livro meteorologia agricola (1)
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Meteorologia Agrícola Básica
1ª. Edição
Guilherme Augusto Biscaro
UNIGRAF Gráfica e Editora União Ltda.
2007
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Capa e Editoração: Guilherme Augusto Biscaro / UNIGRAF
Revisão Lingüística:
Luiz Sander de Freitas - [email protected]
Revisão Técnica: Prof. Dr.Wilson Itamar Maruyama - [email protected]
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: [email protected]
(*) Ilustrações e fotografias realizadas por Guilherme Augusto Biscaro
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Prof. Dr. Guilherme Augusto Biscaro [email protected]
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.
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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.
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• 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.
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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.
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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 = Εm . 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
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• 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. (*)
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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
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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.
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Figura 22. Bateria de geotermômetros instalados a profundidades diferentes. (*)
Figura 23. Desenho de um geotermômetro visto de perfil. (*)
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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.
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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. Temperatura média mensal (oC) 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
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(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.
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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.
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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. (*)
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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. (*)
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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%).
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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. (*)
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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).
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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.
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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. (*)
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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.
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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)
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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://ian-barton.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).
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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.
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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, deve-se 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).
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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).
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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. (*)
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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).
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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.
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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.
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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 sigla equatorial E
polar P Continental c Quente k tropical T ártica A Marítima m Fria m
antártica A 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:
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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)
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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.
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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.
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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
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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.
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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.
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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. (*)
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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
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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 aplicá-lo 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;
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T = temperatura média mensal do ar (°C); I = índice de calor anual. 12
I = Σ i 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).
61
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 T EP P °C ----- mm ----
JAN 21,7 101 272 FEV 22,1 93 192 MAR 20,9 87 174 ABR 19,8 78 73 MAI 17,5 54 41 JUN 16,3 45 28 JUL 15,8 44 23 AGO 17,7 58 25 SET 19,0 68 72 OUT 20,4 86 126 NOV 20,9 91 213 DEZ 21,1 98 296
62
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 EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC °C --- mm --- ----- 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 EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC °C --- mm --- ----- mm ----
JAN 21,7 101 272 171 FEV 22,1 93 192 99 MAR 20,9 87 174 87 ABR 19,8 78 73 -5 MAI 17,5 54 41 -13 JUN 16,3 45 28 -17 JUL 15,8 44 23 -21 AGO 17,7 58 25 -33 SET 19,0 68 72 4 OUT 20,4 86 126 40 NOV 20,9 91 213 122 DEZ 21,1 98 296 198
Total 903 1535 632
63
A coluna P–EP corresponde ao valor da precipitação média subtraída o da evapotranspiração média, ambos do mês em questão. Exemplo:
Mês T EP P P-EP Cálculo: MAR 20,9 87 174 87 P - EP = 174 - 87 = 87 ABR 19,8 78 73 -5 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 EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC °C --- mm --- ----- mm ----
JAN 21,7 101 272 171 0 100 FEV 22,1 93 192 99 0 100 MAR 20,9 87 174 87 0 100 ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 SET 19,0 68 72 4 -81 44 OUT 20,4 86 126 40 -17 84 NOV 20,9 91 213 122 0 100 DEZ 21,1 98 296 198 0 100
Total 903 1535 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 P-EP N ARM Cálculo: JAN 171 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5) FEV 99 0 100 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
64
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:
Mês P-EP N ARM Cálculo: MAR 87 0 100 P-EP = (+) → N= 0 → ARM = 100 (Tabela 5) ABR -5 -5 95 P-EP = (-) → N= P-EP = -5 → ARM = 95 (Tabela 5) MAI -13 -18 83 P-EP = (-) → N (atual) = P-EP (atual) + N (anterior)
N (atual) = -13 + (-5) = -18 → ARM = 83 (Tabela 5) JUN -17 -35 70 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: Mês P-EP N ARM Cálculo: AGO -33 -89 40 SET 4 -81 44 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)
ARM (atual) = 4 + 40 = 44 → N = -81 (Tabela 5) OUT 40 -17 84 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)
ARM (atual) = 40 + 44 = 84 → N = -17 (Tabela 5) NOV 122 0 100 P-EP = (+) → ARM (atual) = P-EP (atual) + ARM (anterior)
ARM (atual) = 122 + 84 >100 (adota-se ARM=100) → N = 0 DEZ 198 0 100 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
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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 EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC °C --- mm --- ----- mm ----
JAN 21,7 101 272 171 0 100 0 101 FEV 22,1 93 192 99 0 100 0 93 MAR 20,9 87 174 87 0 100 0 87 ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 -5 78 MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 -12 53 JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 -13 41 JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 -14 37 AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 -16 41 SET 19,0 68 72 4 -81 44 4 68 OUT 20,4 86 126 40 -17 84 40 86 NOV 20,9 91 213 122 0 100 16 91 DEZ 21,1 98 296 198 0 100 0 98
Total 903 1535 632 0 874
(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 EP P P-EP N ARM ALT ER DEF EXC °C --- mm --- ----- mm ----
JAN 21,7 101 272 171 0 100 0 101 0 171 FEV 22,1 93 192 99 0 100 0 93 0 99 MAR 20,9 87 174 87 0 100 0 87 0 87 ABR 19,8 78 73 -5 -5 95 -5 78 0 0 MAI 17,5 54 41 -13 -18 83 -12 53 1 0 JUN 16,3 45 28 -17 -35 70 -13 41 4 0 JUL 15,8 44 23 -21 -56 56 -14 37 7 0 AGO 17,7 58 25 -33 -89 40 -16 41 17 0 SET 19,0 68 72 4 -81 44 4 68 0 0 OUT 20,4 86 126 40 -17 84 40 86 0 0 NOV 20,9 91 213 122 0 100 16 91 0 106 DEZ 21,1 98 296 198 0 100 0 98 0 198
Total 903 1535 632 0 874 29 661
66
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. (*)
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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).
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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.
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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.
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(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 Falsas pta < (tma x 2)
e/ou pta < [(tma +7 ) x 2]
e/ou pta < [(tma +14 )x 2]
Clima Seco
(Zona B)
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 Variedade específica pta < tma Chuvas de inverno BWs
pta < (tma+7) Chuvas irregulares BWx’ pta < (tma+14) Chuvas de verão BWw pta < (tma x 2) Chuvas de inverno BSs
pta < [(tma+7) x 2] Chuvas irregulares BSx’ pta < [(tma+14) x 2] Chuvas de verão BSw
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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 média anual
Temperatura média do mês:
Tipo de clima Classificação
> 18 °C Muito quente h’ > 18 °C Mais frio < 18 °C Quente h > 18 °C Frio k < 18 °C
Mais quente
< 18 °C Muito frio 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) Zona 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
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.
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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).
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Quadro 12. Variedades gerais das Zonas A, B e C. Descrição Variedade
Variação anual de temperatura < 5 °C i Curva anual de temperatura atinge valor máximo antes do solstício de verão, com ocorrência de chuvas neste período
g
Curva anual de temperatura atinge valor máximo depois do solstício de verão, com ocorrência de chuvas neste período
g'
Presença constante de nevoeiros n Ar sempre úmido, com escassez de chuvas e temperatura no verão
menor que 24 °C n'
Ar sempre úmido, com escassez de chuvas e temperatura no verão menor que 24 °C
n"
Quadro 13. Alternativas gerais das Zonas A, B e C. Descrição Alternativa
Estação chuvosa atrasa e ocorre no outono w’ Estação chuvosa adianta e ocorre no outono s'
Duas estações chuvosas separadas por dois períodos secos w” Estação chuvosa na primavera e a seca no verão x
Escassez de chuvas, sendo que as mesmas apresentam a mesma intensidade em todas as estações
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 média mensal > 10 °C
Temperatura do mês: Variedade 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)
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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.
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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. (*)
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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.).
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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. (*)
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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. (*)
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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.
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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.
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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.
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Referências Bibliográficas
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Tabelas
Tabela 1. Número possível de horas de brilho de sol no 15° dia do mês (N) (adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).
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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)
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Tabela 4. Radiação solar diária (Qo) em suma superfície horizontal no topo da atmosfera, cal/cm2.dia (adaptado de Tubelis e Nascimento, 1980).
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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).
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Tabela 6. Valores de coeficiente do tanque (Kp).
Cultura Kc inicial Kc médio Kc final Vegetais pequenos 0.7 1.05 0.95
Solanáceas (Solanaceae) 0.6 1.15 0.80 Cucurbitáceas (Cucurbitaceae) 0.5 1.00 0.80
Raízes e tubérculos 0.5 1.10 0.95 Legumes (Leguminosae) 0.4 1.15 0.55
Cereais 0.3 1.15 0.4 Cana-de-açúcar 0.40 1.25 0.75
Tabela 7. Valores de Kc de algumas culturas (Fonte: FAO, 1988)