Meteorologia Agrícola Básica

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2 Meteorologia Agrícola Básica 1ª. Edição Guilherme Augusto Biscaro UNIGRAF Gráfica e Editora União Ltda

3 Capa e Editoração: Guilherme Augusto Biscaro / UNIGRAF Revisão Lingüística: Luiz Sander de Freitas - luizsander@yahoo.com.br Revisão Técnica: Prof. Dr.Wilson Itamar Maruyama - wilsonmaruyama@yahoo.com.br Impressão e Acabamento: UNIGRAF - Gráfica e Editora União Ltda. Rua Sebastião Leal, Centro. CEP Cassilândia - Mato Grosso do Sul Fone/fax: (0xx67) uni_graf@terra.com.br (*) Ilustrações e fotografias realizadas por Guilherme Augusto Biscaro 3

4 Prof. Dr. Guilherme Augusto Biscaro 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

5 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. 5

6 Índice Página 1. Tempo e Clima Terra, Sol e Atmosfera Latitude, Longitude e Altitude Radiação Solar Temperatura do Ar e do Solo Umidade do Ar Ventos Condensação da Água no Ar Geadas Precipitação Massas de Ar Evaporação Evapotranspiração Balanço Hídrico Classificação Climática de Köppen Estações Meteorológicas e PCD s Manejo de Sistemas de Irrigação...80 Referências Bibliográficas...82 Tabelas

7 1. Tempo e Clima A ciência que estuda os fenômenos atmosféricos é chamada de meteorologia. Trata-se de uma prática muito antiga que obteve um grande avanço tecnológico nas últimas décadas com o desenvolvimento de radares mais precisos, computadores e softwares mais sofisticados e potentes, satélites, etc. Processos como temperatura, umidade, precipitação, índice de radiação e outros são analisados e estudados. O estudo do clima de um local ou região é feito com base na análise estatística dos dados observados pela meteorologia, sendo contabilizados entre outras coisas as médias, as correlações, freqüências, distribuições. Por exemplo: qual é a temperatura média, máxima e mínima no Município de Cassilândia, Mato Grosso do Sul, no mês de novembro? Quanto chove em média anualmente nessa região? Existem períodos secos e úmidos definidos? Estas perguntas só podem ser respondidas com mais precisão se forem baseadas numa série de observações no decorrer de vários anos, sendo necessários pelo menos trinta anos para se obter informações bastante confiáveis. Isto se deve as pequenas variações que irão ocorrer de um ano para o outro, que são normais e devem ser levadas em consideração no estudo do clima de uma localidade. É necessário diferenciar os conceitos de TEMPO e CLIMA, para se evitar confusões bastante comuns quando se falam sobre eles: TEMPO é como se apresenta a atmosfera em um determinado instante e local. Por exemplo: hoje, no Município de Cassilândia, o dia está chuvoso e frio. CLIMA é o comportamento observado na atmosfera no decorrer de vários anos. Por exemplo: o clima no Município de Cassilândia é considerado segundo Köppen como seco de inverno (Cw), com a precipitação máxima do verão maior ou igual a dez vezes a precipitação do mês mais seco.. 7

8 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: Existe também uma camada gasosa não visível que envolve o globo terrestre, e é chamada de atmosfera terrestre. ATMOSFERA TERRESTRE A atmosfera do planeta Terra, que é presa ao mesmo pela gravidade, apresenta duas camadas principais: a troposfera e a estratosfera. A troposfera é a camada que vai da superfície terrestre até uma altura aproximada de 10 quilômetros, sendo composta por dois conjuntos de gases: os componentes fixos da troposfera e os componentes variáveis da troposfera. Componentes fixos: é um conjunto de gases, com predominância do nitrogênio (78%) e do oxigênio (21%). Os demais gases nobres (hélio, neônio, argônio, xenônio e criptônio, etc.) somados constituem apenas 1% do total. 8

9 Componentes variáveis: é composto por CO 2, 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 CO 2 presente na troposfera apresenta a capacidade de absorver raios infravermelhos, retendo com isso o calor, se tornando um termoregulador. Isto pode ser observado no efeito estufa que ocorre em grandes capitais, aonde a emissão de monóxido de carbono é bastante elevada. Após o limite superior da troposfera, ocorre uma camada intermediária de aproximadamente três quilômetros de espessura, aonde não ocorre variação de temperatura e que é chamada de tropopausa. Sua distância em relação a superfície varia de acordo as condições climáticas da troposfera, podendo vir a subir se houver muitas correntes de convecção. 9

10 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. 10

11 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 a 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= ), ocorrendo em 22 de junho (*) Figura 5. Solstício de inverno no hemisfério norte e de verão no hemisfério sul (δ= ), ocorrendo em 22 de dezembro. (*) 11

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

13 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. 13

14 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). 14

15 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. 15

16 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. (*) 16

17 Figura 13. Paralelos e meridianos que delimitam o Brasil. (Fonte: 17

18 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 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 18

19 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. T 4 Onde, E = Energia total emitida (cal/cm 2. min); σ = constante de Stefan-Boltzmann (0, cal/cm 2. 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/cm 2. 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. 19

20 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. 20

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

22 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. (*) 22

23 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/cm 2.dia); Qol = balanço de radiação de ondas longas (cal/cm 2.dia). O balanço de radiação de ondas longas (Qol), também chamado de emissão efetiva da Terra é determinado pela seguinte equação: 23

24 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/cm 2.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 24

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

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

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

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

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

30 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 ( o C) 13,0 14,5 16,7 18,8 (1 passo) Para cada mês, subtrair o valor da temperatura média da temperatura base. Ago = 13,0 6,0 = 7,0 C Set = 14,5 6,0 = 8,5 C Out = 16,7 6,0 = 10,7 C Nov = 18,8 6,0 = 12,8 C (2 passo) Multiplicar o número de dias do mês pelo valor encontrado na subtração acima, para determinar a quantidade de graus-dia (gd) no mês. Observação: como a semeadura será realizada no dia 15 de agosto, e o mesmo possui 31 dias, restam apenas 16 dias após a semeadura. Ago = 16 dias x 7,0 C = 112,0 gd Set = 30 dias x 8,5 C = 255,0 gd Out = 31 dias x 10,7 C = 331,7 gd Nov = 30 dias x 12,8 C = 384,0 gd 30

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

41 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: 41

42 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: Quando isto acontece, ocorre também congelamento do protoplasma das células da planta em que se depositou, destruindo o tecido vegetal e matando a mesma. Para cada espécie vegetal há uma temperatura em que o congelamento do protoplasma ocorrerá, sendo possível em alguns casos que o mesmo ocorra antes da temperatura chegar a zero grau. Outras espécies podem apresentar uma maior resistência ao congelamento, continuando vivas mesmo após o fenômeno ter ocorrido (Figura 39). 42

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

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

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

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

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

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

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

50 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: 50

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