar
algumas vezes a formação do nevoeiro ou do orvalho. A umidade do ar começa a
decrescer com surgimento do Sol e com o aumento de temperatura (Figura 30).
Figura 30. Variação da temperatura e da umidade do ar medidas no dia 04/04/2006
no Município de Cassilândia-MS. (*)
Os períodos do ano que possuem maiores índices de precipitação são os
que apresentam maiores valores de umidade relativa do ar. São estes os meses de
dezembro a março, na maioria dos estados do Brasil. Também conforme a região, a
umidade poderá ser maior ou menor. Nas regiões litorâneas e na Amazônia a
umidade relativa do ar é alta (75-85%) e na região norte e nordeste a umidade
relativa é baixa (menos de 45%).
35
7. Ventos
Quando o ar está em deslocamento horizontal sobre a superfície da Terra,
podemos afirmar que o mesmo está submetido a valores diferentes de temperatura
e de pressão de um ponto para outro, responsáveis por este movimento. Porém, o
atrito com a superfície, aliado ao movimento de rotação do planeta causam
interferência neste deslocamento modificando a direção e a velocidade. Este
movimento do ar é denominado vento.
A variação de temperatura de uma localidade gera uma mudança na
pressão da mesma, fazendo com que o ar se desloque horizontalmente para um
outro local aonde a pressão esteja contrária, para buscar o equilíbrio, inciando e
mantendo assim o vento.
Quanto menor for a altura da massa de ar em deslocamento, maior será a
influência do atrito com a superfície, que se dá sempre no sentido contrário da
velocidade do vento. Próximo ao solo a velocidade do vento é igual a zero.
MEDIÇÃO DO VENTO
A medição do vento envolve a leitura e o registro dos seguintes
parâmetros: direção, velocidade e força da rajada de vento. Diversos aparelhos são
empregados para tal, sendo os mais comuns o anemógrafo (Figura 31), o
anemômetro (Figura 32), o cata-vento e a biruta.
Figura 31. Anemógrafo. (*)
36
Figura 32. Anemógrafo. (*)
O anemômetro é utilizado para se determinar a velocidade média do vento.
Sua instalação deve ser realizada na parte sul da área da estação meteorológica, a
uma altura de dois metros. O anemógrafo mede e registra as diferentes velocidades
do vento durante o dia, devendo ser instalado no mesmo local do anemômetro, só
que a uma altura de dez metros. O catavento é utilizado para se medir a direção e a
força do vento; deve ser instalado também na parte sul da estação meteorológica, a
uma altura de seis metros.
De todos os aparelhos a biruta é o mais simples, e tem por função apenas
indicar a direção e o sentido do vento.
VARIAÇÃO DA VELOCIDADE DO VENTO
Devido a velocidade do vento ser diretamente proporcional aos valores do
balanço de radiação, a mesma é maior durante o dia. Com o início da noite a
velocidade do vento começa a diminuir. Ao nascer do sol, aonde o balanço de
radiação passa de negativo para positivo, ocorre um período de baixas velocidades
do vento (Figura 33).
37
Figura 33. Variação da velocidade do vento medida no dia 14/07/2006 no
Município de Cassilândia-MS. (*)
Em um local específico que esteja sobre a influência de uma massa de ar,
podemos analisar a velocidade do vento de acordo com a distância deste local em
relação ao centro dessa massa. A medida em que o centro da massa de ar se
aproxima, a velocidade do vento diminui.
Durante o ano a velocidade do vento também irá variar de acordo com a
região do país e com a estação do ano. De maneira geral, no Brasil, os ventos mais
fortes ocorrerm no início da primavera e os mais fracos no início do verão.
Chamamos de direção predominante do vento a direção em que o mesmo
ocorre com maior freqüência, sendo que o relevo da região influi diretamente nesta
direção.
38
8. Condensação da Água no Ar
Quando o vapor de água (água em estado gasoso) que se encontra
espalhado pela atmosfera passa para o estado líquido (formando as nuvens, os
nevoeiros, o orvalho, a geada, etc.), pode-se dizer que o mesmo sofreu um processo
de condensação. Uma massa de ar pode acumular uma determinada quantidade de
vapor d’água, que quando ultrapassada da início a saturação, que irá formar a
condensação.
Os principais fatores responsáveis pela saturação de uma massa de ar são: a
diminuição da temperatura do ar (quanto menor a temperatura do ar, menor a sua
capacidade de reter vapor d’água), o aumento na quantidade de vapor d’água e/ou o
encontro dessa massa com outra de temperatura contrária a sua, promovendo
aumento na saturação.
AS NUVENS
Uma nuvem (Figura 34) é formada quando ocorre a condensação do vapor
d’água devido a diminuição da temperatura da massa de ar. Um dos fatores
responsáveis por esta diminuição é o aumento da altitude dessa massa. Isto ocorre
porque o ar não é bom condutor de calor. O processo contrário também é possível,
ou seja, a massa de ar perde altitude, aumenta de temperatura, consegue reter mais
vapor e dissipa a nuvem.
Figura 34. Nuvem. (*)
39
Vários fatores são causadores da variação da altitude da massa de ar, sendo
os principais o relevo da superfície terrestre, eventuais barreiras físicas (Figura 35),
o vento e a convecção de calor.
Figura 35. Formação e dissipação de nuvens. (*)
As nuvens possuem coloração branca, vindo a mudar para tons mais ou
menos acinzentados dependendo de quanto estão carregadas de água. Podem existir
desde a poucos metros da superfície até quase 20 quilômetros de altitude.
OS NEVOEIROS
Os nevoeiros são formados por inúmeras partículas microscópicas de água
suspensas no ar próximo à superfície do solo. Diferentemente da neblina (Figura
36), que possui partículas maiores de água, e que causa o molhamento de tudo que
estiver no local de sua ocorrência, o nevoeiro não consegue molhar as coisas ao seu
redor, mas apenas restringir a visibilidade a poucos metros.
Devido ao pequeno tamanho das partículas (menores que 60 microns), os
nevoeiros apenas contornam os objetos sem conseguir causar molhamento. A
radiação solar é o principal mecanismo de dissipação dos nevoeiros, que após a
evaporação das gotículas de água, formam as nuvens de baixa altitude.
40
Figura 36. Neblina. (*)
O ORVALHO
Quando o vapor d’água presente no ar se condensa sobre uma superfície,
devido principalmente a queda de temperatura que ocorre alguns segundos antes do
nascer do Sol, é chamado de orvalho (Figura 37).
As épocas do ano mais propícias à ocorrência do orvalho são o inverno e o
outono. Pode-se mensurar a quantidade de orvalho formada e a duração do
molhamento através de aparelhos específicos denominados orvalhômetros e
orvalhógrafos, que possuem superfícies expostas aonde o orvalho se deposita e
pode ser pesado e registrado.
Figura 37. Orvalho. (Fonte: www.weatherzone.com.au)
41
9. Geadas
A geada (Figura 38) é um fenômeno localizado que se origina
principalmente quando ocorre uma queda de temperatura do ar para um valor
abaixo de zero grau. A umidade presente no ar então se condensa e se deposita
sobre uma superfície vegetal, do mesmo modo que o orvalho, vindo a se
transformar em gelo.
Figura 38. Ocorrência de geada branca sobre galhos e folhas. (Fonte: http://ianbarton.com)
Quando isto acontece, ocorre também congelamento do protoplasma das
células da planta em que se depositou, destruindo o tecido vegetal e matando a
mesma. Para cada espécie vegetal há uma temperatura em que o congelamento do
protoplasma ocorrerá, sendo possível em alguns casos que o mesmo ocorra antes
da temperatura chegar a zero grau. Outras espécies podem apresentar uma maior
resistência ao congelamento, continuando vivas mesmo após o fenômeno ter
ocorrido (Figura 39).
42
Figura 39. Efeito de uma geada em bromélias (Fonte: Bromeliário Cairé, 2007).
TIPOS DE GEADA
As geadas podem ser classificadas em: geada branca, geada negra e geada
de vento e suas ocorrências irão depender da quantidade de umidade presente no ar,
da temperatura e da presença de massas de ar em deslocamento.
Na geada branca, com a diminuição de temperatura e com a presença de
certa quantidade de umidade no ar, a água que se condensa e se deposita sobre a
superfície das plantas (formando o orvalho), vindo a congelar quando a
temperatura atingir valores abaixo de zero grau. Pode-se dizer então que a geada
branca é o orvalho que se congelou. A superfície vegetal adquire uma coloração
branca, que são os cristais de gelo.
No caso da geada negra, também ocorre à diminuição da temperatura,
porém o ar possui baixíssimo teor de umidade, não havendo, portanto a
condensação. Quando a temperatura atinge valores abaixo de zero, os tecidos
vegetais são congelados mesmo sem a presença de gelo sobre a superfície,
causando um efeito ainda mais devastador que a geada branca. Ocorre o
rompimento das membranas das células e a morte do vegetal.
Vale ressaltar que a geada branca e a geada negra ocorrem em geral com a
presença de uma massa de ar de origem polar sobre a região, sem a presença de
ventos e em noites sem nuvens.
Também pode ocorrer um tipo de geada que, mesmo a temperatura do ar
estando um pouco acima de zero grau, a umidade estiver baixa e houver a presença
de vento, promove a desidratação dos tecidos vegetais, causando a sua morte. Este
tipo de geada é denominada geada de vento e sua principal causa são as massas de
ar polar em deslocamento.
43
PREVISÃO DE GEADAS
É possível com algumas observações e utilizando-se de alguns artifícios,
prever com razoável segurança a ocorrência de uma geada branca ou negra.
No dia em que se deseja verificar a possibilidade ou não de ocorrer a
geada, deve-se realizar inicialmente as seguintes verificações:
• Determinar durante o dia a velocidade média do vento através de algum
aparelho ou estação meteorológica. Velocidades menores que 1,0 m/s são
valores indicativos;
• Verificar também no decorrer do dia os valores de umidade relativa e se a
temperatura do ar apresenta valores baixos.
• Observar se há ausência de nuvens, o que é também um fator indicativo.
Caso sejam observados valores baixos de velocidade do vento, temperatura
baixa e céu limpo e sem nuvens, que são indicativos de uma possível geada, devese iniciar uma segunda etapa de medições, agora com a utilização dos termômetros
de um psicrômetro.
A partir do final do dia, inicia-se a leitura dos termômetros de bulbo seco e
bulbo úmido a cada uma hora, colocando-se os valores encontrados no gráfico de
Belfort de Matos (Figura 40) e avaliando os resultados obtidos. Este gráfico está
dividido em três zonas: zona livre de geada, zona de geada provável e zona de
geada certa.
Figura 40. Gráfico de Belfort de Matos (Fonte: Tubelis e Nascimento, 1980).
44
Cotando-se as leituras dos termômetros de bulbo seco e de bulbo úmido no
gráfico, iremos encontrar um ponto dentro de uma das três zonas já descritas. Se o
ponto encontrado estiver dentro da zona de geada provável deve-se repetir as
leituras do psicrômetro por toda a noite e madrugada e acompanhar o seu
desenvolvimento.
MECANISMOS PARA COMBATER A GEADA
Infelizmente nada pode ser feito de concreto para se tentar combater ou
evitar a geada. Porém algumas medidas podem ser tomadas para tentar amenizar os
seus danos:
• Acionar o sistema de irrigação por aspersão durante a noite com geada
prevista na área a ser atingida pode minimizar os efeitos da geada nas
plantas, pois a água ao congelar libera calor para o ar, reduzindo o
resfriamento;
• Aquecer o local com o uso de pequenas fogueiras, produzindo a fumaça,
que leva calor para as áreas mais baixas da lavoura.
MEDIÇÃO DA GEADA
Pode-se quantificar a intensidade da geada determinando-se a temperatura
mínima atingida (temperatura mínima de relva), com o uso de um termômetro
especial instalado na superfície do solo, chamado de termômetro de relva (Figura
41).
Figura 41. Termômetro de relva (Fonte: Escola Superior Agrária de Coimbra,
2007).
45
10. Precipitação
A precipitação, em todas as suas formas de ocorrência (chuva, granizo e
neve), é o fenômeno meteorológico responsável pela recarga de água na Terra.
Podem-se classificar as precipitações em frontais, orográficas e convectivas.
• Precipitações frontais: são aquelas que ocorrem devido à entrada, em uma
região, de massas de ar de origem polar.
• Precipitações orográficas: ocorrem em locais em que o relevo apresente
grandes variações de altitude.
• Precipitações convectivas: ocorrem em geral nas épocas mais quentes do
ano.
FORMAÇÃO DAS CHUVAS
Uma nuvem é composta de vapor d’água que se condensou e que se
mantém suspenso na atmosfera, devido a pequena dimensão de suas gotículas.
Essas gotículas, que possuem menos de 20 microns, ficam sujeitas a força de
correntes ascendentes de ar, que as mantém nessa posição. Porém ficam também
sujeitas a ação da gravidade.
Se essas gotículas começarem aumentar de tamanho, a força da gravidade
será maior que a das correntes ascendentes, as fazendo irem de encontro com a
superfície terrestre, originando a chuva (Figura 41).
Figura 41. Chuva. (*)
46
Isto se deve primeiramente ao aumento do vapor d’água em uma nuvem.
Com isso, as gotículas já existentes começam a aumentar de tamanho devido ao
contato de suas superfícies externas com as novas gotículas, num processo
chamado de difusão.
Ao atingir um determinado tamanho essas gotículas começam a se chocar
entre si, devido à turbulência do ar dentro da nuvem, dando início a queda das
gotículas maiores e o conseqüente choque com outras, por conta da força da
gravidade.
MEDIÇÃO DA PRECIPITAÇÃO
A medição da quantidade de água precipitada é realizada pelo
pluviômetro e a medição e o registro pelo pluviógrafo (Figura 42).
Figura 42. Pluviômetro (A) e pluviógrafo (B). (*)
A leitura realizada por estes aparelhos corresponde à espessura da
camada de água, em milímetros (mm) que incidiu sobre a superfície do solo,
considerando o mesmo totalmente plano, e não havendo evaporação, infiltração e
nem escoamento superficial (Figura 43).
47
Figura 43. Representação da espessura da camada de água. (*)
Denomina-se intensidade de precipitação a espessura da camada de água
por unidade de tempo, em mm/h ou mm/min.
VARIAÇÃO DA PRECIPITAÇÃO
As diferentes massas de ar que atuam no Brasil fazem com que a variação e
a distribuição da precipitação sejam diferentes dependendo da região. A região
nordeste do país (sujeita a uma massas de ar quente e seca, oriunda da África) é a
mais deficiente em chuvas, apresentando uma média anual menor que 1000 mm de
água. Em contrapartida, na Amazônia (sujeita a massa de ar equatorial continental),
encontramos as maiores médias anuais, ultrapassando em certas épocas os 3000
mm anuais. Outras regiões (sujeitas a massas de ar polar) apresentam valores
intermediários.
Nos litorais do país apresentam altos valores anuais de precipitação, devido
às massas de ar que após chegar nesta região, se deparam com as serras e geram as
precipitações orográficas.
48
11. Massas de Ar
Uma massa de ar é um grande volume de ar que possui a mesma temperatura,
pressão e umidade em toda sua extensão, tanto vertical como horizontalmente.
Pode estar em repouso ou deslocando-se sobre a superfície da Terra, trazendo todas
as características de sua região de origem.
O ar está em constante movimento devido às diferenças de pressão
atmosférica entre um local e outro. Com este movimento, o ar tenta igualar as
pressões, transportando dos pontos de maior para os de menor valor. Ao passar por
um determinado ponto, a massa de ar em movimento encontra a massa de ar local e
interage com ela, alterando o estado do tempo neste lugar.
O aparelho utilizado para se medir a pressão do ar é o barômetro, e para
medir e registrar é o barógrafo (Figura 44).
Figura 44. Barômetro (A) e barógrafo (B). (*)
Como a temperatura do ar varia de um local para outro, devido às diferenças
da incidência da radiação na superfície, são formadas áreas de alta e baixa pressão
atmosférica, que fazem as massas de ar se deslocar. Elas vão de áreas com menores
temperaturas, onde a pressão atmosférica é alta para áreas de maior temperatura,
onde a pressão atmosférica é baixa.
49
Na região ao redor do equador, aonde as latitudes são menores, o ar com
temperatura mais alta eleva-se na atmosfera, gerando uma área de baixa pressão
chamada de área ciclonal, e que é recebedora de massas de ar. Já nas áreas com
latitudes menores (polares e subtropicais), o ar possuindo menores temperaturas
desce na atmosfera e gera uma área de alta pressão denominada de área
anticiclonal, que é dispersora de massas de ar.
As massas de ar podem ser classificadas em: massa de ar equatorial, massa de
ar polar, massa de ar tropical, massa de ar ártica e massa de ar antártica.
NOMENCLATURA DAS MASSAS DE AR
A seguinte nomenclatura é utilizada para descrever uma massa de ar:
O quadro abaixo apresenta as siglas utilizadas para classificação das
massas de ar:
Quadro 1. Siglas utilizadas para classificação das massas de ar.
Massa de ar
sigla Local de formação sigla
Temperatura
equatorial
E
polar
P
Continental
c
Quente
tropical
T
ártica
A
Marítima
m
Fria
antártica
A
sigla
k
m
Em relação à temperatura da massa de ar em movimento, devemos
considerar também qual a temperatura da massa de ar que está no local, e verificar
se ela está mais quente ou mais fria.
Por exemplo, para uma massa de ar tropical continental quente, devemos
utilizar a seguinte nomenclatura:
50
ENCONTRO DE MASSAS DE AR
Quando duas massas de ar se encontram, não ocorre a mistura entre elas,
mas sim o deslocamento de uma devido a intensidade da outra, deixando o tempo
no local sujeito as características desta. Este ponto de contato entre as massas de ar
é chamado de frente, que pode ser fria ou quente.
A frente fria ocorre quando a massa de ar que está avançando é fria e
empurra o ar quente. Pelo fato de ser mais densa que a massa de ar quente, esta
última é forçada a elevar-se na atmosfera, gerando as nuvens. A temperatura local
diminui podendo provocar chuvas e trovoadas (Figura 45).
Figura 45. Frente fria. (*)
A frente quente: ocorre quando a massa de ar que está avançando é quente
e empurra o ar frio. Neste caso o ar frio não irá subir na atmosfera, mas sim fazer
uma espécie de “rampa” para o ar quente, fazendo-o subir. A temperatura local
aumenta, juntamente com a quantidade de nuvens. (Figura 46)
51
Figura 46. Frente quente. (*)
MASSAS DE AR QUE ATUAM NO BRASIL
O Brasil está sujeito as seguintes massas de ar em seu território: Equatorial,
Equatorial Continental, Tropical Atlântica, Tropical Continental e Polar Atlântica.
• Massa Equatorial: atua na parte litorânea do Nordeste e da Amazônia em
parte do ano e tem por característica ser quente e úmida.
• Massa Equatorial Continental: atua na parte noroeste da Amazônia quase o
ano todo e tem por característica ser quente e úmida.
• Massa Tropical Atlântica: atua na parte litorânea do Brasil e tem por
característica ser quente e úmida.
• Massa Tropical Continental: atua em pequena parte do Brasil e tem por
característica ser quente e seca.
• Massa Polar Atlântica: entra no Brasil sob a forma de frente fria no inverno
provocando chuvas e queda de temperatura e tem por característica ser fria
e úmida.
52
12. Evaporação
No processo de evaporação da água de uma superfície, seja do solo, do
mar, de lagos ou de qualquer outro curso d’água, a mesma sai lentamente do estado
líquido e se transforma em vapor d’água, sem que a temperatura tenha atingido o
ponto de ebulição (no caso da água, 100 °C). Como já foi visto anteriormente, este
vapor vai ascender na atmosfera e dependendo da temperatura poderá se condensar
e formar as nuvens, e posteriormente voltar à superfície na forma de uma
precipitação.
O principal fator responsável pela evaporação da água de uma superfície é
a radiação solar, seguido da temperatura, do vento e da quantidade de vapor d’água
presente na atmosfera. Segundo Tubelis e Nascimento (1980), para se evaporar 1
grama de água da superfície são necessários em média 590 calorias, que durante o
dia provém do balanço positivo de radiação e durante a noite dos fluxos de calor do
solo e do ar.
O vento tem grande influência na evaporação, pois substitui o ar úmido que
se encontra sobre uma superfície líquida por ar mais seco, que irá buscar o
equilíbrio com a mesma, intensificando assim a transformação do líquido em vapor
d’água. Até certo ponto, que irá depender de cada caso, quanto maior for a
velocidade do vento maior será a taxa de evaporação.
MECANISMOS DE MEDIÇÃO DA EVAPORAÇÃO
Existem diversos equipamentos utilizados para medir a evaporação, sendo
os mais comuns os atmômetros (Figura 47) e os tanques evaporímetros (Figura 48).
No atmômetro de Pichê, um papel filtro de pouco mais de 3,2 cm de
diâmetro é colocado sob uma coluna d’água e preso por uma mola, tornando-se
úmido. A passagem de água através do papel só ocorre a medida que a mesma é
evaporada de sua superfície para a atmosfera. Já o tanque evaporímetro “Classe A”
apresenta uma superfície livre de água, que evapora diretamente para atmosfera.
53
Figura 47. Atmômetro de Pichê. (*)
Figura 48. Tanque evaporímetro “Classe A”. (*)
Como o atmômetro é instalado dentro do abrigo meteorológico (vide
Figura 27), ao contrário do tanque “Classe A”, ele não fica sobre a influência da
radiação solar direta e difusa e nem da ação dos ventos, medindo os milímetros de
54
água evaporada a sombra. Além disso, o tanque evaporímetro sofre também
influência da cobertura do solo no qual está instalado e da faixa de bordadura. Uma
tabela é utilizada para ajustar as leituras para cada situação.
TANQUE EVAPORÍMETRO “CLASSE A”
Esse tanque é feito de metal (chapa galvanizada n° 22), deve ser cheio de
água limpa até 5,0 centímetros da borda superior, possui a forma circular, com
diâmetro de 121 centímetros e com altura de 25,4 centímetros. É instalado sobre
um estrado de madeira pintado de branco, de mesma altura do tanque.
Somente é permitida uma variação máxima de 25 milímetros de água
evaporada, sendo necessário neste momento completar o tanque com água até valor
inicial. As leituras dos milímetros de água evaporada são realizadas por meio de
micrômetro de gancho colocado dentro de um poço tranqüilizador. Um termômetro
flutuante é colocado também para fornecer a temperatura na água (Figura 49).
Figura 49. Micrômetro de gancho e termômetro. (*)
A medição da evaporação é realizada diariamente, sempre no mesmo horário.
O poço tranqüilizador tem a função de impedir que a água oscile devido ao vento
no momento da leitura, comprometendo-a. A limpeza do tanque deve ser realizada
periodicamente e a área onde ele fica instalado deve ser cercada, para evitar que
animais bebam a água, gerando informações errôneas.
55
13. Evapotranspiração
A evapotranspiração é um processo de fundamental importância para as
operações de manejo de sistemas de irrigação, devendo ser determinada com
bastante critério para evitar erros na reposição de água para as culturas. Assim
como a transpiração das plantas, a evapotranspiração varia de acordo com o
desenvolvimento da cultura, que em geral apresenta seu valor máximo no início da
floração.
TRANSPIRAÇÃO DAS PLANTAS
Para poder retirar os nutrientes do solo, a planta necessita absorver também
grandes quantidades de água. Parte desta água (menos de 2 %) tem o objetivo de
atender as necessidades fisiológicas da planta (constituição de órgãos, transporte de
gases e solutos, compor a fotossíntese, a hidrólise dos açucares, etc.) e o restante é
transpirada.
A transpiração é importante na planta, pois mantém a sua turgidez,
promove a refrigeração da folha e leva os nutrientes para o ápice da mesma. Este
processo ocorre da seguinte maneira: a água evapora para os espaços intercelulares
das plantas; destes espaços então ocorre a difusão da mesma sob a forma de vapor
para a atmosfera. O estômato é o órgão responsável por mais de 80% da
transpiração nas plantas.
EVAPOTRANSPIRAÇÃO POTENCIAL E REAL
Quando uma cultura se encontra em pleno desenvolvimento vegetativo, em
perfeita harmonia com a temperatura, umidade, insolação e demais componentes
atmosféricos locais, com a superfície do solo totalmente coberta e estando este em
condições ideais de umidade para a cultura, a água perdida pelo conjunto
evaporação e transpiração é denominada de evapotranspiração potencial.
Na prática esta é uma situação que raramente ocorre, pois, alguns dos
fatores acima descritos, podem não estar em condições favoráveis à cultura, além
do que a mesma pode não se encontrar em pleno desenvolvimento vegetativo.
Nesse caso a evapotranspiração é denominada de evapotranspiração real.
56
Ocorrendo a evapotranspiração potencial, a reposição de água pela
irrigação deve atender a máxima perda de água da cultura, caso contrário à
reposição deve atender apenas a quantidade perdida no processo.
DETERMINAÇÃO DA EVAPOTRANSPIRAÇÃO
A evapotranspiração pode ser determinada através de medidas diretas e
medidas indiretas. Para se realizar as medidas diretas podemos utilizar, entre outros
métodos, os lisímetros e o balanço hídrico de campo. As medidas indiretas são
realizadas através de equações, por gravimetria e pelos evaporímetros.
LISÍMETRO
O lisímetro é um tanque enterrado no solo, cheio do mesmo, vegetado, e que
utiliza um sistema de pesagem (com balança) ou um sistema de drenagem (com
poço coletor) para determinar a evapotranspiração.
Nos lisímetros de pesagem (Figura 50), os tanques cheios de solo são
instalados sobre balanças. Estando o solo dentro do tanque em capacidade de
campo, pode-se determinar a evapotranspiração pela perda de peso do tanque, que
podia ser medida na balança mecânica em um câmara subterrânea especial
localizada ao lado do lisímetro, em intervalos pré-definidos. Atualmente balanças
digitais facilitam este trabalho, podendo ser acopladas diretamente em
computadores ou data loggers.
Figura 50. Lisímetro de pesagem. (*)
57
Utiliza-se a seguinte expressão para se determinar a evapotranspiração:
Evapotranspiração (mm) = variação do peso do tanque (kg)
Área do tanque (m²)
Este tipo de equipamento apresenta um elevado custo de instalação, e
demanda de muitos cuidados na operação, sendo utilizado na maioria das vezes por
universidades e institutos de pesquisa.
No lisímetro de drenagem (Figura 51), a quantidade de água que ultrapassa o
valor da capacidade de campo é drenada no fundo do tanque e conduzida para um
poço coletor, aonde é medida em um recipiente graduado. Devem ser instalados em
conjuntos de pelo menos três aparelhos. Necessitam de um sistema de irrigação que
deve ser acionado em intervalos de quatro a cinco dias, e que a vegetação externa,
seu espaçamento e sua densidade populacional sejam a mesma da que está
instalada dentro do tanque. A borda superior do tanque deve permanecer cinco
centímetros para fora do solo.
Figura 51. Lisímetro de drenagem. (*)
A equação utilizada para determinar a evapotranspiração nesse tipo de
tanque é:
ET = P + (I – D)
A
58
Onde,
ET = evapotranspiração máxima (mm);
P = quantidade de água precipitada (mm);
D = quantidade de água drenada e coletada no tanque (litros);
A = área do tanque (m²).
A grama Batatais (Paspalum notatum Flugge) é utilizada com mais
freqüência em lisímetros no Brasil por apresentar um evapotranspiração bastante
uniforme durante todo o ano.
BALANÇO HÍDRICO DE CAMPO
Este método de determinação da evapotranspiração se baseia no princípio da
conservação de massa. Nele é realizada a contabilidade da quantidade de água que
entra e que sai do solo, que é um reservatório de água para as culturas. Para aplicálo de maneira simplificada deve-se utilizar a seguinte expressão:
Evapotranspiração (mm) = Irrigação (mm) + Precipitação (mm) ± Variação no
armazenamento de água do solo (cm3/cm3)
EVAPOTRANSPIRAÇÃO DETERMINADA POR MEIO DE EQUAÇÕES
Uma grande quantidade de fórmulas é utilizada para se determinar a
evapotranspiração, porém apenas poucas delas possuem a praticidade necessária
para o uso em situações comuns do dia a dia, por necessitarem de informações
disponíveis apenas com o uso de aparelhos caros e sofisticados.
Por outro lado, as equações mais simples não possuem a confiabilidade e a
precisão das anteriores, servindo em muitos casos apenas de parâmetro em
situações onde não se dispõem de informações mais detalhadas.
Algumas dessas equações, descritas por Tubelis e Nascimento (1980) são
apresentadas abaixo:
•
Equação de Thornthwaite
ETp = 16 . D . (10.T / I)a
Onde,
ETp = evapotranspiração potencial (mm/mês);
D = fator de ajuste que leva em consideração o dia do mês e a duração do brilho
solar;
59
T = temperatura média mensal do ar (°C);
I = índice de calor anual.
12
I=Σi
i = (T / 5)1,514
1
a = 0,675 . 10-6 . I3 - 0,771 . 10-4 . I2 + 1,792 . 10-2 . I + 0,49239
•
Equação de Hargreaves
ETp = MF (1,8.T + 32). CH
Onde,
ETp = evapotranspiração potencial (mm/mês);
MF = valor tabelado que depende da latitude;
T = temperatura média mensal do ar (°C);
UR = umidade relativa média mensal (%).
CH= 0,158 (100 – UR)0,5
(se CH > 1,0, adota-se: CH=1,0)
•
Equação de Garcia-Lopez
Etp = 1,21.10x . (1 - 0,01.UR) + 0,21.T – 2,30
Onde,
ETp = evapotranspiração potencial (mm/dia);
T = temperatura média mensal do ar (°C);
UR = umidade relativa média mensal (%).
X = (7,45 . T) / (234,7 + T)
•
Equação de Jensen-Haise
ETp = (0,078 + 0,0252 . T) RS
Onde,
ETp = evapotranspiração potencial (mm/dia);
T = temperatura média mensal do ar (°C);
RS = radiação solar global (mm/dia).
60
14. Balanço Hídrico do Solo
O balanço hídrico do solo é um método de cálculo utilizado para determinar
qual foi o armazenamento de água em um solo em um ano específico,
contabilizando todas as entradas de água, por precipitação ou irrigação, e todas as
saídas de água por evapotranspiração. Com isso podemos conhecer qual foi a
disponibilidade de água em um solo, de acordo com o seu tipo e a cultura nele
cultivada.
Cada tipo de solo possui sua capacidade de armazenamento (capacidade de
campo) que, quando atingida, faz com que a água que estiver em excesso seja
percolada ou ocorra o escoamento superficial da mesma. A máxima capacidade de
retenção de água de um solo, de acordo com a vegetação (em pleno
desenvolvimento) nele cultivada é um valor tabelado que deve ser definido no
início do cálculo do balanço hídrico.
A metodologia utilizada para o cálculo do balanço hídrico foi desenvolvida
por Thornthwaite e Matter em 1955 e utiliza as informações de precipitação total
mensal (mm), evapotranspiração potencial total mensal (mm) e temperatura média
mensal (°C) de uma região. Para se compreender como é realizado o cálculo do
balanço hídrico, será desenvolvido um exemplo passo a passo. O Quadro 2
apresenta os dados de temperatura, evapotranspiração e precipitação mensais de
um município.
Quadro 2. Dados de temperatura (T), evapotranspiração (EP) e precipitação (P).
Mês
JAN
FEV
MAR
ABR
MAI
JUN
JUL
AGO
SET
OUT
NOV
DEZ
T
°C
21,7
22,1
20,9
19,8
17,5
16,3
15,8
17,7
19,0
20,4
20,9
21,1
EP
P
----- mm ---101
272
93
192
87
174
78
73
54
41
45
28
44
23
58
25
68
72
86
126
91
213
98
296
61
O Quadro 3 apresenta o modelo da planilha que deve ser utilizada no
cálculo do balanço hídrico.
Quadro 3. Planilha de cálculo do balanço hídrico.
Mês
T
°C
EP
P
--- mm ---
P-EP
N
ARM
ALT
ER
DEF
EXC
----- mm ----
JAN
FEV
MAR
ABR
MAI
JUN
JUL
AGO
SET
OUT
NOV
DEZ
Total
(1° passo) Colocar os dados de temperatura (T), evapotranspiração (EP) e
precipitação (P) na planilha e calcular a coluna P-EP (Quadro 4).
Quadro 4. Cálculo da coluna P-EP.
Mês
T
°C
21,7
22,1
20,9
19,8
17,5
16,3
15,8
17,7
19,0
20,4
20,9
21,1
JAN
FEV
MAR
ABR
MAI
JUN
JUL
AGO
SET
OUT
NOV
DEZ
Total
EP
P
--- mm --101
272
93
192
87
174
78
73
54
41
45
28
44
23
58
25
68
72
86
126
91
213
98
296
903
1535
P-EP
N
ARM
ALT
ER
DEF
EXC
----- mm ----
171
99
87
-5
-13
-17
-21
-33
4
40
122
198
632
62
A coluna P–EP corresponde ao valor da precipitação média subtraída o da
evapotranspiração média, ambos do mês em questão. Exemplo:
Mês
T
20,9
19,8
MAR
ABR
EP
87
78
P
174
73
P-EP
87
-5
Cálculo:
P - EP = 174 - 87 = 87
P - EP = 73 - 78 = -5
(2° passo) Calcular a negativa acumulada (N) e o armazenamento (ARM) (Quadro
5).
Quadro 5. Cálculo das colunas N e ARM.
Mês
T
°C
21,7
22,1
20,9
19,8
17,5
16,3
15,8
17,7
19,0
20,4
20,9
21,1
JAN
FEV
MAR
ABR
MAI
JUN
JUL
AGO
SET
OUT
NOV
DEZ
Total
EP
P
--- mm --101
272
93
192
87
174
78
73
54
41
45
28
44
23
58
25
68
72
86
126
91
213
98
296
903
P-EP
N
ARM
171
99
87
-5
-13
-17
-21
-33
4
40
122
198
0
0
0
-5
-18
-35
-56
-89
-81
-17
0
0
100
100
100
95
83
70
56
40
44
84
100
100
1535
ALT
ER
DEF
EXC
----- mm ----
632
Primeiramente deve-se determinar qual é a capacidade máxima de retenção
de água no perfil do solo. Para o nosso caso vamos considerar que o
armazenamento de água disponível é de 100 mm.
A negativa acumulada deve ser calculada em conjunto com a determinação
do valor do armazenamento (ARM), que é tabelado (Tabela 5). Sempre que o valor
encontrado na coluna P-EP for positivo, o valor da coluna N (negativa acumulada)
do mês em questão será igual à zero. Consequentemente entra-se na Tabela 5 e se
determina o valor da coluna ARM (armazenamento), que para N=0, sempre será
igual a 100. Exemplo:
Mês
JAN
FEV
P-EP
171
99
N
0
0
ARM
100
100
Cálculo:
P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5)
P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5)
Em alguns balanços isto pode não ocorrer, mas, no primeiro mês em que o
valor de precipitação for menor do que o da evapotranspiração potencial e
63
consequentemente o valor da coluna P-EP der negativo, após terem ocorrido
valores positivos, o valor de N será igual ao de P-EP.
No mês seguinte, o valor de N será igual ao valor de P-EP somado ao valor
de N do mês anterior. Conseqüente entra-se na Tabela 7 e se determina o valor de
ARM correspondente. Isto deve ser repetido para os próximos meses se o valor de
P-EP for negativo. Exemplo:
MAR
ABR
MAI
Mês
P-EP
87
-5
-13
N
0
-5
-18
ARM
100
95
83
JUN
-17
-35
70
Cálculo:
P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5)
P-EP = (-) → N= P-EP = -5 → ARM = 95 (Tabela 5)
P-EP = (-) → N (atual) = P-EP (atual) + N (anterior)
N (atual) = -13 + (-5) = -18 → ARM = 83 (Tabela 5)
P-EP = (-) → N (atual) = P-EP (atual) + N (anterior)
N (atual) = -17 + (-18) = -35 → ARM = 70 (Tabela 5)
Se os valores de P-EP voltarem a se tornar positivos, deve-se fazer uma
mudança na maneira de fazer o cálculo da coluna N e ARM. Determina-se
primeiramente o valor da coluna ARM, somando o valor positivo de P-EP do mês
em questão com o valor do ARM do mês anterior. Entra-se na Tabela 5 com o
valor do ARM para encontrar N. Quando encontrar mais de um valor de ARM,
utiliza-se o mais negativo.
Se a soma do valor positivo de P-EP do mês em questão com o valor do
ARM do mês anterior for maior ou igual a 100, adota-se este valor para ARM e
zero para N. Exemplo:
AGO
SET
Mês
P-EP
-33
4
N
-89
-81
ARM
40
44
OUT
40
-17
84
NOV
122
0
100
DEZ
198
0
100
Cálculo:
P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)
ARM (atual) = 4 + 40 = 44 → N = -81 (Tabela 5)
P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)
ARM (atual) = 40 + 44 = 84 → N = -17 (Tabela 5)
P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)
ARM (atual) = 122 + 84 >100 (adota-se ARM=100) → N = 0
P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)
ARM (atual) = 198 + 100 >100 (adota-se ARM=100) → N = 0
(3° passo) Calcular a alteração (ALT) e a evapotranspiração real (ER) (Quadro 6).
A coluna ALT corresponde à diferença do mês em questão e o mês
anterior dos valores de armazenamento. Considera-se que o mês anterior ao mês de
janeiro, na coluna ARM, possui o mesmo valor de dezembro, no caso 100.
Portanto o primeiro valor de ALT é zero.
Utiliza-se a seguinte regra para o cálculo da evapotranspiração real (ER):
Se P - EP > 0 → ER = EP
64
Se P - EP < 0 → ER = P + | ALT |*
* os valores de ALT devem estar em módulo.
Quadro 6. Cálculo das colunas ALT e ER.
Mês
T
°C
21,7
22,1
20,9
19,8
17,5
16,3
15,8
17,7
19,0
20,4
20,9
21,1
JAN
FEV
MAR
ABR
MAI
JUN
JUL
AGO
SET
OUT
NOV
DEZ
Total
EP
P
--- mm --101
272
93
192
87
174
78
73
54
41
45
28
44
23
58
25
68
72
86
126
91
213
98
296
903
1535
P-EP
N
ARM
ALT
ER
171
99
87
-5
-13
-17
-21
-33
4
40
122
198
0
0
0
-5
-18
-35
-56
-89
-81
-17
0
0
100
100
100
95
83
70
56
40
44
84
100
100
0
0
0
-5
-12
-13
-14
-16
4
40
16
0
0
101
93
87
78
53
41
37
41
68
86
91
98
874
632
DEF
EXC
----- mm ----
(4° passo) Calcular os valores de deficiência de água do solo (DEF) e da
quantidade de água disponível no solo (EXC) (Quadro 7).
Quadro 7. Balanço hídrico totalmente calculado.
Mês
T
°C
21,7
22,1
20,9
19,8
17,5
16,3
15,8
17,7
19,0
20,4
20,9
21,1
JAN
FEV
MAR
ABR
MAI
JUN
JUL
AGO
SET
OUT
NOV
DEZ
Total
EP
P
--- mm --101
272
93
192
87
174
78
73
54
41
45
28
44
23
58
25
68
72
86
126
91
213
98
296
903
1535
P-EP
N
ARM
ALT
ER
171
99
87
-5
-13
-17
-21
-33
4
40
122
198
0
0
0
-5
-18
-35
-56
-89
-81
-17
0
0
100
100
100
95
83
70
56
40
44
84
100
100
0
0
0
-5
-12
-13
-14
-16
4
40
16
0
0
101
93
87
78
53
41
37
41
68
86
91
98
874
632
DEF
EXC
----- mm ---0
171
0
99
0
87
0
0
1
0
4
0
7
0
17
0
0
0
0
0
0
106
0
198
29
661
65
Regra para determinar DEF:
Se P - EP > 0 → DEF = 0
Se P - EP < 0 → DEF = EP – ER
Regra para determinar EXC:
Se P - EP > 0 → EXC = ( P - EP ) - ALT
Se P - EP < 0 → EXC = 0
CONFERÊNCIA DOS RESULTADOS
Para verificar se os cálculos foram executados com exatidão, realizam-se
as seguintes conferências:
• Σ P = Σ EP + Σ (P – EP) → 1535 = 903 + 632 →1535 = 1535 (OK)
• Σ ALT = ZERO → 0 = 0 (OK)
• Σ EP = Σ ER + Σ DEF → 903 = 874+ 29 → 903 = 903 (OK)
• Σ P = Σ ER + Σ EXC → 1535 = 874+ 661→ 1535 = 1535 (OK)
REPRESENTAÇÃO GRÁFICA DO BALANÇO HÍDRICO
Traçando-se o gráfico do balanço hídrico (Figura 52) com os valores de P,
EP e ER, pode-se melhor visualizar as épocas de excesso e de deficiência de água
no solo.
Figura 52. Representação gráfica do balanço hídrico. (*)
66
15. Classificação Climática de Köppen
Para melhor se compreender a distribuição do clima na Terra, utilizamos a
classificação climática proposta por Wilhelm Köppen, que dividiu o globo terrestre
em cinco zonas principais, após ter estudado a vegetação em conjunto com os
valores de precipitação e temperatura.
As cinco zonas climáticas de Köppen são: Clima Tropical Chuvoso (Zona
A), Clima Seco (Zona B), Clima Temperado Chuvoso (Zona C), Clima Boreal
(Zona D) e Clima Polar (Zona E).
CLIMA TROPICAL CHUVOSO (ZONA A)
Esta é uma região tropical chuvosa praticamente sem inverno aonde a
temperatura media do mês mais frio nunca é menor que 18 oC, que se localiza entre
0° e 25o de latitude S e 0° e 25o de latitude N (Figura 53).
Figura 53. Zona A. (*)
CLIMA SECO (ZONA B)
Localiza-se aproximadamente nas latitudes de 30o N e 30o S. É na Zona B
que ocorre uma das maiores áreas desértica da Terra, com elevados valores de
evapotranspiração e baixas quantidades de precipitação (Figura 54).
67
Figura 54. Zona B. (*)
CLIMA TEMPERADO CHUVOSO (ZONA C)
Esta região se localiza entre as latitudes de 30o e 60° N ou S (Figura 55).
Nele a temperatura média do mês mais frio varia de -3 °C até 18 °C.
Figura 55. Zona C. (*)
CLIMA BOREAL (ZONA D)
Localiza-se apenas entre as latitudes de 60o e 70° N (Figura 56), aonde a
temperatura sofre uma grande variação. No mês mais quente a temperatura é maior
ou igual 10 oC e a e no mais frio é menor que –3 oC.
68
Figura 56. Zona D. (*)
CLIMA POLAR (ZONA E)
A Zona E encontra-se acima das latitudes 70° N e S (Figura 57), não
havendo a presença de vegetação.
Figura 57. Zona E. (*)
GUIA PARA CLASSIFICAÇÃO CLIMÁTICA DE KÖPPEN
Para facilitar a realização da classificação climática proposta por Wilhelm
Köppen, será apresentado um roteiro passo a passo.
(1° passo) De posse das latitudes que limitam o local que se deseja realizar a
classificação de Köppen, verificar preliminarmente em qual zona ele se encaixa.
69
(2° passo) Fazer a identificação o tipo do clima, se é seco, úmido ou de neve. Para
isso é necessário conhecer a temperatura média anual (tma) e a precipitação total
anual (pta) da região. O Quadro 8 apresenta as condições para classificação.
Observação: Deve-se converter ao valor da precipitação total anual que é em
milímetros para centímetros.
Quadro 8. Condições para identificação do clima.
Condições
Verdadeiras
pta < (tma x 2)
e/ou
Clima
pta < [(tma +7 ) x 2]
Seco
e/ou
(Zona B)
pta < [(tma +14 )x 2]
Falsas
Climas Úmidos
(Zonas A, C ou D)
ou
Clima de Neve
(Zona E)
(3° passo) Se uma ou todas as condições forem falsas, e o clima for classificado
como úmido ou de neve, deve-se pular diretamente para o 4° passo. Caso as
condições do Quadro 8 forem verdadeiras, e o clima for identificado como Seco
(Zona B), deve-se classificar esta zona de acordo com as características abaixo
descritas. Os tipos fundamentais da zona B são divididos com base na
ausência/presença de precipitação em:
• Clima seco desértico (BW), quase sem precipitação e com vegetação
formada em sua maioria por cactos.
• Clima seco (BS), que possui pequena estação de chuvas e vegetação de
pampas, estepes e pradarias.
Após se determinar o tipo fundamental da Zona B, deve-se classificar a
mesma em variedades específicas, em função da precipitação e sua distribuição nas
estações (Quadro 9).
Quadro 9. Variedades específicas da Zona B.
Condição
Tipo de chuva
pta < tma
Chuvas de inverno
pta < (tma+7)
Chuvas irregulares
pta < (tma+14)
Chuvas de verão
pta < (tma x 2)
Chuvas de inverno
Chuvas irregulares
pta < [(tma+7) x 2]
pta < [(tma+14) x 2]
Chuvas de verão
Variedade específica
BWs
BWx’
BWw
BSs
BSx’
BSw
70
A Zona B também pode ser classificada em função das variedades
específicas de temperatura, adicionando mais uma letra a classificação (Quadro
10).
Quadro 10. Variedades específicas da Zona B, em função da temperatura.
Temperatura
Temperatura média
Tipo de clima Classificação
média anual
do mês:
> 18 °C
Mais frio
> 18 °C
Muito quente
h’
< 18 °C
Quente
h
< 18 °C
Mais quente
> 18 °C
< 18 °C
Frio
Muito frio
k
k’
(4° passo) Deve-se determinar agora qual entre os climas úmidos ou clima de neve
se classifica o local estudado, com base nas temperaturas (Quadro 11).
Quadro 11. Limites de temperatura entre as zonas.
Temperatura (°C)
Em todos os meses > 18 °C
Mês mais frio fica entre –3 °C e 18 °C
No mês mais frio < -3 °C e no mês mais quente > 10 °C
Em todos os meses < 10 oC
Zona
A
C
D
E
Os tipos fundamentais da Zona A (Clima Tropical Chuvoso) são
divididos com base na relação entre a precipitação do mês mais seco e a quantidade
total anual de chuva em:
• Clima tropical chuvoso com precipitação freqüente durante o ano (Af),
aonde no mês mais seco a precipitação é maior que 60 mm e a vegetação é
de selva tropical.
• Clima tropical chuvoso com inverno seco (Aw), aonde a precipitação no
inverno é menor que 60 mm e a vegetação é em sua maioria arbustiva e
rasteira.
• Clima tropical chuvoso intermediário entre Af e Aw (Am), com vegetação
composta por árvores altas em áreas de pequena extensão.
71
Os tipos fundamentais da Zona C (Clima Temperado Chuvoso) são
divididos com base no período de precipitação em:
• Clima temperado chuvoso seco de inverno (Cw), com verão chuvoso e a
precipitação no mês mais seco dez vezes menor do que a precipitação
máxima de verão. Possui vegetação de cerrado.
• Clima temperado chuvoso seco de verão (Es), com inverno chuvoso e a
precipitação do mês mais seco (menor que 30 mm) é três vezes menor que
a precipitação máxima de inverno.
• Clima temperado chuvoso com a época mais seca sendo o verão (Cfs), com
inverno chuvoso e a precipitação do mês mais seco é maior que 30 mm.
• Clima temperado chuvoso constantemente úmido (Cf), aonde as chuvas
máximas de verão são dez vezes menores que a precipitação do mês mais
seco e as chuvas máximas de inverno são três vezes menores que a
precipitação do mês mais seco.
•
•
Os tipos fundamentais da Zona D (Clima Boreal) são divididos em:
Clima boreal de inverno seco (Dw), com precipitação máxima do mês mais
seco dez vezes menor que a precipitação de verão, e bosques com árvores
altas.
Clima boreal de inverno úmido (Df), com precipitação máxima do mês
mais seco dez vezes maior que a precipitação de verão, e bosques com
árvores altas.
Os tipos fundamentais da Zona E (Clima Polar), cuja temperatura
máxima anual não ultrapassa 10 °C, podem ser divididos em:
• Clima polar de tundra (ET), com temperatura que varia ente 0 e 10 °C na
época mais quente, havendo apenas liquens e musgos.
• Clima polar com gelo perpétuo (EF), com temperaturas sempre menores
que 0 °C.
• Clima polar de neve de altas montanhas (EB), que é intermediário entre os
anteriores.
(5° passo) Caso o clima seja classificado em A, B ou C, e após se determinar os
seus tipos fundamentais, determinam-se suas variedades gerais (Quadro 12) e suas
alternativas gerais em função da distribuição de chuvas (Quadro 13).
72
Quadro 12. Variedades gerais das Zonas A, B e C.
Descrição
Variação anual de temperatura < 5 °C
Curva anual de temperatura atinge valor máximo antes do
solstício de verão, com ocorrência de chuvas neste período
Curva anual de temperatura atinge valor máximo depois do
solstício de verão, com ocorrência de chuvas neste período
Presença constante de nevoeiros
Ar sempre úmido, com escassez de chuvas e temperatura no verão
menor que 24 °C
Ar sempre úmido, com escassez de chuvas e temperatura no verão
menor que 24 °C
Quadro 13. Alternativas gerais das Zonas A, B e C.
Descrição
Estação chuvosa atrasa e ocorre no outono
Estação chuvosa adianta e ocorre no outono
Duas estações chuvosas separadas por dois períodos secos
Estação chuvosa na primavera e a seca no verão
Escassez de chuvas, sendo que as mesmas apresentam a mesma
intensidade em todas as estações
Variedade
i
g
g'
n
n'
n"
Alternativa
w’
s'
w”
x
x'
(6° passo) Caso o clima seja classificado em D ou E, e após se determinar os seus
tipos fundamentais, determinam-se suas variedades específicas em função da
temperatura (Quadro 14).
Quadro 14. Variedades específicas dos climas D e E em função da temperatura.
Número de meses com temperatura Temperatura do mês:
Variedade
média mensal > 10 °C
específica
Quatro meses
Mais quente > 22 °C
a (subtropical)
Mais quente < 22 °C
b (temperado)
Menos de quatro meses
Mais frio > -3 °C
c (frio)
Mais frio < -3 °C
d (muito frio)
73
ZONAS CLIMÁTICAS NO BRASIL
Devido a sua grande área territorial, o Brasil (compreendido entre os
paralelos 5° N e 34° S) é classificado em nas Zonas A (Am e Aw), B (Bsh) e C
(Cwa e Cf), de acordo com a região:
• Amazônia (a maior parte): Clima Tropical Chuvoso, Am, com
temperaturas e pluviosidades elevadas;
• Região central e parte de Minas Gerais e da Bahia: Clima Tropical
Chuvoso, Aw, com o verão chuvoso e o inverno seco;
• Sertão do Nordeste: Clima Seco, Bsh, com baixa pluviosidade média anual
e chuvas irregulares;
• Partes sul do Mato Grosso do Sul e da região sudeste: Clima Temperado
Chuvoso, Cwa, com chuvas de verão;
• Região sul: Clima Temperado Chuvoso, Cf, com chuvas bem distribuídas.
74
16. Estações Climatológicas e PCD’s
Para se observar corretamente os fenômenos meteorológicos, caracterizar o
estado instantâneo da atmosfera ou se classificar o clima de uma região, com
observação de dados por vários anos, é necessário utilizar procedimentos
adequados, equipamentos padronizados e devidamente calibrados, além de padrões
rígidos nos horários de observação e no tratamento dos dados.
É necessário então dispor de um local adequado, com área gramada, que
possa permitir todas essas exigências: as estações climatológicas (Figura 58).
Figura 58. Estação climatológica da Universidade Federal de Lavras, UFLA, em
Minas Gerais. (*)
75
Além das estações climatológicas, existem também as estações
agrometeorológicas, estações meteorológicas aeronáuticas, estações sinóticas e
estações diferenciadas.
• Estações agrometeorológicas: utilizada principalmente para fins agrícolas,
relacionando informações meteorológicas e atividades agrícolas.
• Estações meteorológicas aeronáuticas: utilizadas em aeroportos de grandes
capitais, fornecem informações necessárias à segurança de vôos.
• Estações sinóticas: utilizadas para atividades de previsão do tempo. Usa o
horário padrão TMG (Tempo Médio de Greenwich). Todas as observações
são realizadas simultaneamente, independentes de sua localização. Juntas
em um mapa formam a carta sinótica.
• Estações diferenciadas: outras estações que apresentem características
específicas.
PRINCIPAIS INSTRUMENTOS UTILIZADOS
Os principais instrumentos utilizados nas estações são:
• Psicrômetro: aparelho utilizado para medir as variações da umidade;
• Geotermômetro: mede a temperatura do solo;
• Geotermógrafo: mede e registra a temperatura do solo;
• Pluviômetro: mede a quantidade de chuva;
• Pluviógrafo: mede e registra a quantidade de chuva;
• Anemômetro: mede a direção e força dos ventos;
• Anemógrafo universal: mede e registra a direção e força dos ventos;
• Barômetro: mede a as variações da pressão da atmosfera;
• Barógrafo: mede e registra as variações da pressão atmosférica;
• Evaporímetro: mede a evaporação;
• Evapotranspirômetro: mede a evapotranspiração;
• Actinógrafo: mede os raios luminosos;
• Heliógrafo: mede as horas de brilho solar e sem nuvens.
ESTAÇÕES METEOROLÓGICAS AUTOMATIZADAS
As estações meteorológicas automatizadas (Figura 59) consistem em
sistemas automatizados de monitoramento dotados de sensores que captam as mais
diversas informações meteorológicas (precipitação, velocidade, direção e força do
vento, radiação solar, temperatura e umidade do solo e do ar, etc.).
76
Figura 59. Estação meteorológica automatiza. (*)
Na maioria das estações automatizadas, um Data Logger (Figura 60)
controla todo o sistema de aquisição, comunicação e processamento de dados.
Figura 60. Data Logger. (*)
77
PLATAFORMA DE COLETA DE DADOS (PCD)
Uma PCD (Figura 61) também é um sistema automatizado de
monitoramento, dotado de sensores, que utilizam energia elétrica ou solar (Figura
62). Está conectada diretamente a computadores ou a satélites coletores de dados,
para onde são transmitidas as informações armazenadas, de acordo com a sua
finalidade (dados agrometeorológicos, hidrológicos, ambientais, etc.).
Figura 61. PCD agrometeorológica localizada em Cassilândia-MS. (*)
Figura 62. Painel solar. (*)
78
De acordo com o site do Centro de Previsão do Tempo e Estudos
Climáticos, CPTEC (http://www.cptec.inpe.br/), o Sistema de Coleta de Dados é
constituído por um conjunto de satélites e por diversas de plataformas de coleta de
dados espalhadas pelo território nacional, pelas Estações de Recepção de Cuiabá e
de Alcântara, e pelo Centro de Missão Coleta de Dados.
A função do satélite é ser um retransmissor de mensagens, fazendo a
comunicação entre uma PCD e as estações de recepção. Estes dados são enviados
posteriormente para o Centro de Missão de Coleta de Dados em Cachoeira
Paulista, onde são processados, armazenados e divulgados pela internet, meia hora
após a recepção.
79
17. Manejo da Irrigação por Evapotranspiração
Para que um sistema de irrigação pressurizada funcione de maneira eficiente
e uniforme, deve-se realizar o manejo correto de quando e quanto aplicar de água,
para que não ocorra excesso ou deficiência de água no solo. Entre as diversas
formas de se controlar a irrigação, pode-se utilizar a evapotranspiração da cultura
(ETc).
Como já foi visto, a evapotranspiração pode ser determinada através de
medidas diretas (lisímetros, balanço hídrico de campo, etc.) e por medidas
indiretas, através de equações, por gravimetria e pelos evaporímetros.
Um dos evaporímetros bastante utilizados é o Tanque Evaporímetro “Classe
A”, ou simplesmente “Tanque Classe A”. Porém este evaporímetro não fornece a
evapotranspiração de referência, mas sim à evaporação do tanque (ECA), sendo
necessário a aplicação de alguns coeficientes, para se obter a evapotranspiração de
referência e a evapotranspiração da cultura.
A evapotranspiração de referência (ETo), representa a perda de água que
uma superfície totalmente coberta de vegetação rasteira, em pleno desenvolvimento
e sem limitação de água, sofre para a atmosfera. Pode-se calcular a
evapotranspiração de referência através da expressão:
ETo = ECA x Kp
Onde,
ETo= evapotranspiração de referência, mm;
ECA = evaporação do Tanque “Classe A”, mm;
Kp = coeficiente de Tanque, adimensional (Tabela 6).
O coeficiente do Tanque Classe A (Kp) é função da umidade relativa do ar,
da velocidade do vento e do tamanho da bordadura ao seu redor. A
evapotranspiração da cultura (ETc) é a quantidade de água que foi consumida pela
cultura, variando de uma cultura para outra e do seu estágio de desenvolvimento da
cultura. A evapotranspiração da cultura pode ser calculada através da expressão:
ETc = ETo x Kc
Onde,
ETc= evapotranspiração da cultura, mm;
ETo= evapotranspiração de referência, mm;
Kc = depende da cultura e do seu estágio de desenvolvimento (Tabela 7).
O ciclo da cultura é dividido em fases fenológicas distintas, cada qual com
um valor de Kc.
80
MÉTODOS DE MANEJO
O manejo da irrigação por meio de um tanque evaporímetro “Classe A” pode
ser realizado das seguintes maneiras:
• Fixando-se um turno de rega: TR = LL / ETm
Onde,
TR = Intervalo entre irrigações consecutivas (turno de rega), dias;
LL = lâmina líquida, mm;
ETm = Evapotranspiração máxima (mm/dia).
LL = AD x f
Onde,
AD = água disponível no solo, cm3/cm3;
f = fração de água que pode ser extraída do solo, decimal.
AD = 0,1 x (CC – PMP) x dg x z
Onde,
CC = capacidade de campo, %;
PMP = ponto de murcha permanente, %;
(Observação: Os valores de capacidade de campo (CC) e ponto de murcha
permanente (PMP) podem ser obtidos com a curva de retenção de água do solo, nas
tensões de 0,1 atm e 15 atm.)
dg = densidade global, g/cm3;
z = profundidade do sistema radicular, cm.
•
Fixando-se um valor para lâmina d’água: LL = AD x f
O valor da lâmina líquida (mm) vai ser igual ao da evapotranspiração
máxima (mm/dia). A irrigação será realizada quando a evapotranspiração
acumulada atingir esse valor.
• Realizando-se a medição do consumo de água: Hi – ETc + P +I = S
Onde,
Hi = lâmina hídrica a ser aplicada, mm;
ET= evapotranspiração da cultura, mm;
P = precipitação, mm;
I = irrigação, mm;
S = saldo de umidade retirada no solo, mm.
A irrigação terá início quando o saldo de umidade se aproximar de zero.
81
Referências Bibliográficas
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CITY BRAZIL Disponível em: <<http://www.citybrazil.com.br/mapas.htm>>, acesso em
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http://www.cptec.inpe.br/, acesso em 22 de janeiro de 2006.
ESCOLA SUPERIOR AGRÁRIA DE COIMBRA Disponível em:
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IAN’S PHOTOBLOG Disponível em << www.ian-barton.com/photoblog/ >>, acesso em
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KLAR, A. E. Água no sistema solo-planta-atmosfera. Editora Nobel, São Paulo, 1984,
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OMETTO, J. C. Bioclimatologia Vegetal. Editora Agronômica Ceres, São Paulo, 1981.
CASTRO NETO, P. Notas de aula de agrometeorologia. Lavras, MG, 1990.
REICHARDT, K. Processos de Transferência no Sistema Solo-Planta-Atmosfera.
Fundação Cargil, São Paulo, 1975, 286 p.
REICHARDT, K.; TIMM, L. C. Solo, Planta e Atmosfera: conceitos, processos e
aplicações. Editora Manole, Barueri-SP, 2004, 478 p.
SAUCIER, W. J. Princípios de Análise Meteorológica. Livro Técnico S.A., Rio de
Janeiro, RJ, 1969.
SELLERS, W. D. Physical Climatology. The University of Chicago Press. Chicago, USA,
1972, 242 p.
TUBELIS, A.; NASCIMENTO, F. J. L. Meteorologia Descritiva: fundamentos e
aplicações brasileiras. Nobel, São Paulo, SP, 1980, 374 p.
TURBO SQUID Disponível em <<http://www.turbosquid.com>> , acesso em 03 de
fevereiro de 2007.
VIANELLO, R. L.; ALVES, A. R. Meteorologia Básica e Aplicações. Imprensa
Universitária Viçosa, MG, 1991.
WEATHERZONE Disponível em <<www.weatherzone.com.au>>, acesso em 29 de
janeiro de 2007.
82
Tabelas
Tabela 1. Número possível de horas de brilho de sol no 15° dia do mês (N)
(adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).
83
Tabela 2. Emissão diária de radiação de um corpo negro (1440 σ T4) em função da
temperatura, cal/cm2. dia (adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).
Tabela 3. Albedo (r) de algumas superfícies (adaptado de Tubelis e
Nascimento, 1980)
84
Tabela 4. Radiação solar diária (Qo) em suma superfície horizontal no topo
da atmosfera, cal/cm2.dia (adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).
85
Tabela 5. Água retida no solo após terem ocorridos valores diferentes de
evapotranspiração potencial (capacidade de retenção de água no perfil do solo =
100 mm) (fonte: Castro Neto, 1990).
86
Tabela 6. Valores de coeficiente do tanque (Kp).
Cultura
Kc inicial Kc médio
Vegetais pequenos
0.7
1.05
Solanáceas (Solanaceae)
0.6
1.15
0.5
1.00
Cucurbitáceas (Cucurbitaceae)
Raízes e tubérculos
0.5
1.10
Legumes (Leguminosae)
0.4
1.15
Cereais
0.3
1.15
Cana-de-açúcar
0.40
1.25
Kc final
0.95
0.80
0.80
0.95
0.55
0.4
0.75
Tabela 7. Valores de Kc de algumas culturas (Fonte: FAO, 1988)
87