UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE AGRONOMIA E MEDICINA VETERINÁRIA
Programa de Pós-Graduação em Agricultura Tropical
BALANÇO DE ENERGIA EM ÁREA DE VEGETAÇÃO
MONODOMINANTE DE CAMBARÁ E PASTAGEM NO
NORTE DO PANTANAL
MARCELO SACARDI BIUDES
CUIABÁ – MT
2008
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE AGRONOMIA E MEDICINA VETERINÁRIA
Programa de Pós-Graduação em Agricultura Tropical
BALANÇO DE ENERGIA EM ÁREA DE VEGETAÇÃO
MONODOMINANTE DE CAMBARÁ E PASTAGEM NO
NORTE DO PANTANAL
MARCELO SACARDI BIUDES
Engenheiro Eletricista e Licenciado em Física
Orientador: Prof. Dr. JOSÉ HOLANDA CAMPELO JÚNIOR
Tese apresentada à Faculdade de Agronomia e
Medicina Veterinária da Universidade Federal de
Mato Grosso, para obtenção do título de Doutor
em Agricultura Tropical.
CUIABÁ – MT
2008
FICHA CATALOGRÁFICA B624b Biudes, Marcelo Sacardi Balanço de energia em área de vegetação monodo-
minante de Cambará e pastagem no norte do Pantanal /
Marcelo Sacardi Biudes. – 2008.
xxi, 142p. : il. ; color. Tese (doutorado) – Universidade Federal de Mato
Grosso, Faculdade de Agronomia e Medicina Veteri-
nária, Pós-graduação em Agricultura Tropical, 2008.
“Orientação: Prof. Dr. José Holanda Campelo
Júnior”.
CDU – 551.584.3(817.2:252.6)(043) Índice para Catálogo Sistemático 1. Microclima – Cambarazal – Pantanal mato-grossense 2. Microclima – Pastagem – Pantanal mato-grossense 3. Pastagem – Pantanal mato-grossense – Balanço de ener-
gia
4. Cambarazal – Pantanal mato-grossense – Balanço de e-
nergia
5. Balanço de energia – Vegetação monodominante – Mé-
todo de Bowen
6. Área foliar – Índice – Simulação 7. Evapotranspiração – Vegetação monodominante 8. ENWATBAL (Energy and WATher BALance) 9. Vegetação – Calor latente – Método aerodinâmico 10. Vegetação – Calor sensível – Método aerodinâmico
DEDICATÓRIA
Deus pela vida, aos meus pais
pelo amor e incentivo para a
realização da minha caminhada,
aos meus irmãos pelo
companheirismo, a toda minha
família pelo apoio em todos os
momentos.
AGRADECIMENTOS
Ao Prof. Dr. José Holanda Campelo Júnior, pela orientação e
principalmente pelo incentivo, apoio, confiança e grande amizade que
possibilitaram a realização deste trabalho;
Ao Prof. Dr. José de Souza Nogueira, pela grande amizade, incentivo
e auxílio, os quais me fizeram sempre seguir o caminho acadêmico;
À Profª. Dr. Luciana Sanches pelo apoio e troca de conhecimento,
contribuindo significativamente para a confecção da tese.
A todos os professores do Programa de Pós-Graduação em
Agricultura Tropical e Física Ambiental da Universidade Federal de
Mato Grosso, onde transmitiram seus conhecimentos;
A todos os colegas de mestrado e iniciação científica que me
ajudaram nos trabalhos de campo, os quais nos tornamos grandes
amigos.
A CAPES pelo auxílio financeiro;
BALANÇO DE ENERGIA EM ÁREA DE VEGETAÇÃO MONODOMINANTE
DE CAMBARÁ E PASTAGEM NO NORTE DO PANTANAL
RESUMO – O objetivo deste trabalho foi determinar o balanço de energia
em uma área de vegetação monodominante de Cambará na RPPN SESC -
Pantanal e em uma pastagem na Fazenda Experimental da UFMT e avaliar
as estimativas desses fluxos obtidos por simulação. O balanço de energia foi
determinado pelo método da razão de Bowen com medidas de saldo de
radiação (Rn), densidade de fluxo de calor no solo (G) e de temperatura e
pressão de vapor d‟água do ar a 33,7 (1); 35,7 (2) e 37,7 m (3) no
cambarazal e a 0,5 (1); 1,2 (2); 2,8 (3) e 3,5 m (4) na pastagem. O método
aerodinâmico foi utilizado para estimar as densidades de fluxo de calor
latente (LE) e sensível (H) no cambarazal com medidas de velocidade do
vento, temperatura e pressão de vapor d‟água do ar. O programa
ENWATBAL foi utilizado para simular o balanço de energia nas duas áreas.
Houve diferenças significativas entre as estimativas de LE pelo método da
razão de Bowen, quando se comparou todas as combinações possíveis
entre duas alturas, em cada área experimental. Considerando-se o método
da razão de Bowen como o mais adequado e considerando-se válidas as
medidas realizadas na maior e na menor altura no cambarazal e nas alturas
2 e 4 na pastagem, a energia disponível foi destinada prioritariamente à LE,
80,0% no cambarazal e 56,6% na pastagem, seguido pela H, 19,7 e 36,2%,
e pela G, 0,3 e 7,2%, respectivamente. As LE e H estimadas pelo método
aerodinâmico entre as alturas 2-3 foram maiores e entre as alturas 1-2 e 1-3
foram menores que as estimadas pelo método da razão de Bowen entre as
alturas 1-3. A simulação do Rn no cambarazal e na pastagem teve
desempenho Muito Bom e Bom, seguido pelo Bom desempenho da LE. A
simulação da G apresentou Mau desempenho, mas com coeficiente de
correlação próximo a 0,70 e o desempenho da simulação da H foi Péssimo.
Palavras-chave: razão de Bowen, método aerodinâmico, simulação,
microclima.
ENERGY BALANCE IN VEGETATION MONODOMINANT OF CAMBARÁ
AREA AND PASTURE IN THE NORTH OF PANTANAL
ABSTRACT – The objective of this work was to determine the energy
balance in a vegetation modominant area of cambará in RPPN SESC-
Pantanal and in a pasture in Experimental Farm of UFMT and to evaluate
these estimate flux by simulation. The energy balance was determined by the
Bowen ratio method measures of radiation balance (Rn), heat flow in the soil
density (G) and temperature and vapor pressure of water of air to 33,7 (1);
35,7 (2) and 37,7 m (3) in cambarazal and to 0,5 (1); 1,2 (2); 2,8 (3) and 3,5
m (4) in the pasture. The aerodynamic method was used to estimate the heat
latent flux (LE) and sensible (H) densities in cambarazal by measures of wind
speed, temperature and vapor pressure of water of air. The program
ENWATBAL was used to simulate the energy balance in the two areas.
There were significant differences among estimate of LE by the Bowen ratio
method, when it compared all the possible combinations between two
heights, in each experimental area. Considering the Bowen ratio method as
the most adequate and considering valid the measures accomplished in the
taller and in the smaller height in cambarazal and in the heights 2 and 4 in
the pasture, the available energy was destined priority to the LE, 80,0% in
the cambarazal and 56,6% in the pasture, followed by the H, 19,7 and
36,2%, and by the G, 0,3 and 7,2%, respectively. The LE and H estimates by
the aerodynamic method between heights 2-3 were higher and between
heights 1-2 and 1-3 were smaller than the estimates by the Bowen ratio
method between heights 1-3. The simulation of Rn in cambarazal and in the
pasture had Very Good and Good performance, followed by the Good
performance of the LE. The simulation of the G presented Bad performance,
but with correlation coefficient near to 0,70 and the simulation performance of
the H was Very bad.
Key-words: Bowen ratio, aerodynamic method, simulation, microclimate.
LISTA DE FIGURAS
Página
FIGURA 1. Mapa do estado do Mato Grosso com a localização da área de
vegetação monodominante de Cambará na RPPN SESC - Pantanal
(Cambarazal) e a área de pastagem na Fazenda Experimental da UFMT. . 25
FIGURA 2. Torre micrometeorológica no cambarazal. ................................ 26
FIGURA 3. Torre micrometeorológica na pastagem. ................................... 28
FIGURA 4. Precipitação (Ppt) e evapotranspiração de referência (ETo)
mensal no cambarazal (A) e na pastagem (B), de dezembro de 2006 a
novembro de 2007. ...................................................................................... 57
FIGURA 5. Altura da lâmina d‟água e umidade do solo média nos primeiros
30 cm no cambarazal (A) e umidade do solo média nos primeiros 30 cm na
pastagem (B), durante o ano de 2007. ........................................................ 59
FIGURA 6. Radiação solar incidente (MJ m-2 dia-1) no cambarazal (A) e na
pastagem (B), durante o ano de 2007. ........................................................ 62
FIGURA 7. Temperatura do ar máxima, mínima e média diária no
cambarazal (A) e na pastagem (B), durante o ano de 2007. ....................... 65
FIGURA 8. Média diária da umidade relativa do ar no cambarazal (A) e na
pastagem (B), durante o ano de 2007. ........................................................ 67
FIGURA 9. Média horária da radiação solar incidente (Rg) no cambarazal (A)
e na pastagem (B), média horária da temperatura do ar (T) no cambarazal
(C) e na pastagem (D), média horária da umidade relativa do ar (UR) no
cambarazal (E) e na pastagem (F) representativa da estação chuvosa e
seca, durante o ano de 2007. ...................................................................... 69
FIGURA 10. Relações da condutância estomática por potencial hídrico foliar
(A) e condutância estomática por radiação solar incidente (B) na área de
vegetação monodominante de Cambará na RPPN SESC - Pantanal. ........ 71
FIGURA 11. Variação diária do índice de área foliar do cambarazal, durante
o ano de 2007. ............................................................................................. 72
FIGURA 12. Variação mensal do índice de área foliar (IAF) do capim carona
e Brachiaria humidicola na pastagem, durante o ano de 2007. ................... 73
FIGURA 13. Média mensal da refletância (%) no cambarazal e na pastagem,
durante o ano de 2007. ................................................................................ 75
FIGURA 14. Média mensal da densidade de fluxo de calor latente pelo
método da razão de Bowen obtidas entre as alturas 1-2, 1-3, 1-4, 2-3, 2-4 e
3-4 na pastagem. ......................................................................................... 78
FIGURA 15. Valores médios de temperatura e pressão de vapor d‟água do
ar na pastagem, a intervalos de duas horas, entre 19 (DJ = 109) e
21 (DJ = 111) de março de 2007. ................................................................ 79
FIGURA 16. Perfil de temperatura do ar acima da superfície da pastagem,
utilizando valores médios de duas horas, entre 20 e 21 de abril de 2007. .. 80
FIGURA 17. Perfil de temperatura do ar acima da superfície da pastagem,
utilizando valores médios de duas horas, entre 22 e 23 de abril de 2007. .. 81
FIGURA 18. Média mensal da densidade de fluxo de calor latente pelo
método da razão de Bowen (A), e pelo método aerodinâmico (B) entre as
alturas 1-2, 1-3 e 2-3 no cambarazal. .......................................................... 84
FIGURA 19. Valores médios da temperatura e pressão de vapor d‟água do
ar no cambarazal, a intervalos de duas horas, entre 14 (DJ = 134) e
16 (DJ = 136) de maio de 2007. .................................................................. 85
FIGURA 20. Perfil de temperatura do ar acima do dossel do cambarazal,
utilizando valores médios de duas horas, entre 17 e 18 de maio de 2008. . 87
FIGURA 21. Perfil de temperatura do ar acima do dossel do cambarazal,
utilizando valores médios de duas horas, entre 19 e 20 de maio de 2008. . 88
FIGURA 22. Temperatura do ar na pastagem, medida a 2,5 m (A), 1,8 m (B),
1,2 m (C) e 0,5 m (D) acima da superfície do solo, utilizando intervalos
médios de 30 minutos e de 2 horas, durante o dia 21 de março de 2007. .. 89
FIGURA 23. Temperatura do ar na pastagem, medida a 37,7 m (A), 35,7 m
(B) e 33,7 m (C) acima da superfície do solo, utilizando intervalos médios de
30 minutos e de 2 horas, durante o dia 21 de março de 2007. .................... 90
FIGURA 24. Relação da densidade de fluxo de calor latente (LE) estimada
entre as alturas 2-4 e estimada nas alturas 1-2 (A), 1-3 (B), 1-4 (C), 2-3 (D) e
3-4 (E) na pastagem. ................................................................................... 91
FIGURA 25. Relação da densidade de fluxo de calor latente (LE) estimada
entre as alturas 1-3 e estimada nas alturas 1-2 (A) e 2-3 (B) no cambarazal.
..................................................................................................................... 92
FIGURA 26. Saldo de radiação diário medido sobre o dossel do cambarazal
(A) e da pastagem (B), durante o ano de 2007. ........................................... 93
FIGURA 27. Relação entre a radiação solar incidente (Rg) e o saldo de
radiação (Rn) medidos no cambarazal (A) e na pastagem, durante o ano de
2007. ............................................................................................................ 95
FIGURA 28. Densidade de fluxo de calor latente diário estimado pelo
método da razão de Bowen no cambarazal (A) e na pastagem (B), durante o
ano de 2007. ................................................................................................ 96
FIGURA 29. Densidade de fluxo de calor sensível diário estimado pelo
método da razão de Bowen no cambarazal (A) e de pastagem (B), durante o
ano de 2007. ................................................................................................ 98
FIGURA 30. Ciclo médio diário do saldo de radiação (Rn), fluxo de calor no
solo (G), fluxo de calor latente (LE) e fluxo de calor sensível (H) no
cambarazal e na pastagem, durante a estação chuvosa. .......................... 105
FIGURA 31. Ciclo médio diário do saldo de radiação (Rn), fluxo de calor no
solo (G), fluxo de calor latente (LE) e fluxo de calor sensível (H) no
cambarazal e na pastagem, durante a estação seca. ................................ 105
FIGURA 32. Relação entre a densidade de fluxo de calor latente estimada
pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3 (LE-B1-3) e pelo método
aerodinâmico entre as alturas 1-2 (LE-A1-2) (A), 1-3 (LE-A1-3) (B), e 2-3
(LE-A2-3) (C) no cambarazal, durante o ano de 2007. ................................ 107
FIGURA 33. Relação entre a densidade de fluxo de calor latente estimada
pelo método aerodinâmico entre as alturas 1-3 (LE-A1-3) e entre as alturas
1-2 (LE-A1-2) (A) e 2-3 (LE-A2-3) (B) no cambarazal, durante o ano de 2007.
................................................................................................................... 108
FIGURA 34. Relação entre a densidade de fluxo de calor sensível estimada
pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3 (H-B1-3) e pelo método
aerodinâmico entre as alturas 1-2 (H-A1-2) (A), 1-3 (H-A1-3) (B), e 2-3 (H-A2-3)
(C) no cambarazal, durante o ano de 2007. .............................................. 109
FIGURA 35. Relação entre a densidade de fluxo de calor sensível estimada
pelo método aerodinâmico entre as alturas 1-3 (H-A1-3) e entre as alturas 1-2
(H-A1-2) (A) e 2-3 (H-A2-3) (B) no cambarazal, durante o ano de 2007. ...... 110
FIGURA 36. Média mensal do saldo de radiação medido e simulado pelo
ENWATBAL no cambarazal (A) e na pastagem (B). .................................. 113
FIGURA 37. Relação entre o saldo de radiação medido sobre o cambarazal
(Rn – Camb.) e simulado pelo ENWATBAL no cambarazal , utilizando como
entrada, dados meteorológicos diários (Rn – Camb. D.) (A) e horários (Rn –
Camb. H.) (B) obtidos no local e na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter (Rn – E. Met. D.) (C), e na pastagem, utilizando dados
meteorológicos diários obtidos na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter (Rn – E. Met. D.) (D). ................................................................. 114
FIGURA 38. Média mensal da densidade de fluxo de calor latente estimado
pelo método da razão de Bowen e simulado pelo ENWATBAL no
cambarazal (A) e na pastagem (B). ........................................................... 117
FIGURA 39. Relação entre a densidade de fluxo de calor latente estimada
pela razão de Bowen no cambarazal (LE – Camb.) e simulada pelo
ENWATBAL no cambarazal, utilizando como entrada, dados meteorológicos
diários (LE – Camb. D.) (A) e horários (LE – Camb. H.) (B) obtidos no local e
na estação agroclimatológica Ricardo Remetter (LE – E. Met. D.) (C), e na
pastagem, utilizando dados meteorológicos diários obtidos na estação
agroclimatológica Ricardo Remetter (LE – E. Met. D.) (D). ....................... 119
FIGURA 40. Média mensal da densidade de fluxo de calor sensível estimado
pelo método da razão de Bowen e simulado pelo ENWATBAL no
cambarazal (A) e na pastagem (B). ........................................................... 122
FIGURA 41. Média mensal da densidade de fluxo de calor no solo medido e
simulado pelo ENWATBAL no cambarazal (A) e na pastagem (B)............ 124
FIGURA 42. Relação entre a densidade de fluxo de calor no solo medido no
cambarazal (G – Camb.) e simulado pelo ENWATBAL no cambarazal,
utilizando como entrada, dados meteorológicos diários (G – Camb. D.) (A) e
horários (G – Camb. H.) (B) obtidos no local e na estação agroclimatológica
Ricardo Remetter (G – E. Met. D.) (C), e na pastagem, utilizando dados
meteorológicos diários obtidos na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter (G – E. Met. D.) (D). ................................................................... 125
LISTA DE TABELAS
Página
TABELA 1. Variáveis de entrada do ENWATBAL em relação ao solo. ....... 40
TABELA 2. Variáveis de entrada do ENWATBAL em relação à vegetação. 40
TABELA 3. Variáveis de entrada do ENWATBAL em relação à atmosfera. 40
TABELA 4. Variáveis de saída do ENWATBAL. ......................................... 41
TABELA 5. Constantes físicas utilizadas no ENWATBAL. .......................... 41
TABELA 6. Critério de interpretação do desempenho dos valores estimados
pelo programa ENWATBAL, proposto por Camargo e Sentelhas (1997)
através do índice (c). ................................................................................... 56
TABELA 7. Valores do conteúdo de água no solo saturado ( s ) e residual
( r ) e dos parâmetros empíricos do modelo de Van Genuchten ( , n e m )
para o horizonte 1 no cambarazal (0-19 cm) e na pastagem (0-14 cm) e o
horizonte 2 no cambarazal (20-200+) e na pastagem (15-70 cm). ............... 59
TABELA 8. Média mensal e desvio padrão da radiação solar incidente diária
(MJ m-2 dia-1) no cambarazal e na pastagem. .............................................. 63
TABELA 9. Porcentagem mensal de dias de céu nublado, parcialmente
nublado e limpo no cambarazal e na pastagem, calculada pela transmitância
da radiação solar no topo da atmosfera até a área experimental. ............... 63
TABELA 10. Média mensal e desvio padrão da temperatura e umidade
relativa do ar no cambarazal e na pastagem. .............................................. 66
TABELA 11. Resultados do teste t para amostras pareadas e número de
dados utilizados (n) aplicado aos valores de densidade de fluxo de calor
latente (LE) estimadas pelo método da razão de Bowen, a cada 30 minutos,
usando diferenças de temperatura e pressão de vapor do ar obtidas a 2,5, a
1,8, a 1,2 e a 0,5 m acima do solo (alturas 1, 2, 3 e 4), na pastagem. ........ 77
TABELA 12. Resultados do teste t para amostras pareadas e número de
dados utilizados (n) aplicado aos valores de densidade de fluxo de calor
latente (LE) estimadas pelo método da razão de Bowen, a cada 30 minutos,
usando diferenças de temperatura e pressão de vapor do ar obtidas a 33,7,
a 35,7 e a 37,7 m acima do solo (alturas 1, 2 e 3), no cambarazal.............. 83
TABELA 13. Resultados do teste t para amostras pareadas e número de
dados utilizados (n) aplicado aos valores de densidade de fluxo de calor
latente (LE) estimadas pelo método aerodinâmico, a cada 30 minutos,
usando diferenças pressão de vapor do ar e velocidade do vento obtidos a
33,7, a 35,7 e a 37,7 m acima do solo (alturas 1, 2 e 3). ............................. 83
TABELA 14. Média mensal e estacional e desvio padrão do saldo de
radiação medido sobre o dossel do cambarazal e da pastagem. ................ 94
TABELA 15. Média mensal e estacional e desvio padrão da densidade de
fluxo de calor latente estimado pelo método da razão de Bowen no
cambarazal e na pastagem. ......................................................................... 97
TABELA 16. Média mensal e estacional e desvio padrão da densidade de
fluxo de calor sensível estimado pelo método da razão de Bowen no
cambarazal e na pastagem. ......................................................................... 99
TABELA 17. Média mensal e estacional e desvio padrão da densidade de
fluxo de calor no solo medido no cambarazal e na pastagem. .................. 100
TABELA 18. Média mensal e estacional da fração da radiação solar
incidente destinada ao saldo de radiação (Rn/Rg) no cambarazal e na
pastagem. .................................................................................................. 101
TABELA 19. Fração mensal do saldo de radiação destinada à densidade de
fluxo de calor no solo (G/Rn), latente (LE/Rn) e sensível (H/Rn) no
cambarazal (Camb.) e na pastagem (Past.). ............................................. 102
TABELA 20. Média e desvio padrão (DP) dos gradientes de velocidade do
vento (Δu/Δz), pressão de vapor d‟água (Δe/Δz) e temperatura potencial
(Δθ/Δz) para as três combinações de alturas no cambarazal. ................... 111
TABELA 21. Coeficiente angular (a) e coeficiente de correlação da reta
estimada entre as estimativas de LE e entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 pelo
método aerodinâmico e pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3
e deslocamento do plano zero determinado por regressão linear e proposto
por Allen et al. (2006) com intervalo de 15 min., 30 min. e 1 h., no
cambarazal. ............................................................................................... 112
TABELA 22. Coeficiente angular (a) e coeficiente de correlação da reta
estimada entre as estimativas de H e entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 pelo
método aerodinâmico e pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3
e deslocamento do plano zero determinado por regressão linear e proposto
por Allen et al. (2006) com intervalo de 15 min., 30 min. e 1 h., no
cambarazal. ............................................................................................... 112
TABELA 23. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores de saldo de radiação medidos no eixo das abscissas, coeficiente de
correlação (r), coeficiente de concordância ou exatidão (d), índice de
confiança (c) e índice de desempenho por Camargo e Sentelhas (1997)
(Des.) das simulações realizadas com o ENWATBAL. No cambarazal teve
como variáveis de entrada, valores diários medidos no cambarazal (Camb.
D.) e na estação agroclimatológica Ricardo Remetter (E. Met. D.) e valores
horários medidos no cambarazal (Camb. H.), e na pastagem somente
valores diários medidos na estação agroclimatológica Ricardo Remetter. 116
TABELA 24. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores da densidade de fluxo de calor latente estimadas por razão de
Bowen no eixo das abscissas, coeficiente de correlação (r), coeficiente de
concordância ou exatidão (d), índice de confiança (c) e índice de
desempenho por Camargo e Sentelhas (1997) (Des.) das simulações
realizadas com o ENWATBAL. No cambarazal teve como variáveis de
entrada, valores diários medidos no cambarazal (Camb. D.) e na estação
agroclimatológica Ricardo Remetter (E. Met. D.) e valores horários medidos
no cambarazal (Camb. H.), e na pastagem somente valores diários medidos
na estação agroclimatológica Ricardo Remetter. ....................................... 120
TABELA 25. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores da densidade de fluxo de calor sensível estimadas por razão de
Bowen no eixo das abscissas, coeficiente de correlação (r), coeficiente de
concordância ou exatidão (d), índice de confiança (c) e índice de
desempenho por Camargo e Sentelhas (1997) (Des.) das simulações
realizadas com o ENWATBAL. No cambarazal teve como variáveis de
entrada, valores diários medidos no cambarazal (Camb. D.) e na estação
agroclimatológica Ricardo Remetter (E. Met. D.) e valores horários medidos
no cambarazal (Camb. H.), e na pastagem somente valores diários medidos
na estação agroclimatológica Ricardo Remetter. ....................................... 123
TABELA 26. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores da densidade de fluxo de calor no solo medidos no eixo das
abscissas, coeficiente de correlação (r), coeficiente de concordância ou
exatidão (d), índice de confiança (c) e índice de desempenho por Camargo e
Sentelhas (1997) (Des.) das simulações realizadas com o ENWATBAL. No
cambarazal teve como variáveis de entrada, valores diários medidos no
cambarazal (Camb. D.) e na estação agroclimatológica Ricardo Remetter (E.
Met. D.) e valores horários medidos no cambarazal (Camb. H.), e na
pastagem somente valores diários medidos na estação agroclimatológica
Ricardo Remetter. ...................................................................................... 127
LISTA DE SÍMBOLOS
iRC absorção de água pelas raízes na camada i
c absortância de onda curta do dossel
s absortância de onda curta do solo
g aceleração gravitacional
lE altitude local
tA altura da touceira
z altura de medida da velocidade do vento
1z altura de medida no nível 1
2z altura de medida no nível 2
0T amplitude máxima de variação da temperatura na superfície do
solo
h ângulo horário
sW angulo solar
ângulo zenital
bA área basal da touceira
bA área basal média das 10 touceiras medidas dentro das áreas de
25 m2
A área da seção transversal da amostra
AF área foliar
cbhAF área foliar da amostra de 0,25 m2
cp calor específico do ar
C calor específico do solo por unidade de volume
L calor latente de vaporização da água
d coeficiente de concordância ou exatidão
r coeficiente de correlação
ek coeficiente de extinção do dossel
bC comprimento da área ocupada no terreno pela touceira
tC comprimento da touceira
0z comprimento de rugosidade da superfície
2g condutância foliar parcial em função da radiação solar incidente
1g condutância foliar parcial em função do potencial da água no
dossel
lg condutância foliar total
sK condutividade hidráulica do solo saturado
1K condutividade térmica da camada superficial do solo
K condutividade térmica do solo
constante de Stephan-Boltzmann
k constante de Von Karman
constante psicrométrica
conteúdo de água do solo padrão do programa ENWATBAL
conteúdo de água no solo para o dado potencial de água no solo
s conteúdo de água no solo saturado
r conteúdo residual de água no solo seco
declinação solar
AFD densidade de área foliar
q densidade de fluxo de água
LE densidade de fluxo de calor latente
cLE densidade de fluxo de calor latente do dossel
sLE densidade de fluxo de calor latente do solo
ALE densidade de fluxo de calor latente pelo método aerodinâmico
G densidade de fluxo de calor no solo
H densidade de fluxo de calor sensível
cH densidade de fluxo de calor sensível do dossel
sH densidade de fluxo de calor sensível do solo
AH densidade de fluxo de calor sensível pelo método aerodinâmico
oI densidade de fluxo de radiação fotossinteticamente ativa acima do
dossel durante o dia
I densidade de fluxo de radiação fotossinteticamente ativa que
atravessa o dossel durante o dia
orI densidade de fluxo de radiação fotossinteticamente ativa refletida
pelo dossel durante o dia
iRD densidade de raízes na camada i
densidade do ar
zd deslocamento do plano zero
DJ dia Juliano
z diferença altura entre dois níveis
e diferença de pressão de vapor d‟água do ar entre dois níveis
T diferença de temperatura do ar entre dois níveis
u diferença de velocidade do vento entre dois níveis
D difusividade térmica do solo
P energia responsável pela realização da fotossíntese
E equação do tempo
aL espessura da amostra
1z espessura da primeira camada do solo
oET evapotranspiração de referência
F fator de correção para estabilidade atmosférica
1F freqüências relativas da inclinação das folhas a 15º
2F freqüências relativas da inclinação das folhas a 45º
3F freqüências relativas da inclinação das folhas a 75º
i gradiente de potencial
uze gradientes de pressão de vapor
uz gradientes de temperatura potencial
uzu gradientes de velocidade do vento
localT horário oficial local
IAF índice de área foliar
cbhIAF índice de área foliar do capim Brachiaria humidicola
ccIAF índice de área foliar do capim carona
tK índice de claridade
c índice de confiança
Ro irradiação no topo da atmosfera
l lâmina de água sobre a amostra
bL largura da área ocupada no terreno pela touceira
tL largura da touceira
latitude local
localL longitude local, que no cambarazal
padL longitude padrão que estabelece o horário oficial
sWO media da projeção das folhas na direção dos raios solares
AFD média das três densidades de área foliar
O média dos valores observados
RI número de Richardson
tn número de touceiras de capim carona dentro de cada área de
25 m2
parâmetro empírico do modelo de Van Genuchten
n parâmetro empírico do modelo de Van Genuchten
m parâmetro empírico do modelo de Van Genuchten
1s potencial de água na camada superficial do solo
c potencial de água no dossel
potencial de água no solo
s potencial de água no solo na camada i
max potencial máximo de água no dossel
P pressão atmosférica local
xs Te pressão de saturação de vapor d‟água máxima
se pressão de saturação de vapor d‟água média
ns Te pressão de saturação de vapor d‟água mínima
ae pressão de vapor d‟água atual média
e pressão de vapor d‟água do ar atual
se pressão de vapor d‟água do ar saturado
iz profundidade do solo
LsR radiação de onda longa emitida pela superfície do solo
LcR radiação de onda longa emitida pelo dossel
LaR radiação de onda longa proveniente da atmosfera
Rg radiação solar incidente
maxRg radiação solar incidente máxima em dia de céu limpo
razão adiabática seca
razão de Bowen
cR resistência à difusão de vapor do dossel
aR resistência aerodinâmica à difusão de vapor de uma cobertura
vegetal
acR resistência aerodinâmica à difusão de vapor do ar
asR resistência aerodinâmica à difusão de vapor junto à superfície do
solo
wr resistência ao fluxo de calor latente
hr resistência ao fluxo de calor sensível
scR resistência específica entre o solo e o dossel
lcR resistência foliar à difusão de vapor
Rn saldo de radiação
sRn saldo de radiação na superfície do solo
cRn saldo de radiação no dossel
s tangente à curva de pressão de vapor de saturação
sE taxa de evaporação de água do solo
cT taxa de transpiração do dossel
T temperatura absoluta do ar
sT temperatura da superfície do solo
aT temperatura do ar
zT temperatura do ar na altura em que em que está sendo medida
0zT temperatura do ar na altura onde a velocidade do vento é nula
(no interior do dossel)
lT temperatura foliar
dplT temperatura foliar do ponto de orvalho
xT temperatura máxima do ar
mT temperatura média do ar
T temperatura média do dia
nT temperatura mínima do ar
1sT temperatura na primeira camada do solo
t tempo
solT tempo solar
cV transmitância do dossel
asUA umidade absoluta atual da superfície do solo
lUA umidade absoluta da folha
ssUA umidade absoluta de saturação da superfície do solo
aUA umidade absoluta do ar
zq umidade específica do ar na altura em que em que está sendo
medida
0zq umidade específica na altura onde a velocidade do vento é nula
(no interior do dossel)
aUR umidade relativa do ar
xRH umidade relativa do ar máxima
nRH umidade relativa do ar mínima
Oi valores observados
Pi valores previstos ou estimados pelo modelo
B varável para cálculo da equação do tempo
tzT , variação da temperatura do solo durante o tempo ( t ) e na
profundidade ( z )
tzG , variação do fluxo de calor no solo durante o tempo ( t ) e na
profundidade ( z )
1O variável utilizada para calcular sWO
2O variável utilizada para calcular sWO
3O variável utilizada para calcular sWO
w velocidade angular da terra
2U velocidade do vento corrigida para 2 m de altura
zU velocidade do vento medida na altura z
zu velocidade do vento na altura z
tV volume da touceira
V volume de água que passa pela amostra
tV volume médio das 10 touceiras medidas dentro das áreas de
25 m2
SUMÁRIO
Página
1 INTRODUÇÃO ............................................................................................ 1
2 OBJETIVOS ............................................................................................... 3
2.1 Objetivos Gerais ...................................................................................... 3
2.2 Objetivos Específicos ............................................................................... 3
3 REVISÃO DE LITERATURA ...................................................................... 4
3.1 Características do Pantanal Mato-Grossense.......................................... 4
3.2 Balanço de energia de uma superfície vegetada ..................................... 8
3.2.1 Saldo de radiação ................................................................................. 8
3.2.2 Densidade de fluxo de calor latente e sensível ................................... 11
3.2.3 Resistência à difusão de vapor ........................................................... 13
3.2.3.1 Resistência foliar à difusão de vapor ............................................... 13
3.2.3.2 Resistência aerodinâmica ................................................................ 16
3.2.4 Densidade de fluxo de calor no solo ................................................... 18
3.3 Método da Razão de Bowen .................................................................. 20
3.4 Resultados Obtidos com o Programa ENWATBAL ................................ 23
4 MATERIAL E MÉTODOS ......................................................................... 24
4.1 Localizações das Áreas Experimentais ................................................. 24
4.2 Instrumentação da Torre na Área do Cambarazal ................................. 25
4.3 Instrumentação da Torre na Área de Pastagem Mista ........................... 27
4.4 Estimativa da Cobertura de Céu ............................................................ 29
4.5 Estimativa da Densidade de Fluxo de Calor Latente e Sensível pelo
Método da Razão de Bowen ........................................................................ 30
4.6 Estimativa da Densidade de Fluxo de Calor Latente e Sensível pelo
Método Aerodinâmico .................................................................................. 31
4.7 Estimativa da Altura do Dossel e do Índice de Área Foliar .................... 34
4.8 Descrição do Programa ENWATBAL ..................................................... 39
4.8.1 Saldo de radiação ............................................................................... 41
4.8.2 Densidade de fluxo de calor latente e sensível ................................... 44
4.8.3 Resistência à difusão de vapor ........................................................... 46
4.8.4 Densidade de fluxo de calor no solo ................................................... 49
4.8.5 Simulações Realizadas ....................................................................... 50
4.9 Determinação das Curvas de Retenção e Condutividade de Água no
Solo .............................................................................................................. 52
4.10 Determinação das Relações entre Condutância Estomática e Potencial
Hídrico Foliar e Radiação Solar Incidente .................................................... 53
4.11 Análises Estatísticas ............................................................................ 54
4.12 Análise de Confiança dos Dados Estimados ....................................... 55
5 RESULTADOS E DISCUSSÃO ................................................................ 57
5.1 Caracterização das Variáveis Microclimáticas ....................................... 57
5.1.1 Precipitação ........................................................................................ 57
5.1.2 Variação da lâmina d‟água e umidade do solo ................................... 58
5.1.3 Radiação solar incidente ..................................................................... 61
5.1.4 Temperatura e umidade relativa do ar ................................................ 64
5.1.5 Ciclo diário da radiação solar incidente, da temperatura e umidade
relativa do ar ................................................................................................ 68
5.2 Variáveis Ecofisiológicas no Cambarazal .............................................. 71
5.3 Índice de Área Foliar .............................................................................. 71
5.4 Refletância da radiação fotossinteticamente ativa ................................. 74
5.5 Análises dos Componentes do Balanço de Energia .............................. 76
5.5.1 Medidas de densidade de fluxo de calor latente realizadas em alturas
diferentes ..................................................................................................... 76
5.5.2 Variação sazonal dos componentes do balanço de energia ............... 92
5.5.3 Distribuição proporcional da energia disponível ................................ 100
5.5.4 Ciclo diário estacional dos componentes do balanço de energia...... 104
5.5.5 Comparação entre as estimativas das densidades de fluxo de calor
latente e sensível pelo método aerodinâmico e da razão de Bowen no
cambarazal ................................................................................................ 106
5.6 Simulação do Balanço de Energia pelo Programa ENWATBAL .......... 113
6 CONCLUSÕES ....................................................................................... 128
7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...................................................... 130
1 INTRODUÇÃO
Os estudos em ecossistemas tropicais ganharam atenção especial
principalmente pela riqueza de fauna e flora. O Pantanal apresenta
características distintas por ser caracterizado como a maior planície
inundada da América do Sul e ser um elo entre os biomas vizinhos como a
Amazônia, o Cerrado e os Chacos Boliviano e Paraguaio, apresentando
prolongamentos naturais na área circunvizinha.
O pulso de inundação do Pantanal é a principal força moderadora do
microclima local, levando à livre formação de estandes monodominantes
devido à sua baixa drenagem e ao freqüente prolongamento do período de
inundação. Outra característica é a ocorrência de uma estação seca, o que
causa freqüente estresse hídrico nas plantas locais, regulando sua fenologia
e produção de fitomassa.
Nas últimas décadas vêm crescendo incentivos políticos e sociais
para o aumento da atividade econômica na região pantaneira, antes
realizada de forma extrativista. Isso tem intensificado o uso de pastagem
para a criação de bovinos, seja por forrageiras naturais ou exóticas.
O aumento do desmatamento para a criação de gado pode modificar
o clima local, levando a sérias conseqüências ecológicas na região, como o
aumento da temperatura do ar, redução na precipitação e evaporação e o
prolongamento da estação seca.
Estudos de trocas de energia entre a superfície e atmosfera são
importantes, não só por caracterizar o microclima local, como identifica
interações existentes entre elas. Além disso, possibilitam conhecer variações
do tempo e do clima da região, assim como medir e identificar efeitos que
atividades antropogênicas, ou fatores naturais, sobre diferentes questões
ambientais. Esse estudo é fundamental por fornecer informações sobre a
quantidade de umidade emitida para atmosfera por uma área vegetada, seja
por uma vegetação rasteira ou de médio porte.
Neste contexto, técnicas micrometeorológicas vêm sendo usadas
para estimar as trocas de energia em uma superfície vegetada, sem
2
alteração do meio. O método da razão de Bowen pode estimar as
densidades de fluxo por meio de medidas realizadas diretamente a campo,
como saldo de radiação, gradientes de temperatura e pressão de vapor
d‟água do ar e fluxo de calor no solo. O método aerodinâmico pode ser
utilizado por meio de medidas de gradientes de temperatura e pressão de
vapor d‟água do ar e velocidade do vento.
Entretanto, estimativas de trocas de energia por técnicas
micrometeorológicas tem elevado custo. Assim, modelos matemáticos de
simulação têm sido empregados com diversos fins, entre eles, estimativas
de trocas de energia entre superfície vegetada e atmosfera. O programa
ENWATBAL estima o balanço de energia de uma superfície vegetada
utilizando dados meteorológicos, propriedades físicas do solo e parâmetros
da vegetação, gerando informações contínuas da interação solo-planta-
atmosfera.
3
2 OBJETIVOS
2.1 Objetivos Gerais
Determinar o balanço de energia em duas áreas: uma com vegetação
monodominante de Cambará na RPPN SESC - Pantanal e uma
pastagem na Fazenda Experimental da UFMT;
Avaliar estimativas das densidades de fluxo obtidas por simulação nestas
áreas.
2.2 Objetivos Específicos
Caracterizar o microclima do cambarazal e da pastagem;
Estimar o índice de área foliar do dossel do cambarazal por atenuação da
radiação e na pastagem por relação alométrica entre a área foliar e a
massa seca respectiva das folhas;
Avaliar as estimativas das densidades de fluxo de calor latente em
diferentes alturas no cambarazal e na pastagem;
Quantificar as diferenças mensais e sazonais dos componentes do
balanço de energia no cambarazal e na pastagem;
Avaliar o desempenho do programa ENWATBAL, na simulação do
balanço de energia no cambarazal e na pastagem.
4
3 REVISÃO DE LITERATURA
3.1 Características do Pantanal Mato-Grossense
O Pantanal é caracterizado como a maior planície inundada da
América do Sul, com cerca de 140.000 km², ocupando 1,6% do território
brasileiro. Sua posição geográfica é peculiar, sendo o elo entre a Amazônia,
o Cerrado e os Chacos Boliviano e Paraguaio, considerado como um
conjunto de vários ecossistemas que está em processo de formação, isto é,
de sedimentação (quaternária), proveniente dos rios da Bacia do Alto
Paraguai (Iversson et al., 1993; Nunes da Cunha e Junk, 2004). Neste
bioma, existem ainda, prolongamentos naturais, senso os municípios de
Poconé, Cáceres, Barão de Melgaço, Santo Antônio de Leverger e Nossa
Senhora do Livramento, os principais municípios do estado de Mato Grosso,
que fazem parte do Pantanal (Allem e Valls, 1987).
O Pantanal Mato-Grossense foi inicialmente colonizado por ribeirinhos
que utilizavam da pesca como a mais importante atividade extrativista da
região. Devido às recentes tendências de desenvolvimento, as atividades
tradicionais de pesca foram rapidamente substituídas pela agropecuária,
com o uso de pastagens nativas e artificiais de origem exótica e pela
exploração intensiva de monoculturas de soja e milho, acompanhado do
desmatamento e da degradação dos cursos de água (Santos et al., 2002;
Mateus et al., 2004).
Atualmente, a bovinocultura de corte do Pantanal Mato-grossense é a
principal atividade econômica da região. A alimentação destes animais é
predominantemente constituída de gramíneas nativas, geralmente de
produtividade e/ou valor nutritivo baixo em solos arenosos. Essas, no
entanto, tornam-se pouco consumidas pelos animais durante a estação
seca, exceto nas localidades próximas às vazantes que ficam parcialmente
alagadas durante alguns meses da estação chuvosa. Deste modo, a
variação da altura da lâmina d‟água das enchentes e a duração do período
de chuva, desempenham papel importante na conservação do equilíbrio
ecológico da região. No entanto, reduzem drasticamente a área útil para o
5
pastejo, principalmente nas áreas mais baixas, onde se localizam as
forrageiras de melhor qualidade (Comastri Filho e Pott, 1998).
Face a essa situação, os pecuaristas dispõem de pouca alternativa
para contornar o problema da alimentação do rebanho, principalmente para
certas raças de animais. A estiagem no Pantanal (junho a setembro)
coincide com a desmama do gado bovino (junho a julho) e na maioria das
unidades de produção da região, esta não é realizada pela inexistência de
boas pastagens para os bezerros. Em conseqüência, a desmama ocorre
tardiamente, muitas vezes de forma natural, deixando as matrizes
depauperadas e na maioria das vezes, sem condições fisiológicas de
apresentarem cio pós-desmama (Comastri Filho e Pott, 1994).
O aumento das atividades econômicas na região tem levado a
competições entre criadores de gado, por pastagens não inundadas. No
entanto, a qualidade e a extensão dessas pastagens, durante o ciclo de
inundação, agem como fator limitante na pecuária local. Uma forma de
amenizar esse problema foi aumentar as áreas para o pastejo, limpando
áreas que são periodicamente inundadas com o uso do fogo, moto-serras e
machados (Nunes da Cunha e Junk, 2004). Ultimamente a presença de
gado nas pastagens tem mostrado que é de importância essencial na
manutenção da vegetação do Pantanal, pois diminuem o risco de fogo pela
prevenção de biomassa morta, especialmente em período de extrema seca
(Pozer e Nogueira, 2004).
Aliado ao uso da terra, a heterogeneidade da paisagem do Pantanal é
influenciada pelos diferentes habitats, tipos de solo e regimes de inundação,
abrigando uma riquíssima biota terrestre e aquática. Dentre esses fatores, o
pulso de inundação determina os padrões e processos no Pantanal, que
seguem um ciclo anual mono-modal, com amplitudes que variam inter e
intra-anualmente. Em geral, no mês de outubro inicia as chuvas terminando
entre os meses de fevereiro e maio, sendo julho e agosto caracterizados
como meses secos na região, causando freqüentemente estresse hídrico
para as plantas locais.
A água estocada na vasta planície durante a estação chuvosa flui
6
para as partes mais baixas do rio Paraguai, não retornando completamente
para a atmosfera, o que contribui para o não fechamento do balanço de
água local (Moraes et al., 2000).
O comprimento do hidroperíodo e a freqüência da inundação são os
principais fatores associados com a monodominância das espécies no
Pantanal (Damasceno Junior et al., 2005). Esses fatores atuam na
segregação das comunidades de plantas, principalmente no estádio da
germinação das sementes e no estabelecimento da plântula. Quando se
trata de plantas adultas, a inundação provoca uma queda na respiração,
sugerindo que a funcionalidade das estruturas de respiração não seja
suficiente para manter a atividade do aparato respiratório nos mesmos níveis
das plantas não inundadas (Rogge et al., 1998).
A freqüente oscilação entre as estações seca e chuvosa e o nível de
inundação que ocorrem no Pantanal, causada pela variação pluviométrica,
leva a diferentes padrões de descarga de sedimentos no rio Paraguai
(Collischonn, 2001; Jiménez Rueda et al., 1998). Esse comportamento
contribui para a formação de um mosaico de diferentes formações
geomorfológicas, cobertas por vários tipos de vegetações, podendo
funcionar como filtro ao estabelecimento e desenvolvimento de algumas
espécies de planta (Junk, 2002). Essas variações causam freqüentemente,
estado de extremo estresse hídrico, seja por falta ou excesso de água,
permanecendo a quantidade de espécies pioneiras no Pantanal, as quais
mantém suas populações em alta densidade, de acordo com os
requerimentos fisiológicos e ecológicos da espécie (Silva et al., 2000).
Nunes da Cunha e Junk (2004) atentam para a coincidência da
entrada de um período plurianual de grande cheia no Pantanal, iniciado em
1974, com o espalhamento de algumas espécies lenhosas, tais como:
pimenteira (Licania parvifolia Huber), cipó-de-remela (Combretum
lanceolatum Pohl) e cambará (Vochysia divergens). A V. divergens
apresenta características ecológicas e fisiológicas que favorecem seu rápido
espalhamento e dominância em campos sazonalmente inundados. Sua alta
taxa de crescimento sob intensa luminosidade, tolerância à condição de
7
prolongado alagamento, capacidade de suas plântulas em manter suas
folhas intactas embaixo da superfície da água e a elevada produção de
sementes espalhadas pelo vento e água são algumas delas. A respeito
disto, essa espécie tem baixa tolerância ao estresse da seca, tendo suas
populações reduzidas pelo efeito de períodos plurianuais de grandes secas.
Entretanto, com o rápido espalhamento e estabelecimento, os estandes
monodominante desta espécie se mantêm, tornando a área ocupada,
indisponível para pastagem.
A aparente causa do espalhamento da V. divergens pode estar
relacionada à alternância de grandes cheias e secas que ocorrem no
Pantanal e, ainda, pelo desmatamento provocado pelos criadores de gado
da região, aumentando a área disponível para esta planta se estabelecer.
Esses fatores podem causar retração da vegetação nativa e aumento das
populações desta espécie, dando à vegetação um caráter irregular no tempo
e no espaço (Junk, 2002).
A V. divergens é uma espécie colonizadora de campos naturais
inundáveis no Pantanal de Poconé-MT (Nascimento e Cunha, 1989). A
concentração da V. divergens, denominadas localmente como Cambarazais,
possui formação e ocupação, provavelmente, a partir de sementes vindas de
indivíduos localizados em matas ciliares próximas.
As matas inundáveis localizam-se em regiões de planície, relevo
plano, solo mal drenado e coberto com espessa (> 20 cm) camada de
húmus e serrapilheira. O solo apresenta textura argilosa, coloração preta e
ausência de rochas. As árvores apresentam marcas que indicaram a altura
atingida pelo nível d'água da enchente anterior (> 2m) (Marimon e Lima,
2001).
A produção de serrapilheira é maior em área inundada que não
inundada. A maior produção da serrapilheira nesta área não é devido ao
excesso de água, mas ao contrário, a escassez de água limita a produção
da serrapilheira (Haase, 1999).
8
3.2 Balanço de energia de uma superfície vegetada
O sistema solo-planta-atmosfera está dinamicamente acoplado em
um processo físico construído no transporte de energia térmica e massa de
água de uma superfície vegetada. Este fenômeno explica, em alguma
extensão, a importância do conhecimento a cerca da microclimatologia de
sistemas de cultivo e florestas (Sá et al., 1988).
A essência do conceito de balanço de energia está na afirmação de
que a diferença entre a energia que entra e a energia que sai de um sistema
(comunidade vegetal) é a energia captada ou utilizada por ele. Da energia
que chega à superfície da Terra, parte é utilizada para aquecer o ambiente
na forma de fluxo calor sensível, parte para evaporar a água do solo e no
processo transpiratório das plantas na forma de fluxo calor latente, parte
para aquecer a solo na forma de fluxo de calor no solo, e parte é utilizada na
fotossíntese. As leis de conservação da energia radiante agregam estas
situações variáveis, podendo expressar essas trocas por meio da equação
do balanço de energia (eq. 1).
PGLEHRn (1)
em que Rn (MJ m-2 dia-1) é o saldo de radiação, H (MJ m-2 dia-1) é a
densidade do fluxo de calor sensível, LE (MJ m-2 dia-1) é a densidade de
fluxo de calor latente, G (MJ m-2 dia-1) é a densidade de fluxo de calor no
solo e P (MJ m-2 dia-1) é a energia responsável pela realização da
fotossíntese.
3.2.1 Saldo de radiação
A energia solar é a fonte primária de energia, responsável pelos
processos físicos naturais. Nos processos de transpiração das culturas e
evaporação da água do solo, que conjuntamente denomina-se
evapotranspiração, a radiação solar é a principal energia condicionante. O
9
saldo de radiação ou radiação líquida sobre uma superfície vegetada é o
resultado do balanço global de radiação, o qual envolve os balanços de
ondas curtas e longas. Assume-se valor positivo quando o fluxo direciona-se
para a superfície, normalmente durante o período diurno, e negativo quando
o fluxo está no sentido oposto, durante a noite. O total diário da energia
radiante quase sempre é positivo, exceto em condições extremas, em altas
latitudes (Tanner e Lemon, 1962; Allen et al., 2006).
O saldo de radiação de uma cultura constitui-se em uma variável
fundamental na modelagem de diversos processos naturais, como na
estimativa do balanço de energia e evapotranspiração (Cunha et al., 1993).
Estimativas reais do Rn sobre superfícies naturais como solo nu,
gramado, culturas anuais ou perenes são importantes para a determinação
da energia disponível para os processos de transferência de calor sensível e
latente entre superfície e atmosfera. Portanto, para obterem-se estimativas
corretas de evapotranspiração, é importante obter o Rn medido ou estimado
de forma correta e precisa (Oliveira e Leitão, 2000). O sensor de Rn é talvez
o mais delicado de todos os sensores utilizados em estações
micrometeorológicas. Apesar de serem calibrados anualmente e sofrerem
manutenções periódicas, é comum a ocorrência de diferenças acima de 10%
entre medidas com instrumento padrão e utilizados em campo (Llsat e
Snyder, 1998).
A radiação solar global incidente ( Rg ) que atinge a superfície da terra
depende principalmente da turgidez atmosférica, da cobertura de nuvens e
da topografia. Esta energia, ao atravessar a atmosfera, tem parte refletida
pelas nuvens, parte é espalhada pelas moléculas e partículas do ar e parte é
absorvida pelo vapor de água, dióxido de carbono, ozônio, compostos
nitrosos e aerossóis, podendo ser atenuada em até 70% (Artaxo et al.,
2005). A porção absorvida aumenta a temperatura do ar e, por conseguinte
aumenta a emissão de ondas longas para a superfície da terra e para o
espaço. O balanço de radiação representa, em última análise, as fontes e
sumidouros de energia que afetam condições meteorológicas e clima do
planeta (Souza e Escobedo, 1997).
10
A quantidade de Rg sobre o topo da atmosfera da Terra depende
principalmente do período do ano, período do dia e latitude. A duração do
dia está relacionada com o período do ano, aumentando ou diminuindo com
o aumento da latitude, a depender da estação. No verão do hemisfério Sul,
por exemplo, a duração do dia aumenta do Equador em direção ao pólo Sul
e diminui em direção ao pólo Norte.
A razão entre Rn e Rg varia temporalmente, em função das
características ópticas da superfície analisada, da fase fenológica da
vegetação, do seu coeficiente de reflexão (albedo), da própria Rg e da
temperatura e umidade da superfície e do ar (Souza et al., 1999). Assim, Rn
pode ser expresso exclusivamente em função da Rg , mas o uso desta
relação é recomendado somente na ausência de um saldo radiômetro
(Pereira et al., 1998).
A relação entre Rn e Rg , em uma superfície padrão (gramada), é
maior no período chuvoso (0,577) que no período seco (0,503), devido ao
maior coeficiente de reflexão da superfície no período seco, além da
nebulosidade e umidade do ar associados ao regime de chuvas. Essas
variáveis interferem no balanço de ondas longas, havendo redução da perda
de radiação na faixa do infravermelho termal sob condições de alta umidade
relativa do ar e com a presença de nuvens, o que resulta em maior Rn
diário, aumentando a relação entre Rn e Rg (Sentelhas e Nascimento,
2003). Resultados semelhantes foram observados no trabalho de
Pezzopane et al. (2005) em um cultivo consorciado de bananeira e cafezal,
apresentando relação entre Rn e Rg no período chuvoso de 0,62 e 0,68 e
no período seco de 0,34 e 0,35 a pleno sol e no cultivo consorciado,
respectivamente.
Em geral, estudos comparativos da relação entre Rn e Rg em
pastagem e floresta, ambos localizados na região Amazônica, apresentam
maiores valores na floresta, como nos trabalhos de Bastable et al. (1993), os
quais observaram uma relação de 0,70 na pastagem e 0,79 na floresta, e
Culf et al., 1996, que embora não apresentou explicitamente os resultados,
11
observaram variação sazonal de 0,59 a 0,64 na pastagem e 0,62 a 0,74 na
floresta.
3.2.2 Densidade de fluxo de calor latente e sensível
A estimativa da densidade de fluxo de calor latente, sensível e de
momentum de uma superfície é essencial para estudos de modelagens
atmosféricas, isto é, para previsão de tempo, clima, poluição do ar e ainda
em estudos da interação solo-planta-atmosfera (Berkowicz e Prahm, 1982).
Os fluxos turbulentos de calor sensível e latente podem ser obtidos
por vários métodos micrometeorológicos, com vantagem de não alterarem o
meio. O método de correlação dos vórtices turbulentos (“eddy covariance”)
obtém esses fluxos diretamente por meio da correlação das flutuações da
temperatura e concentração de vapor d‟água no ar pela flutuação da
velocidade vertical do vento (Baldocchi et al., 1988; Moncrieff et al., 1996;
Priante Filho et al., 2004). Outros métodos são derivados de relações
conhecidas entre fluxos e gradientes de entidades medidas, como a
temperatura e pressão de vapor d‟água do ar e velocidade do vento, obtidas
por meio de instrumentos micrometeorológicos (Monteith e Unsworth, 1990),
como o método da razão de Bowen (Bowen, 1926), o aerodinâmico
(Thornthwaite e Holzman, 1939) e o método das resistências (Berkowicz e
Prahm, 1982).
Todos esses métodos baseiam-se em equações de conservação de
estado, na qual o tempo de mudança de uma propriedade (temperatura e
vapor d‟água) é balanceado pela média horizontal e a advecção vertical. Em
outras palavras, assume-se que a transferência de calor ocorre na posição
vertical, não ocorrendo na posição horizontal, chamada de advecção
(Baldocchi et al., 1988).
O método das resistências é uma combinação de equações teóricas,
que utiliza a equação do balanço de energia, relações entre as densidades
de fluxos e os gradientes de entidades medidas, e a evolução/variação das
condições da superfície (Berkowicz e Prahm, 1982).
12
O método das resistências é baseado em uma analogia com a lei de
Ohm, a qual, de forma geral, é dada pela eq. (2).
aresistênci
potencialdediferençaFluxo
__ (2)
Quando a densidade de fluxo de calor sensível é considerada, a
diferença de potencial refere-se à diferença de temperatura, quando da
densidade de fluxo de calor latente, a diferença de pressão de vapor d‟água
do ar. As resistências são geralmente diferentes para cada fluxo
considerado. O método das resistências pode apenas ser aplicado em casos
onde o fluxo pode ser considerado como constante ao longo do meio
(Berkowicz e Prahm, 1982).
A expressão das densidades de calor latente ( LE ) e sensível ( H )
descritas pelo método das resistências pode ser expressa de acordo com a
eq. (3) e eq. (4), respectivamente.
w
zz
r
qqcpLE
0
.
(3)
h
zz
r
TTcpH
0. (4)
em que , cp e são a densidade do ar (1,26 kg m-3), o calor específico do
ar (1,01 W kg-1 K-1) e a constante psicrométrica (0,0626 kPa ºC-1), 0zq e
0zT
são a umidade específica (g kg-1) e a temperatura do ar (ºC) na altura onde a
velocidade do vento é nula (no interior do dossel) e zq e zT são a umidade
específica e a temperatura do ar na altura em que estas são medida e wr e
hr são as resistências aos fluxos de calor latente (s m-1) e sensível (s m-1),
respectivamente.
13
3.2.3 Resistência à difusão de vapor
A resistência à difusão de vapor é uma variável associada à estrutura
do caminho do fluxo e das características do próprio fluxo, indicando o grau
de dificuldade imposto pelo caminho ao transporte de vapor (Monteith e
Unsworth, 1990).
De maneira análoga a um circuito elétrico, o caminho de difusão
desde os sítios de evaporação até o ar turbulento normalmente é
considerado composto de duas grandes resistências, a foliar e a
aerodinâmica, associadas em série (Jones, 1992).
3.2.3.1 Resistência foliar à difusão de vapor
A resistência foliar à difusão de vapor ( lcR ) é o elemento chave em
estudos de crescimento de plantas e uso de água. Possui três componentes:
(a) a resistência dos espaços intercelulares de ar e (b) a dos estômatos, as
quais podem ser entendidas como uma associação em série e (c) a
resistência da epiderme, a qual é associada em paralelo com a associação
anterior (Jones, 1992).
A resistência dos espaços intercelulares de ar pode ser obtida por
determinação do comprimento efetivo do caminho do vapor d‟água dos sítios
de evaporação até a cavidade subestomática. Embora esses espaços
tenham forma irregular e dimensões diferentes para cada espécie, pode-se
adotar um comprimento efetivo variável entre 0,1 e 1,0 mm, apresentando
resistência entre 4 a 40 s m-1 (Nobel, 1999, Angelocci, 2002). A resistência
da epiderme de plantas cultivadas pode variar de 2500 s m-1 a 10000 s m-1
(Nobel, 1999). Já a resistência estomática apresenta maior dificuldade na
estimativa devido às particularidades do caminho de fluxo do aparato
estomático, constituído pelas células-guarda, pela cavidade subestomática,
pelas células subsidiárias e pelo poro estomático.
O poro estomático, cuja área é definida pelo grau de abertura das
células-guarda, é responsável pela saída de vapor d‟água e a entrada de
14
CO2. Assim, mesmo as células epidérmicas ocupando uma maior fração da
área da folha que os poros estomáticos, a cutícula cerosa que as cobre
reduz significativamente a perda de água de suas paredes celulares para o
ar turbulento, reduzindo a transpiração através da epiderme (Nobel, 1999). A
perda de água pela epiderme adquire importância apenas quando os poros
estomáticos estão fechados (Jones, 1992).
O mecanismo de regulação estomático é afetado pelos fatores
ambientais como vento, radiação solar, déficit de pressão de vapor,
temperatura, etc. O entendimento desses fatores isoladamente tem sido
questão de difícil solução, principalmente pela forte interação entre eles.
Aparentemente, a resposta mais consistente e documentada é a relação
entre a variação da abertura estomática com os aspectos quali-quantitativos
da radiação (Jones, 1992).
A condutância estomática, inverso da resistência, e a transpiração
das plantas podem aumentar concomitantemente com o aumento da
intensidade de radiação fotossinteticamente ativa em mudas de sorgo.
Quando se aumentou subitamente a intensidade de luz de 500 para
1500 µmol m-2 s-1, a condutância estomática das mudas de sorgo estabilizou
após 5 minutos. Quando expostas ao estresse hídrico, observou-se
diminuição em 40% da condutância estomática, comparado com plantas
sem estresse (Hattori et al., 2007).
Em seringueiras submetidas a níveis elevados de radiação solar
incidente e aumento do déficit de pressão de vapor, foi observado aumento
da lcR . Além disso, foi observado aumento de curta duração na lcR em
folhas sob temperatura reduzida e elevado nível de radiação solar incidente
(Pereira Netto et al., 1991).
A condutância estomática também tem relação direta com a
disponibilidade de água no solo, e com o sistema de manejo do solo. A
condutância estomática do milho cultivado em solo sob preparo
convencional foi maior no período inicial de seu crescimento, e quando
cultivado sob plantio direto, esta foi maior a partir do seu pendoamento
(Bianchi et al., 2007).
15
Além dessas variáveis discutidas, os estômatos são sensíveis ao
potencial de água na folha, com clara tendência de fechamento do ostíolo
com o decréscimo do potencial. O fechamento pode ocorrer em diferentes
condições de conteúdo de água no tecido foliar, sendo que essa relação
pode ser modificada pela exposição da folha a um fator de estresse (Jones,
1992). O movimento estomático é também dependente de outros fatores
indiretos, denominados de mensageiros químicos (Naor, 1998), originários
da raiz em resposta à deficiência hídrica do solo.
Em um estudo com maçã, verificou-se que a variação do potencial
hídrico foliar também está ligada ao regime hídrico do solo onde esta se
encontra. Quando medido ao meio dia, o potencial hídrico foliar apresentou
valores de -1,8 e -2,9 MPa em uma macieira irrigada e em uma não irrigada,
respectivamente. Além disso, apenas a macieira irrigada recuperou a
hidratação foliar durante a noite, como resultado do fechamento estomático
e controle da transpiração das macieiras não irrigadas (Endres, 2007).
A determinação da lcR é tida como a maior dificuldade para a
parametrização de modelos (Alves e Pereira, 2000). Sendo assim, Marin et
al. (2001) propuseram um modelo simplificado para a estimativa dessa
variável em plantas sem restrição hídrica, baseando na inversão do modelo
de Penman-Monteith. Esses autores observaram concordância dos valores
medidos e estimados com o modelo proposto em lima ácida „Tahiti‟. O
melhor ajuste dos dados ocorreu nos horários intermediários, durante o
período diurno, dos dias de medida e durante a época mais quente do ano,
mas durante o início e final do período diurno ocorreram os maiores desvios
dos valores simulados em relação aos valores medidos.
Além do estudo da interação da lcR com variáveis ambientais, pode-
se observar sua variação sazonal. Esses estudos são geralmente realizados
com lcR obtido pela inversão do modelo de Penman-Monteith, conhecendo a
quantidade de água evapotranspirada por lisímetros ou métodos
micrometeorológicos, como correlação de vórtices turbulentos, método da
razão de Bowen e Priestley-Taylor. Além de obter a variação de lcR é
16
possível parametrizar modelos que utilizam variáveis ambientais.
Em floresta tropical úmida, a lcR máxima foi menor no mês de outubro
(8 mm s-1) e maior no mês de março (41 mm s-1). Esse comportamento foi
devido ao efeito combinado da radiação solar incidente e da disponibilidade
hídrica do solo (Harris et al., 2004). Neste mesmo trabalho, foi parametrizado
um modelo de estimativa da lcR , tendo melhor ajuste quando da utilização
da influência da umidade do solo no mesmo. Em floresta de transição
Amazônia-Cerrado, os valores da lcR foram menores, com máximos valores
em março (11 mm s-1) e mínimos em agosto (3 mm s-1), diminuindo em
função da disponibilidade hídrica do solo (Vourlitis et al., 2005).
Em pastagem mista com Brachiaria decumbens e Brachiaria
humidicola na região Amazônica, a lcR estimada pela inversão do modelo de
Penman-Monteith esteve entre 3,5 e 7,5 mm s-1, com máximos ocorrendo
nas primeiras horas do dia, diminuindo até o final da tarde (Wright et al.,
1992).
3.2.3.2 Resistência aerodinâmica
A resistência aerodinâmica é a resistência à transferência de
momentum, que também pode ser entendida como sendo a resistência
imposta pelo meio à difusão do vapor pela vegetação ou pelo solo (Monteith
e Unsworth, 1990).
Para uma comunidade vegetal, em condição de atmosfera neutra, a
velocidade do vento varia de forma logarítmica com a altura de medida. O
contato do ar turbulento com a vegetação causa freqüentemente, um
mecanismo de absorção de momentum pela mesma. A resistência à troca
de momentum entre a folha e o ar é menor que a resistência foliar a difusão
de vapor (Marin et al., 2003). A resistência aerodinâmica à difusão de vapor
de uma cobertura vegetal ( aR ) (s m-1) pode ser expressa pela eq. (5).
17
2
0
2ln
1
z
dz
ukR z
z
a (5)
em que k é a constante de Von Karman (0,4), zu a velocidade do vento na
altura z (m s-1), z é a altura de medida da velocidade do vento (m), zd é o
deslocamento do plano zero (m) e 0z é o comprimento da rugosidade da
superfície (m).
Para perfis similares, zd e 0z podem variar significativamente e com
freqüência assumem valores incoerentes. As estimativas de zd e 0z pelo
perfil são sensíveis a erros experimentais, particularmente quando as
medidas são feitas em condições diabáticas sem correções do perfil, sobre
baixas velocidades do vento, fora da subcamada inercial, ou com poucos
níveis de medida. Muitos pesquisadores estimam zd e 0z por meio de dados
medidos em condições de neutralidade e assumem que os valores de zd e
0z estimados foram ainda válidos em condições de estabilidade e
instabilidade (Guerra e Slack, 1996; Takagi et al., 2003).
A estabilidade influencia na forma do perfil, diferenciando o formato
do perfil, definido pela lei logarítmica. A tendência é de decréscimo da
turbulência em condições de estabilidade, produzindo gradientes verticais de
zu com inclinação superior aos observados sobre atmosfera neutra, e assim
superestimativas de 0z e conseqüentemente subestimativa de zd . Padrão
inverso é observado sobre instabilidade, ou seja, gradientes com inclinação
inferior ao esperado sobre condições neutras e subestimativa de 0z e
conseqüentemente superestimativa de zd (Dolman, 1986).
O fator de correção é geralmente expresso como função de
parâmetros que dependem da razão de produção de energia pelo aumento
das forças de dissipação de energia pela turbulência mecânica. Os dois
melhores parâmetros de estabilidade são o "número de Richardson",
calculado pelos gradientes de temperatura potencial e velocidade do vento,
e o comprimento de Monin-Obukhov, o qual é função dos fluxos de calor e
18
momentum (Monteith e Unsworth, 1990).
Utilizando da correção de estabilidade atmosférica, alguns autores
desenvolveram relações simplificadas para estimar os valores de zd e 0z ,
somente pela altura da cultura. Para uma ampla faixa de cultivos, pode-se
utilizar o produto de 0,666 e 0,123 e a altura do cultivo para determinar zd e
0z , respectivamente (Allen et al., 2006). Entretanto, cada superfície
apresenta rugosidade característica em função da arquitetura do dossel. A
relação entre zd e 0z e a altura de pastagens foi 0,66 e 0,101, enquanto que
para floresta essa relação mudou para 0,86 e 0,06, respectivamente (Wright
et al., 1996)
3.2.4 Densidade de fluxo de calor no solo
As transferências de massa e calor nas camadas superficiais do solo
condicionam numerosos fenômenos que interferem direta e indiretamente na
produção agrícola, como germinação de sementes e manutenção da
atividade microbiana no solo. Em especial, a densidade de fluxo de calor no
solo (G ) constitui um termo do balanço de energia que possibilita a
avaliação da evaporação e da temperatura do solo (Antonino et al., 1997).
Em um solo ideal, a transferência de calor pode ser definida, muito
grosseiramente, como um sólido poroso, inerte, homogêneo e isotrópico. Em
um solo com essas propriedades, as flutuações da temperatura e do G
seguem quatro hipóteses básicas: a superfície do solo é plana e infinita e se
constitui como única fonte positiva ou negativa de calor (I), a variação da
temperatura da superfície do solo obedece a uma função senoidal pura (II), o
transporte de calor no solo dá-se exclusivamente por condução (III) e a
condutividade térmica do solo é constante no espaço e no tempo (IV)
(Decico e Reichardt, 1976).
Se existir gradiente de temperatura no solo, a densidade de fluxo de
calor no solo (G ) (MJ m-2 dia-1), definida como a taxa de condução de calor
por unidade de área (eq. 6), é proporcional ao gradiente térmico ( dzdT )
19
(ºC m-1) e a constante de proporcionalidade é chamada de condutividade
térmica do solo ( K ) (MJ m-1 K-1).
dz
dTKG (6)
A variação da condutividade térmica do solo é função da umidade e
das propriedades físicas do solo. Desde então, existem vários métodos para
estimá-la no campo a partir de medidas da evolução da temperatura
(Antonino et al., 1997; Ramana Rao et al., 2005).
Segundo as hipóteses básicas, a variação da temperatura e
densidade de fluxo de calor no solo segue uma função senoidal em torno de
um valor médio e constante durante o dia (eq. 7 e 8).
D
wzwteTTtzT
D
wz
2sin,
2
0 (7)
42sin
2,
2
0
D
wzwte
D
wKTtzG
D
wz
(8)
em que tzT , e tzG , são as variações da temperatura do solo (ºC) e da
densidade de fluxo de calor no solo (W m-2) na profundidade ( iz ) e durante o
tempo ( t ), T é a temperatura média do dia (ºC), 0T é a amplitude máxima de
variação da temperatura na superfície do solo (ºC), w é a velocidade
angular da Terra (7,27 10-5 rad s-1), D é a difusividade térmica do solo
(m2 s-1), definida como a relação da condutividade térmica do solo ( K )
(MJ m-1 K-1) e o calor específico do solo por unidade de volume ( C )
(MJ m-3 K-1) (Decico e Reichardt, 1976; Antonino et al., 1997).
Outra forma de estimar o G , assim como a temperatura nas diversas
camadas do solo é utilizando o princípio do balanço de energia e
transferência de calor no solo. Luo et al. (1992) propuseram um modelo que
simula a temperatura do solo de forma realística com variáveis da cultura e
20
da umidade do solo. O modelo proposto forneceu boas estimativas dos
fluxos de energia na superfície do solo, temperatura na superfície do solo e
das temperaturas nas várias profundidades na cultura. Com o dossel da
cultura cobrindo o solo e este sendo mantido sem restrição hídrica, a
estimativa foi fortemente influenciada pelo balanço de energia e a
temperatura do solo foi pouco afetada pela porosidade e condutividade
térmica do solo.
A variação do G em ambientes florestais, normalmente é
negligenciada em estudos de balanço de energia, devido aos baixos valores
observados durante o dia, mas em pastagens esse componente não deve
ser descartado, pois tem papel importante no fechamento do balanço de
energia em função da maior amplitude diária (Priante Filho et al., 2004). A
diferença na amplitude de G em florestas e pastagens é devido ao G da
pastagem ser governado pela variação da radiação solar incidente e pela
temperatura do ar, enquanto que na floresta, o G é primariamente dirigido
pela temperatura do ar (Bastable et al., 1993).
3.3 Método da Razão de Bowen
O método da razão de Bowen baseia-se na lei da conservação de
energia, expressa pela equação de balanço de energia. Constitui-se,
basicamente, na partição do saldo de radiação nas densidades dos fluxos de
calor latente de evapotranspiração e nas densidades de fluxo de calor
sensível do ar e do solo. Bowen (1926) foi o pioneiro nos estudos do balanço
de energia sobre uma superfície, considerando próximos, os valores das
constantes de difusão turbulenta para as densidades de fluxo de calor
sensível e latente. Este autor determinou a razão entre as densidades de
fluxo de calor sensível ( H ) e latente ( LE ) emitidos pela superfície de água,
durante o processo de evaporação, em função dos gradientes de
temperatura e pressão de vapor d‟água do ar, observados sobre a
superfície, denominando esta relação de razão de Bowen ( ).
Esse método tem vantagem de ser relativamente simples, mas,
21
quando utilizado de forma isolada, pode não ser exato. O método parece
adequado quando H e LE apresentam o mesmo sinal, em geral quando a
superfície está mais úmida e quente que o ar, ou quando está mais fria e
seca que o ar. Quando a superfície está mais úmida e fria que o ar, como
ocorre no efeito oásis, ou ainda, mais seca e quente, como no caso da
penetração de uma brisa lacustre fria e úmida sobre uma margem quente e
seca, a pode tornar-se negativa (Karam e Pereira Filho, 2006).
A apresenta valores próximos a zero quando o solo está úmido.
Nesta condição, o saldo de radiação está direcionado à livre
evapotranspiração. Quando há restrição hídrica, a razão de Bowen
apresenta-se elevada ( >1), pois o saldo de radiação está sendo utilizado
para o aquecimento do ar (Betts et al. 2007).
Em um estudo sobre impacto de conversão do uso da terra de uma
floresta Boreal para uso agrícola houve queda na de 0,85 para 0,4,
associado aos dias que ocorreram precipitação, sendo que a média diária de
na floresta foi maior que na agricultura, independente do período do ano
(Betts et al., 2007). Mesmo comportamento foi observado em cultura de
feijão, apresentando próximo à zero após ser irrigado, aumentando para
0,45 com decréscimo da umidade do solo (Cargenel et al., 1996).
Na cultura de milho, na região de Taquari-RS, foi estudado o balanço
de energia pelo método da razão de Bowen por meio de psicrômetros
construídos de termopares de cobre-constantan. Como resultado, a energia
disponível ao ambiente (saldo de radiação) foi destinada em maior parte à
evapotranspiração da cultura, aumentando com o desenvolvimento da
cultura. A média da energia disponível à evapotranspiração foi de 80%,
sendo 14% destinado ao aquecimento do ar e 6% ao aquecimento do solo. A
transferência de calor no solo acompanhou a disponibilidade energética na
superfície, diminuindo a amplitude com o desenvolvimento da cultura, em
função do aumento do sombreamento do solo, evidenciado pelo aumento do
índice de área foliar da cultura (Cunha et al., 1996).
Em vinhedo de „Niágara Rosada‟ conduzida em espaldeira, a maior
parte do saldo de radiação foi utilizada na LE (59%), com variação de 40%
22
a 86%, dependendo da disponibilidade hídrica do solo, seguida pela H
(38%), com variação de 21% a 56%, e do G (3%), com variação de 1% a
9% (Pezzopane e Pedro Júnior, 2003).
Em cultivo de pimentão protegido, a média da partição da energia
disponível em LE foi de 88% no cultivo protegido e 98% no cultivo no
campo, em H foram 10% e -4% e em G foram 2% e 7%, respectivamente.
O valor negativo de H no cultivo de campo indica perda de calor da cultura
para a atmosfera em virtude do maior efeito advectivo, resultado do maior
aquecimento da cultura em relação à atmosfera. O cultivo protegido, apesar
de receber menor quantidade de radiação solar global, foi mais eficiente na
conversão do saldo de radiação em matéria seca total e na produção de
frutos na cultura do pimentão, em relação ao cultivo no campo (Cunha et al.,
2002).
Por não necessitar modificar o ambiente para estimar a perda de
água para a atmosfera, o método da razão de Bowen apresentou resultados
satisfatórios em várias regiões e condições meteorológicas, como em cultivo
de trigo de inverno no norte da China, ao se comparar com medidas de
evapotranspiração estimadas por métodos lisimétricos. Neste estudo foi
obtido um coeficiente de correlação de 0,80 da relação entre as medidas
lisimétricas e estimadas pelo método da razão de Bowen em um intervalo de
20 minutos, demonstrando que este último foi preciso em estimar a
evapotranspiração (Zhang et al., 2002). Além disso, este método tem se
mostrado superior a alguns métodos de estimativa da evapotranspiração,
sendo em grande parte, utilizado como método padrão, como verificado no
trabalho de Lima et al. (2005) em cultivo de feijão caupi em condições de
brejo. Estes autores avaliaram o uso da equação de De Bruin e Holtslag em
comparação com o método da razão de Bowen.
Apesar do amplo emprego do método da razão de Bowen, alguns
autores têm relatado problemas (Daamen et al., 1999; Ibáñez et al., 1999). O
seu uso durante o período diurno deve ser limitado. Um ponto vulnerável do
método é quando o valor da razão de Bowen aproxima-se de -1,0,
apresentando fluxos com magnitudes extremamente inadequadas (Liu e
23
Foken, 2001). Ortega Farias et al. (1996) recomendam descartar valores
inferiores à -0,75 durante o nascer e por do sol e durante a noite, devido à
dificuldade de se obter gradientes de temperatura e pressão de vapor.
Unland et al. (1996) aconselham descartar os valores inferiores a -0,7 para
manter a precisão na estimativa.
Devido à elevada controvérsia no valor limite da razão de Bowen,
Jarvis et al. (1976) observou a necessidade do estabelecimento de uma
faixa de utilização em floresta de coníferas, argumentado serem entre 0,1 a
1,5 em condições secas e -0,7 a 0,4 em condições úmidas.
3.4 Resultados Obtidos com o Programa ENWATBAL
Em um estudo com solo arenoso nu e com cultivo de sorgo,
respectivamente, Qiu et al. (1999a) utilizaram o programa ENWATBAL para
simular a evaporação do solo, a transpiração do dossel, os perfis de
umidade e temperatura do solo, os potenciais de água no solo e da planta, o
fluxo de calor no solo e o saldo de radiação acima e abaixo da cultura. Os
valores calculados apresentaram boa concordância com os medidos, exceto
quando se utilizou parâmetros não estimados para as condições do estudo.
Evett et al. (1994) utilizaram o ENWATBAL para estimar o balanço de
energia e a variação espacial da evaporação em dois experimentos com solo
nu, realizando algumas mudanças no modelo original. Os resultados das
curvas diárias foram considerados mais precisos em comparação com os
valores medidos quando não utilizada a variação senoidal da temperatura do
solo usada no programa original. Entretanto, ambos, o modelo original e o
modificado, foram bem ajustados para a simulação da evaporação da água
do solo.
Qiu et al. (1999b) verificaram que o modelo ENWATBAL foi mais bem
adaptado, com erro máximo de 9% ao estimar a evaporação de água do solo
usando a diferença entre a temperatura do solo seco e úmido. Neste
trabalho, os autores modificaram a equação de balanço de energia do solo
do programa, desconsiderando o albedo da superfície do solo seco e úmido.
24
4 MATERIAL E MÉTODOS
4.1 Localizações das Áreas Experimentais
O experimento foi conduzido em duas áreas experimentais, uma
localizada na área experimental da Reserva Particular do Patrimônio Natural
- RPPN SESC – Pantanal, município de Barão de Melgaço – MT, distante
160 km de Cuiabá – MT onde estava instalada uma torre micrometeorológica
de 32 m de altura (16º39‟50‟‟S; 56º47‟50‟‟O) e altitude de 120 m. Esta área
apresenta vegetação monodominante de Cambará (Vochysia divergens),
conhecida localmente como cambarazal, com altura do dossel de 29 m. O
solo foi classificado como GLEISSOLO HÁPLICO Ta Distrófico típico e o
clima Aw segundo Köppen.
A segunda área experimental foi uma pastagem mista localizada na
Fazenda Experimental da Universidade Federal de Mato Grosso, a 50 m da
Estação Agroclimatológica Ricardo Remetter (15º47‟11”S; 56º04‟47”O) e
altitude de 140 m, situada no município de Santo Antônio do Leverger – MT,
distante 33 km de Cuiabá – MT. A pastagem mista foi composta de três
espécies de forrageiras, capim carona (Elyonurus muticus), Brachiaria
humidicola e Tanzânia (Panicum máximum). Entretanto, a ocorrência do
capim Tanzânia na área da pastagem teve início a aproximadamente 40 m
do local de medidas micrometeorológicas. O solo foi classificado como
PLANOSSOLO HÁPLICO Eutrófico gleissólico e o clima Aw segundo
Köppen.
A Figura 1 apresenta a localização do cambarazal e da área de
pastagem.
25
FIGURA 1. Mapa do estado do Mato Grosso com a localização da área de
vegetação monodominante de Cambará na RPPN SESC - Pantanal
(Cambarazal) e a área de pastagem na Fazenda Experimental da UFMT.
4.2 Instrumentação da Torre na Área do Cambarazal
No cambarazal foi instalada uma torre metálica de 32 m equipada
com instrumentos micrometeorológicos (Figura 2).
O saldo de radiação sobre o dossel foi medido por um saldo
radiômetro (Net Radiometer, Kipp & Zonen Delft, Inc., Holland) a 32 m de
altura, a radiação solar global incidente por um piranômetro (LI-200,
Campbell Sci, Inc., USA) a 33 m de altura, a radiação fotossinteticamente
ativa incidente e refletida a 33 m (um com a face voltada para cima e outro
voltado para baixo) e a radiação fotossinteticamente interceptada a 16, 6 e
2 m de altura por três sensores quânticos (LI-190, Campbell Sci, Inc., USA),
o fluxo de calor no solo por dois fluxímetros de calor no solo (HFT-3.1,
REBS, Inc., Seattle, Washington) a 2 cm de profundidade e o perfil de
temperatura do solo foi medido por termopares tipo T, nas profundidades 1,
3, 7, 15 e 30 cm. Durante alguns dias no mês de maio de 2008, o perfil de
26
temperatura foi medido com dez termopares tipo T, nas alturas 28,7; 32,0;
33,5; 34,5; 35,5; 36,0; 37,0; 38,0; 38,8; 39,6 m. O perfil de temperatura e
umidade relativa do ar foi medido por três termohigrômetros (HMP 45 C,
Vaisala, Inc., Helsinki, Finland) e o perfil de velocidade do vento por três
anemômetros de conchas (A-014 Wind Speed Sensor, Met One Instruments,
Inc., USA), instalados a 33,7; 35,7 e 37,7 m de altura do solo. A precipitação
foi medida por um pluviômetro de báscula (TB4-L25, Campbell Sci, Inc.,
USA) a 34 m de altura do solo.
FIGURA 2. Torre micrometeorológica no cambarazal.
Os equipamentos foram alimentados com tensão de 12 V por um
banco de duas baterias de 150 Ah, carregadas por um painel solar de 64 W
com regulador de tensão embutido.
Os termohigrômetros e anemômetros instalados no cambarazal foram
calibrados, mantendo-os durante 4 dias nas mesmas condições
27
atmosféricas, com intervalo de leitura de 10 segundo e com registro das
médias a cada 120 minutos. As calibrações foram realizadas por regressões
lineares simples, adotando como valores conhecidos a temperatura e a
pressão atual de vapor d‟água do ar obtidas pelo termohigrômetro e a
velocidade do vento obtida pelo anemômetro instalado a 35,7 m de altura.
Os termopares utilizados para medir o perfil de temperatura do ar
foram calibrados por regressões lineares simples, adotando como valores
conhecidos a temperatura medida com o termopar instalado a 28,7 m. Para
tanto, o conjunto de dez termopares foi instalado a 2 cm de profundidade em
uma caixa de areia de 1,5 m de largura por 1,5 m de comprimento.
Foram utilizados dados da precipitação medida no posto da RPPN
SESC – Pantanal em Porto Cercado, localizado a aproximadamente 15 km
da referida torre.
A altura da lâmina d‟água foi medida com uma régua localizada no
mesmo nível da torre, a aproximadamente 50 m desta, na ocasião de visitas
de coleta de dados a intervalos de 10 dias.
4.3 Instrumentação da Torre na Área de Pastagem Mista
Na área de pastagem mista as medidas micrometeorológicas foram
realizadas com sensores dispostos em um mastro de 4 m altura (Figura 3).
O saldo de radiação sobre o dossel da pastagem foi medido por um
saldo radiômetro (Net Radiometer, Kipp & Zonen Delft, Inc., Holland), a
radiação solar global incidente por um piranômetro (LI-200, Campbell Sci,
Inc., USA), a radiação fotossinteticamente ativa incidente e refletida a 2,5 m
por dois sensores quânticos (LI-190, Campbell Sci, Inc., USA), o fluxo de
calor no solo por um fluxímetro de calor no solo (HFT-3.1, REBS, Inc.,
Seattle, Washington) a 2 cm de profundidade e o perfil de temperatura do
solo foi medido por termopares tipo T, nas profundidades 3, 7 e 10 cm. O
perfil de temperatura e umidade do ar foi medido por quatro
termohigrômetros (HMP 45 C, Vaisala, Inc., Helsinki, Finland), a 0,5; 1,2; 2,8
e 3,5 m de altura do solo. A precipitação foi medida por um pluviômetro de
28
báscula (TB4-L25, Campbell Sci, Inc., USA) a 1,8 m de altura do solo.
FIGURA 3. Torre micrometeorológica na pastagem.
Todos os equipamentos foram alimentados com tensão de 12 V por
uma fonte AC/DC de 10 A, alimentada pela rede de corrente alternada de
127 V disposta no posto meteorológico.
Nas duas áreas os dados produzidos por sinais e pulsos elétricos dos
transdutores foram processados e armazenados por um datalogger
(CR 10X, Campbell Scientific, Inc., Ogden, Utah), com médias de 15
minutos. Para aumentar o número de canais de entrada do registrador foi
utilizada uma placa multiplexadora (AM16/32A-ST-SW, Campbell Scientific,
Inc., Ogden, Utah).
Os termohigrômetros instalados na pastagem foram calibrados,
mantendo-os durante 10 dias nas mesmas condições atmosféricas, com
intervalo de leitura de 1 segundo e com registro das médias a cada 120
minutos. As calibrações foram realizadas por regressões lineares simples,
adotando como valores conhecidos a temperatura e a pressão atual de
29
vapor d‟água no ar obtidas pelo termohigrômetro instalado a 1,8 m de altura.
Na Estação Agroclimatológica Padre Ricardo Remetter foi obtida a
radiação solar global por um piranógrafo, a temperatura e a umidade do ar
por um termohigrógrafo, a velocidade do vento por um anemógrafo e a
precipitação por um pluviômetro. Além disso, foram obtidos valores de
temperatura máxima e mínima do ar e a temperatura e umidade do ar por
termômetros lidos nos horários padrões (8, 14 e 20 h) da estação.
4.4 Estimativa da Cobertura de Céu
A cobertura do céu foi determinada pelo índice de claridade ( tK )
(eq. 9), definida como a razão entre a radiação solar incidente ( Rg )
(MJ m-2 dia-1) e a irradiação no topo da atmosfera ( Ro ) (MJ m-2 dia-1).
Ro
RgK t (9)
A classificação da cobertura do céu foi baseada no trabalho de
Dallacort et al. (2004) que, no intervalo de 3,00 tK foi definido como céu
nublado, entre 65,03,0 tK como céu parcialmente nublado e entre
165,0 tK como céu limpo.
A irradiação no topo da atmosfera ( Ro ) (MJ m-2 dia-1) foi calculada
pela eq. (10).
ss senWsensenWEoKo .cos.cos.
1801367
24
(10)
em que Eo é o fator de correção da excentricidade da órbita terrestre (eq.
11), sW é o ângulo solar (graus) (eq. 13), é a latitude local (graus) e é a
declinação solar (graus) (eq. 14).
30
2cos000719,000128,0cos034221,0000110,1 senEo (11)
em que é definido pela eq. (12) em função do dia Juliano ( DJ ).
242,365
12
DJ (12)
tgtgarWs .cos (13)
DJsen 284
365
36045,23 (14)
4.5 Estimativa da Densidade de Fluxo de Calor Latente e Sensível pelo
Método da Razão de Bowen
O método da razão de Bowen foi utilizado para estimar os
componentes do balanço de energia no cambarazal e na pastagem, com as
medidas de saldo de radiação sobre o dossel dos dois sítios, densidade de
fluxo de calor no solo, gradientes de temperatura e pressão de vapor d‟água
no ar nas alturas descritas no item 4.2 e 4.3.
A razão de Bowen é a razão entre as densidades de fluxo de calor
sensível ( H ) e latente ( LE ), dada pela eq. (15), podendo ser re-escrita na
eq. (16)
LE
H (15)
e
T
(16)
em que T é a diferença de temperatura do ar entre dois níveis (ºC), e é a
diferença de pressão de vapor d‟água do ar entre dois níveis (kPa) e é a
31
constante psicrométrica (0,0626 kPa ºC-1).
A pressão de vapor d‟água do ar saturado ( se ) em (kPa) para cada
altura foi calculada como uma função da temperatura do ar ( aT ) em cada
altura, conforme a eq. (17).
a
a
T
T
se3,237
5,7
10.6108,0 (17)
A pressão de vapor d‟água do ar atual ( e ) foi calculada pela pressão
de vapor d‟água do ar saturado ( se ), definida na eq. (18).
asURee (18)
A densidade de fluxo de calor latente ( LE ) em (W m-2) foi estimada
pela eq. (19).
1
GRnLE (19)
em que Rn é o saldo de radiação (W m-2) e G é a densidade de fluxo de
calor no solo (W m-2).
A densidade de fluxo de calor sensível ( H ) em (W m-2) foi obtida pelo
produto da razão de Bowen ( ) e o fluxo de calor latente ( LE ).
A faixa de utilização da razão de Bowen foi de -0,7 e 1,5, segundo a
recomendação de Jarvis et al. (1976).
4.6 Estimativa da Densidade de Fluxo de Calor Latente e Sensível pelo
Método Aerodinâmico
A densidade de fluxo de calor latente ( ALE ) e da densidade de fluxo
de calor sensível ( AH ) pelo método aerodinâmico foi obtida por meio das eq.
32
(20) e (21), respectivamente, entre as alturas descritas no item 4.2.
Fz
e
z
udz
PkLLE
uu
uA ....622,0
...22
(20)
Fzz
udzkcpH
uu
uA ......22
(21)
em que ALE e AH são as densidades de fluxo de calor latente e sensível
estimadas pelo método aerodinâmico (W m-2), é a densidade do ar seco
(1,26 kg m-3), cp é o calor específico do ar seco (J kg-1 K-1), L é o calor
latente de vaporização da água (2450 J kg-1), k é a constante de Von
Karman (0,4), P é a pressão atmosférica local (kPa), d é o deslocamento
do plano zero (m), uzu , uze e uz são os gradientes de
velocidade do vento (s-1), pressão de vapor (kPa m-1) e temperatura
potencial (K m-1) estimados por meio das eq. (22), (23) e (24),
respectivamente, e F é o fator de correção de estabilidade atmosférica em
função do número de Richardson eq. (26) (Monteith e Unsworth, 1990).
1
221 ln
..
1
ZZ
u
ZZz
u
u
(22)
1
221 ln
..
1
ZZ
e
ZZz
e
u
(23)
1
221 ln
..
1
ZZZZzu
(24)
em que u é a diferença de velocidade do vento (m s-1), e é a diferença de
pressão de vapor d‟água (kPa) e é a diferença de temperatura potencial
33
entre dois níveis. A temperatura potencial é definida pela eq. (25).
16,273aT (25)
em que aT é a temperatura do ar (ºC) e é razão adiabática seca
(0,098 K m-1).
O número de Richardson foi calculado por meio da eq. (26).
2
u
o
u
z
uT
zg
Ri
(26)
em que g é a aceleração gravitacional (9,81 m s-2) e oT é a temperatura
absoluta do ar (K).
A correção de estabilidade atmosférica foi calculada quando a
atmosférica esteve estável, eq. (27), e instável eq. (28), em condição de
neutralidade atmosférica não houve correção (Monteith e Unsworth, 1990).
251 RiF para 11,0 Ri (27)
75,0161
RiF para 1,0Ri (28)
A estimativa do deslocamento do plano zero ( d ) foi realizada por
meio de regressão linear simples entre a velocidade do vento na altura z
( zU ) e dz ln , modificando d de modo a obter o maior coeficiente de
determinação. Nesta análise utilizou-se das médias de 30 minutos de todos
os elementos micrometeorológicos, como recomendado por Monteith e
Unsworth (1990). Além disso, foram selecionados os dados quando
|Rn – G| < 20 W m-2, a densidade de fluxo de calor sensível determinado
pelo método da razão de Bowen H < 15 W m-2 e a velocidade do vento a
34
33,7 m maior que 1,0 m s-1, como utilizado por Lyra e Pereira (2007).
4.7 Estimativa da Altura do Dossel e do Índice de Área Foliar
A altura do dossel do cambarazal foi determinada por medida visual a
cada mês, na ocasião das visitas de coleta de dados. O IAF do cambarazal
foi estimado por método indireto a partir da transmitância de luz no dossel. O
método foi baseado na atenuação da radiação que atravessa um corpo de
acordo com a Lei de Lambert-Beer empregada na estimativa do índice de
área foliar (eq. 29) por Monsi e Saeki (1953). O IAF foi obtido pela eq. (30).
IAFk
oroeeIII.
.
(29)
e
oro
k
II
I
IAF
ln
(30)
em que I é a densidade de fluxo de radiação fotossinteticamente ativa que
atravessa o dossel durante o dia (mol m-2 dia-1), oI é a densidade de fluxo
de radiação fotossinteticamente ativa acima do dossel durante o dia
(mol m-2 dia-1), orI é a densidade de fluxo de radiação fotossinteticamente
ativa refletida pelo dossel durante o dia (mol m-2 dia-1), ek é o coeficiente de
extinção do dossel (m2 m-2) e IAF é o índice de área foliar do cambarazal
(m2 m-2).
O coeficiente de extinção da luz (eq. 31) foi estimado segundo o
trabalho de Goudriaan (1988) pelo ângulo solar e assumindo esférica a
geometria da copa das plantas no dossel.
)( s
se
Wsen
WOk (31)
35
em que sWO é a media da projeção das folhas na direção dos raios solares
(m2 m-2) e sW é o angulo solar (graus).
A média da projeção das folhas na direção dos raios solares ( sWO )
foi calculada a cada hora pela eq. (32), entre 6:00 e 18:00 h. O coeficiente
de extinção diário foi obtido pela média de seus valores dentro deste
intervalo.
332211 ... OFOFOFWO s (32)
em que 1F , 2F e 3F são as freqüências relativas da inclinação das folhas a
15º, 45º e 75º, respectivamente. Assumindo o formato esférico do dossel das
árvores, as freqüências relativas 1F , 2F e 3F foram 0,134 0,366 e 0,500,
respectivamente.
As variáveis 1O , 2O e 3O são variáveis utilizadas para calcular sWO
e são dependentes do ângulo solar e são calculados pelas eq. (33), (34) e
(35). Os resultados obtidos por Goudriaan (1988) sugerem que 1O e 2O se
aproximam de uma combinação de uma senóide e uma constante limite,
0,26 e 0,47, respectivamente.
sWsenO .93,0;26,0max1 (33)
sWsenO .68,0;47,0max2 (34)
213 .732,0.268,01 OOO (35)
em que sW é o angulo solar (graus), calculado pela eq. (36).
90sW (36)
36
em que é o ângulo zenital (graus), calculado pela eq. (37).
hsensen coscoscosarccos (37)
em que é a latitude local (graus), que no cambarazal foi 15,85º, é a
declinação solar (graus), calculada pela eq. (38) e h é o ângulo horário
(graus), calculada pela eq. (39).
DJsen 284.
365
360.45,23 (38)
12.15 solTh (39)
em que DJ é o dia Juliano ( 3651 DJ ) e solT é o tempo solar (horas),
calculado pela eq. (40).
ELL
TTlocalpad
localsol
15
(40)
em que localT é o horário oficial local (horas), padL é a longitude padrão que
estabelece o horário oficial, que no cambarazal foi 60º, localL é a longitude
local, que no cambarazal foi 16,66º e E é a equação do tempo, calculada
pela eq. (41).
BsenBBsenBE .2.34,9.2cos.35,3.35,7cos.43,0 (41)
em que B é uma variável para cálculo da equação do tempo, calculada pela
eq. (42), em função do dia Juliano ( DJ ).
365
.360 DJB (42)
37
O índice de área foliar (IAF) da pastagem foi estimado por método
direto, com metodologia diferente para as espécies de capim Brachiaria
humidicola e capim carona (Elyonurus muticus). Considerando que a
ocorrência do capim Tanzânia (Panicum máximum) tem início a
aproximadamente 40 m do local de medidas micrometeorológicas,
apresentando menor influência nas estimativas das densidades de fluxo, não
foi estimado o IAF desta espécie de forrageira.
Foram delimitadas três (3) áreas de 25 m2 escolhidas aleatoriamente
e próximas à torre micrometeorológica, sendo utilizadas durante todo o
experimento. Em cada uma dessas áreas, além do IAF, foi estimada a altura
da pastagem por meio da média de uma série de dez medidas.
Para o capim carona determinou-se o número total de touceiras de
cada área de 25 m2 e o volume, eq. (43), de dez touceiras aleatoriamente
por meio do comprimento, largura e altura, assumindo estas com o formato
de um semi-elipsóide de rotação. A área basal dessas dez touceiras (eq. 44)
foi determinada por meio do comprimento e largura da área da touceira
ocupada no solo, assumindo ser uma circunferência.
ttt
t ALC
V223
2 (43)
em que tV é o volume da touceira (m3), tC é o comprimento da touceira (m),
tL é a largura da touceira (m) e tA é altura da touceira (m).
22. bb
b
LCA (44)
em que bA é a área basal da touceira (m2) e bC e bL é o comprimento e a
largura da área ocupada no terreno pela touceira (m), respectivamente.
Após esta etapa, três touceiras de capim carona foram retiradas,
adjacentes a cada uma das três áreas de 25 m2, medindo o volume e a área
basal de cada touceira, e três amostras de 0,25 m2 aleatórias de capim
38
Brachiaria humidicola adjacentes às áreas de 25 m2. Das amostras de capim
carona e Brachiaria humidicola, foram separadas as folhas, galhos e material
senescente. Algumas folhas foram separadas para determinação da área
foliar por meio do processamento digital da imagem. Todas as amostras
separadas foram colocadas em estufa de circulação por no mínimo 72 h a
70ºC para a determinação do peso seco.
Após determinar o peso seco de cada amostra, foi determinada a área
foliar de cada touceira de capim carona e de cada amostra de 0,25 m2 de
capim Brachiaria humidicola. De posse da área foliar e do volume de cada
touceira de capim carona, foi estimada a densidade de área foliar, eq. (45).
t
AFV
AFD (45)
em que AFD é a densidade de área foliar (m2 m-3), AF é a área foliar (m2) e
tV é o volume de cada touceira (m3).
O índice de área foliar do capim carona ( ccIAF ) foi obtido pela média
das três densidades de área foliar ( AFD ), pelo número total de touceiras ( tn )
dentro de cada área de 25 m2 e pelo volume médio das 10 touceiras
medidas dentro das áreas de 25 m2 ( tV ), eq. (46).
25
ttAF
cc
VnDIAF (46)
O índice de área foliar do capim Brachiaria humidicola ( cbhIAF ) foi
determinado pela área foliar da amostra de 0,25 m2 ( cbhAF ), pelo número de
touceiras de capim carona dentro de cada área de 25 m2 ( tn ) e pela área
basal média das 10 touceiras medidas dentro das áreas de 25 m2 ( bA ),
eq. (47).
2516
btcbhcbh
AnAFIAF (47)
39
4.8 Descrição do Programa ENWATBAL
O ENWATBAL (Energy and WATher BALance) é um programa que
simula de forma dinâmica os balanços de água e energia de um sistema
solo-planta-atmosfera, baseando-se em três principais modelos, previamente
desenvolvidos (Evett e Lascano, 1993). O CONSERVB que calcula o perfil
de conteúdo de água no solo e temperatura do solo por condições iniciais
conhecidas (Lascano e Van Bavel, 1983; 1986), o WATBAL que calcula a
evaporação do solo sem o albedo do solo (Van Bavel et al., 1984) e o
MICROWEATHER. Este último corrige a falta do albedo do solo por uma
equação polinomial com o índice de área foliar e introduz uma relação da
resistência aerodinâmica à difusão do vapor com o índice de área foliar,
estabelecendo uma relação na interface solo-planta-atmosfera (Goudriaan,
1977).
O programa foi originalmente escrito na linguagem CSMP
(Continuous System Modeling Program) e re-escrito usando a linguagem
BASIC para ser utilizado em computadores compatíveis com a família PC
(Evett e Lascano, 1993).
A principal proposta deste programa é calcular separadamente os
fluxos de energia e água no dossel e no solo. O solo é dividido em muitas
espessas camadas a contar da superfície e em até 9 horizontes. O dossel da
vegetação, se existir, é definido como uma simples folha (big leaf model)
sem espessura e sem água armazenada. A atmosfera é definida como fonte
ou sumidouro com temperatura e pressão de vapor d‟água conhecidos. Os
fluxos de energia e água são representados por equações integradas em
tempos pré-definidos.
O programa utiliza como dados de entrada, as informações
previamente levantadas, sobre o solo (Tabela 1), planta (Tabela 2) e
atmosfera (Tabela 3), para tanto, os cálculos são realizados com o uso de
constantes físicas (Tabela 4).
40
TABELA 1. Variáveis de entrada do ENWATBAL em relação ao solo.
Variável Unidade
Conteúdo de água no solo por camada m3 m
-3
Curva de conteúdo de água no solo por albedo do solo m3 m
-3 vs. (adim.)
Curva de infiltração de água no solo por conteúdo de água no solo m s-1
vs. m3 m
-3
Curva de infiltração de água no solo por conteúdo de água no solo m3 m
-3 vs. m s
-1
Curva de potencial matricial do solo por conteúdo de água no solo mca vs. m3 m
-3
Curva de conteúdo de água no solo pela condutividade de calor por
vapor no solo m
3 m
-3 vs. W m
-1 ºC
-1
Temperatura do solo por camada ºC
TABELA 2. Variáveis de entrada do ENWATBAL em relação à vegetação.
Variável Unidade
Curva da radiação solar incidente por condutância epidérmica W m-2
vs. m s-1
Curva de potencial de água na folha por condutância epidérmica m vs. m s-1
Fração da máxima densidade de raízes encontrada no segundo
ponto de inflexão de densidade de raízes m
Índice de área foliar m2 m
-2
Profundidade da máxima densidade de raízes m
Profundidade do segundo ponto de inflexão de densidade de raízes m
Profundidade máxima de raiz m
TABELA 3. Variáveis de entrada do ENWATBAL em relação à atmosfera.
Variável Unidade
Precipitação mm
Pressão atmosférica kPa
Radiação solar incidente W m-2
Radiação solar incidente diária MJ m-2
dia-1
Temperatura de ponto de orvalho ºC
Temperatura do ar ºC
Temperatura máxima de ponto de orvalho ºC
Temperatura máxima do ar ºC
Temperatura mínima de ponto de orvalho ºC
Temperatura mínima do ar ºC
Umidade do ar %
Velocidade do vento m s-1
41
TABELA 4. Variáveis de saída do ENWATBAL.
Variável Unidade
Fluxo de calor latente do dossel W m-2
Fluxo de calor latente do solo W m-2
Fluxo de calor no solo W m-2
Fluxo de calor sensível do dossel W m-2
Fluxo de calor sensível do solo W m-2
Resistência à difusão de vapor do dossel s m-1
Resistência aerodinâmica à difusão de vapor do ar s m-1
Resistência aerodinâmica à difusão de vapor do solo s m-1
Saldo de radiação no dossel W m-2
Saldo de radiação no solo W m-2
As relações solo-planta-atmosfera realizadas no ENWATBAL,
apresentam dados de saída (Tabela 5) que podem ser validados com
estimativas realizadas em intervalos horários pré-definidos ou diários.
TABELA 5. Constantes físicas utilizadas no ENWATBAL.
Variável Símbolo Unidade
Aceleração gravitacional g 9,80616 m s-2
Calor específico do ar a pressão constante cp 1,01 J kg-1
K-1
Constante de Stephan-Boltzmann 5,67 10-8
J m-2
K-4
Constante de Von Karman k 0,4
Densidade do ar 1,225 kg m-3
Potencial máximo de água no dossel max
-10 m
Resistência específica entre o solo e o dossel scR
109 s
4.8.1 Saldo de radiação
O processo de transferência de radiação de ondas curtas e longas no
dossel e no solo é dependente da temperatura e das características de
emitância, absorbância e transmitância da cultura. O programa ENWATBAL
estima separadamente o saldo de radiação no dossel e na superfície do
solo. O saldo de radiação no dossel ( cRn ) é calculado pela eq. (48) (Evett e
42
Lascano, 1993).
LcLaccc RRVRgRn .1 (48)
em que Rg é a radiação solar incidente (W m-2), c é a absorbância de
onda curta do dossel (adimensional), cV é a transmitância do dossel
(adimensional), LaR é radiação de onda longa proveniente da atmosfera
(W m-2) e LcR é a radiação de onda longa emitida pelo dossel (W m-2), em
função da temperatura do dossel, pelo modelo da grande folha, eq. (49).
416,273 lLc TR (49)
em que é a constante de Stephan-Boltzmann (W m-2 K-4) e lT é a
temperatura foliar (ºC).
A absorbância de onda curta ( c ) e a transmitância do dossel ( cV )
são obtidas como uma função polinomial do índice de área foliar ( IAF ),
eq. (50) e (51), respectivamente.
32 0464,02231,05809,0 IAFIAFIAFc
54 0001875,0004759,0 IAFIAF (50)
432 001383,002799,02052,0678,01 IAFIAFIAFIAFVc (51)
A radiação de onda longa proveniente da atmosfera é obtida por meio
da eq. (52).
max
16,273
1500
42,02,18241,070,016,273
Rg
RgeUATR aT
aaLa (52)
43
em que é a constante de Stephan-Boltzmann (5,67 10-8 W m-2 K-4), aT é a
temperatura do ar (ºC), aUA é a umidade absoluta do ar (kg m-3), Rg é a
radiação solar incidente (W m-2) e maxRg é a radiação solar incidente máxima
em dia de céu limpo (W m-2), a qual é calculada por meio da eq. (53).
4532
max 10.6677,2006192,043386,02396,78646,0 Rg (53)
em que é o ângulo zenital (graus), calculado por meio da eq. (54).
hsensenarcsen coscoscos (54)
em que é a latitude local (graus), é a declinação solar (graus) e h é o
ângulo horário (graus).
O saldo de radiação na superfície do solo ( sRn ) é calculado de acordo
com a eq. (55).
LsLacLccss RRVRVRgRn 1 (55)
em que Rg é a radiação solar incidente (W m-2), s é a absorbância de onda
curta do solo (adimensional), cV é a transmitância do dossel (adimensional),
LcR é a radiação de onda longa emitida pelo dossel (W m-2), LaR é radiação
de onda longa proveniente da atmosfera (W m-2) e LsR é a radiação de onda
longa emitida pela superfície do solo (W m-2) que é obtida por meio da
eq. (56).
416,273 sLs TR (56)
em que é a constante de Stephan-Boltzmann (W m-2 K-4) e sT é a
temperatura da superfície do solo (ºC).
44
A absorbância de onda curta do solo (eq. 57) é obtida como uma
função polinomial do índice de área foliar ( IAF ).
32 059,0265,0645,0825,0 IAFIAFIAFs
544 10.35,200594,0 IAFIAF (57)
4.8.2 Densidade de fluxo de calor latente e sensível
As densidades de fluxo de calor latente e sensível são calculadas
separadamente para o dossel e para o solo. A densidade de fluxo de calor
latente do dossel ( cLE ) (W m-2) e a taxa de transpiração do dossel ( cT )
(kg m s-1) são calculadas pela eq. (58) e eq. (59).
c
alc
R
UAUALLE
(58)
c
alc
R
UAUAT
(59)
em que L é o calor latente de vaporização da água (W kg-1), calculado por
uma função de temperatura do ar, lUA e aUA são as umidades absolutas da
foliar e do ar (kg m-3) (eq. 60 e 61), respectivamente, e cR é a resistência à
difusão de vapor do dossel (s m-1).
l
T
T
lT
eUA
l
l
16,273
323,13,237
27,17
(60)
a
T
T
aT
eUA
dpl
dpl
16,273
323,13,237
27,17
(61)
em que lT é a temperatura foliar (ºC), dplT é a temperatura foliar do ponto de
45
orvalho (ºC) e aT é a temperatura do ar (ºC).
A densidade de fluxo de calor sensível do dossel ( cH ) é calculada
segundo a equação do balanço de energia (eq. 62).
ccc LERnH (62)
em que cRn é o saldo de radiação no dossel (W m-2) e cLE é o fluxo de calor
latente do dossel (W m-2).
A temperatura foliar ( lT ) é recalculada por um processo iterativo pela
eq. (63). Os limites de variação para a temperatura foliar é a temperatura do
ar ( aT ) em (ºC) com valor máximo e mínimo de 100ºC e zero,
respectivamente, critério de convergência de 0,01ºC.
cp
RHTT cc
al.
.
(63)
em que é a densidade do ar (1,225 kg m-3) e cp é o calor específico do ar
(1,01 W kg-1 K-1).
A densidade de fluxo de calor latente do solo ( sLE ) (W m-2) e a taxa
de evaporação de água do solo ( sE ) (kg m s-1) são calculadas segundo as
eq. (64) e (65), respectivamente.
as
assss
R
UAUALLE
(64)
as
assss
R
UAUAE
(65)
em que L é o calor latente de vaporização da água (W kg-1), calculado por
uma função de temperatura do ar, ssUA e asUA são as umidades absolutas
de saturação e atual da superfície do solo (kg m-3) (eq. 66 e 67),
46
respectivamente, e asR é a resistência aerodinâmica à difusão de vapor junto
à superfície do solo (s m-1).
s
T
T
sT
eUA
s
s
16,273
323,13,237
27,17
(66)
s
s
T
sa eUAUA16,27397,46
1
(67)
em que 1s é o potencial de água na camada superficial do solo (mca) e sT
é a temperatura da superfície do solo (ºC).
A densidade de fluxo de calor sensível do solo ( sH ) (W m-2) é
calculado por meio da eq. (68).
as
ass
R
cpTTH
(68)
em que sT é a temperatura da superfície do solo (ºC), aT é a temperatura do
ar (ºC), é a densidade do ar (1,225 kg m-3) e cp é o calor específico do ar
(1,01 W kg-1 K-1) e asR é a resistência aerodinâmica à difusão de vapor junto
à superfície do solo (s m-1).
4.8.3 Resistência à difusão de vapor
A resistência à difusão de vapor do dossel ( cR ) (s m-1) (eq. 69) é
calculada como a soma da resistência aerodinâmica à difusão de vapor do
ar ( acR ) (s m-1) e a resistência foliar à difusão de vapor ( lcR ) (s m-1).
lcacc RRR (69)
O ENWATBAL utiliza das curvas de radiação solar incidente (W m-2) e
47
do potencial de água na folha (mca) pela condutância estomática (m s-1)
previamente estabelecida em condições de campo (Evett e Lascano, 1993).
A lcR é calculada por uma média das funções da condutância pela radiação
solar incidente e pelo potencial de água na folha, relativizada com a área do
terreno coberto pelo dossel (eq. 70).
IAFgR
l
lc
1 (70)
em que lg é a condutância foliar total (m s-1) (eq. 71), e IAF é o índice de
área foliar (m2 m-2).
21
11
2
gg
g l (71)
em que 1g é a condutância foliar parcial em função do potencial da água no
dossel ( c ) (m s-1) (eq. 72), e 2g é a condutância foliar parcial em função da
radiação solar incidente ( Rg ) (m s-1) (eq. 73).
cfg 1 (72)
Rgfg 2 (73)
A absorção de água pelas raízes na camada i ( iRC ) (m s-1) é dada
pela eq. (74).
sc
isci
R
IAFRDRC
max (74)
em que c é o potencial de água no dossel (mca), max é o potencial
máximo de água no dossel (mca), s é o potencial de água no solo na
48
camada i (mca), iRD é a densidade de raízes na camada i (adimensional),
IAF é o índice de área foliar (adimensional) e scR é a resistência específica
entre o solo e o dossel (s m-1).
O potencial de água no dossel ( c ) é recalculado com base na
inversão da equação da absorção de água pelas raízes num processo
iterativo, admitindo que a taxa de transpiração ( cT ) (m s-1) é igual à taxa de
absorção de água pelas raízes, tendo o limite superior e inferior, os valores
de -3000 m e zero, respectivamente, e usando 0,01 m como critério de
convergência (eq. 75).
IAF
RT sccsc max (75)
A resistência aerodinâmica à difusão de vapor do ar é calculada pelo
perfil logarítmico de velocidade do vento com uma correção empírica com o
índice de área foliar e por um fator de correção para estabilidade atmosférica
(eq. 76).
54
2
0
200129185,0356503,016,273ln IAFIAFT
z
z
uk
FR a
z
ac
(76)
em que F é a correção para estabilidade atmosférica (adimensional), k é a
constante de Von Karman (0,4), zu é a velocidade do vento na altura z
(m s-1), z é a altura de medida da velocidade do vento (m), 0z é o
comprimento de rugosidade da superfície (m), aT é a temperatura do ar (ºC)
e IAF é o índice de área foliar (m2 m-2).
A correção para estabilidade atmosférica é baseada no número de
Richardson ( Ri ), definido pela eq. (77).
49
2
0
16,273 za
la
uT
TTzzgRi
(77)
em que g é a aceleração gravitacional (9,80616 m s-2), z é a altura de
medida da velocidade do vento (m), 0z é o comprimento de rugosidade da
superfície (m), aT é a temperatura do ar (ºC), lT é a temperatura foliar (ºC) e
zu é a velocidade do vento na altura z (m s-1). O fator de correção para
estabilidade atmosférica ( F ) é calculado por meio da eq. (78) em condições
de estabilidade e em condições de instabilidade pela eq. (79).
251
1
RIF
para 11,0 RI (78)
75,0161
1
RIF
para 1,0RI (79)
A resistência aerodinâmica à difusão de vapor junto à superfície do
solo ( asR ) em (s m-1) é calculada pela eq. (80) com base em uma relação
com o índice de área foliar ( IAF ).
432 013099,0026752,01673,0144,11 IAFIAFIAFIAFRR acas (80)
em que acR é a resistência aerodinâmica à difusão de vapor do ar (s m-1) e
IAF é o índice de área foliar (m2 m-2).
4.8.4 Densidade de fluxo de calor no solo
O programa ENWATBAL calcula a densidade de fluxo de calor no
solo (G ) (W m-2) com base no balanço de energia da superfície do solo pela
eq. (81).
50
sss LEHRnG (81)
em que sRn é o saldo de radiação na superfície do solo (W m-2), sH é a
densidade de fluxo de calor sensível do solo (W m-2) e sLE é a densidade de
fluxo de calor latente do solo (W m-2).
A temperatura da superfície do solo ( sT ) em (ºC) é recalculada por um
processo iterativo pela eq. (82). Os limites de variação para a temperatura é
a temperatura do ar ( aT ) em (ºC) com valor máximo e mínimo de 100ºC e
zero, respectivamente, e critério de convergência de 0,01ºC.
1
11
K
zGTT ss
(82)
em que 1sT é a temperatura na primeira camada do solo (ºC), G é a
densidade de fluxo de calor no solo (W m-2), 1z é a espessura da primeira
camada do solo (m) e 1K é a condutividade térmica da camada superficial
do solo (W m-1 ºC-1).
A condutividade térmica do solo é corrigida pelo transporte de calor
no solo pelo fluxo de vapor usando a Lei de Fourier.
4.8.5 Simulações Realizadas
O programa ENWATBAL foi utilizado para simular o balanço de
energia na área de vegetação monodominante de Cambará na RPPN SESC
- Pantanal e na área de pastagem mista na Fazenda Experimental da UFMT.
No cambarazal foram utilizados dados meteorológicos medidos no
local e na estação agroclimatológica Ricardo Remetter na Fazenda
Experimental da UFMT. Apesar de esta estação agroclimatológica estar
mais distante do cambarazal em relação à pastagem, apresenta maior
possibilidade de acesso dos dados e encontra-se em condições climáticas
semelhantes. Na pastagem o balanço de energia foi simulado somente com
51
os dados meteorológicos medidos na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter.
Inicialmente foram retiradas amostras de solo indeformadas para a
determinação da densidade aparente do solo e das curvas de retenção de
umidade do solo e condutividade hidráulica do solo saturado. Posteriormente
a umidade do solo foi determinada por meio de amostras deformadas de
solo a 5, 10, 15 e 30 cm nas duas áreas, levando-as em estufa de secagem
a 105ºC, por 24 horas. O conteúdo de água no solo foi determinado pelo
produto entre a umidade do solo e a sua densidade aparente, determinada
na mesma profundidade.
A simulação do balanço de energia no cambarazal com o programa
ENWATBAL foi realizada com variáveis de entrada em intervalo de 30
minutos (horários) e diários, utilizando valores de temperatura e umidade
relativa do ar medida a 37,7 m e radiação solar incidente medida a 33 m no
cambarazal e valores diários obtidos na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter. Na pastagem, as variáveis de entrada foram os valores diários
obtidos na estação agroclimatológica Ricardo Remetter. Todas as
simulações foram realizadas com dados de entrada de perfil de conteúdo de
água e temperatura do solo e precipitação medidos em cada uma das áreas.
Todas as análises do desempenho do programa ENWATBAL foram
realizadas com os componentes do balanço de energia integrados em um
período de 24 horas.
A profundidade da máxima densidade de raízes da pastagem foi
baseada no trabalho de Guenni et al. (2002), os quais a observaram na faixa
de 0-10 cm. A profundidade da máxima densidade de raízes no cambarazal
(19 cm) e a maior profundidade de raízes no cambarazal (90 cm) e na
pastagem (70 cm) foi determinada de acordo com a descrição do perfil em
uma trincheira aberta no solo do local.
52
4.9 Determinação das Curvas de Retenção e Condutividade de Água no
Solo
O levantamento da curva de retenção de umidade do solo foi
realizado por uma mesa de tensão (-0,20 mca) e uma câmara de pressão de
Richards, aplicando pressões de 6,63; 13,77; 30,59; 50,99; 101,97 e
152,96 mca com amostras indeformadas de solo de aproximadamente
70 cm3 e 6,7 cm de diâmetro. A curva de retenção de umidade do solo foi
ajustada pelo modelo de Van Genuchten (1980), de acordo com a eq. (83).
mn
rs
r
1 (83)
em que é o conteúdo de água no solo (m3 m-3) para o dado potencial
de água no solo (mca), s e r é o conteúdo de água no solo saturado e
conteúdo residual de água no solo seco (m3 m-3), respectivamente, é o
potencial de água no solo (mca) e , n e m são parâmetros empíricos do
modelo de Van Genuchten. O ajuste foi realizado forçando a relação
nm 11 .
A condutividade hidráulica do solo não saturado ( )(K ) em (m s-1) foi
estimada de acordo a eq. (84) utilizada por Loyola e Prevedelo (2003).
2121
11)(
mm
rs
r
rs
r
sKK
(84)
em que sK é a condutividade hidráulica do solo saturado (m s-1), é o
conteúdo de água no solo padrão do programa ENWATBAL (m3 m-3) e os
parâmetros, s , r e m são parâmetros da equação de Van Genuchten.
A condutividade hidráulica do solo saturado ( sK ) foi determinada em
laboratório (eq. 85), segundo a metodologia utilizada por Pereira et al.
53
(2001).
i
qK s (85)
em que q é a densidade de fluxo de água (m s-1), eq. (86), e i é o gradiente
de potencial, calculado pela eq. (87).
tA
Vq
. (86)
em que V é o volume de água que passa pela amostra (m3), A é a área da
seção transversal da amostra (m2) e t é o tempo transcorrido (h).
aL
li 1 (87)
em que l é a lâmina de água sobre a amostra (m) e aL é a espessura da
amostra (m).
A curva de temperatura do solo (ºC) por condutividade térmica do solo
(W m-1 ºC) e a curva de conteúdo de água no solo (m3 m-3) por albedo
(adimensional) utilizadas no programa ENWATBAL foram as originais do
programa.
4.10 Determinação das Relações entre Condutância Estomática e
Potencial Hídrico Foliar e Radiação Solar Incidente
A relação entre a condutância estomática (m s-1) e o potencial hídrico
foliar (mca) foi determinada com um medidor portátil de fotossíntese (LI-
6400, LI-COR, USA) e uma bomba de Scholander em intervalo de 30
minutos. A relação entre a condutância estomática (m s-1) e a radiação solar
incidente (W m-2) foi determinada pela programação padrão de curva de luz
54
utilizando o mesmo medidor portátil de fotossíntese, no cambarazal. Na
pastagem, estas relações utilizadas pelo programa ENWATBAL foram
obtidas do trabalho de Szeicz et al. (1973), realizado na cultura do sorgo.
4.11 Análises Estatísticas
As duas áreas de estudo (cambarazal e pastagem) foram
comparadas quanto aos valores de suas variáveis micrometeorológicas por
dois métodos. Na primeira aproximação, empregou-se uma análise de
variância para um experimento inteiramente casualisado, tendo como causa
de variação as áreas de estudo com 365 repetições (dias do ano) e as
variáveis analisadas foram os valores médios anuais da radiação solar
incidente, da temperatura do ar e da umidade relativa do ar bem como da
média anual dos totais diários das densidades de fluxos de calor latente e
sensível. Na segunda aproximação as áreas de estudo tiveram essas
mesmas variáveis comparadas por meio de um teste t para médias
independentes, igualmente considerando os dias de medida como
repetições. Tanto para a análise de variância quanto para o teste t, o nível
de significância adotado foi o de 5%.
As médias das densidades de fluxo de calor latente estimadas pelo
método da razão de Bowen e aerodinâmico entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 no
cambarazal,e pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-2, 1-3, 1-4,
2-3, 2-4 e 3-4 na pastagem, em intervalo de 30 minutos, foram comparadas
por meio do teste t para amostras pareadas, ao nível de 5% de
probabilidade, para identificar a existência de diferença entre as estimativas
nos diferentes níveis.
A distribuição mensal da energia disponível ao ambiente em
densidades de fluxo de calor latente, sensível e no solo foi obtida por meio
de regressão linear simples, com os valores de saldo de radiação no eixo
das abscissas e as densidades de fluxo no eixo das ordenadas. Para tanto,
foram utilizadas médias de 30 minutos dos fluxos estimados entre as 7:00 e
17:00 h.
55
A relação entre as densidades de fluxo de calor latente e sensível
estimadas pelo método aerodinâmico entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 no
cambarazal e pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3 foram
determinadas por regressão linear simples forçando a passagem da reta
estimada pela origem.
A relação entre as simulações do balanço de energia pelo programa
ENWATBAL e as estimativas das densidades de fluxo pelo método da razão
de Bowen entre as alturas 1-3 no cambarazal e entre as alturas 2-4 na
pastagem foram determinadas por regressão linear simples, para verificar a
relação e o deslocamento das simulações com as estimativas das
densidades de fluxo.
4.12 Análise de Confiança dos Dados Estimados
O saldo de radiação e as densidades de fluxo de calor latente,
sensível e no solo simulados pelo programa ENWATBAL foram comparados
com os valores medidos em campo nos dois sítios experimentais e
considerando, como mais adequadas, as estimativas das densidades de
fluxo pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3 no cambarazal e
2-4 na pastagem. Para tanto foi considerado os seguintes índices de
validade das equações; precisão (r); concordância (d); e confiança ou
consistência (c).
A precisão é dada pelo coeficiente de correlação (r). É um índice
estatístico que indica o grau de associação entre duas variáveis. A
concordância se refere à exatidão ou à aproximação dos dados estimados
aos verdadeiros. Para quantificar matematicamente essa aproximação, foi
desenvolvido por Willmott (1982) um coeficiente designado concordância ou
exatidão (d). Seus valores variam de zero, para nenhuma concordância, a 1
para a concordância perfeita. O índice é dado pela eq. (88).
56
N
i
N
i
OOiOPi
OiPi
d
1
2
1
2
1 (88)
onde Pi são os valores previstos ou estimados pelo programa, Oi são os
valores observados e O é a média dos valores observados.
O índice de confiança (c) reúne as indicações dos dois coeficientes,
(r) e (d), corresponde à eq. (89), sendo o valor zero de c para confiança nula
e 1 significando confiança perfeita (Camargo e Camargo, 2000).
rdc (89)
O critério adotado para interpretar o desempenho dos valores
estimados pelo programa ENWATBAL pelo índice c, foi representado na
Tabela 6 (Camargo e Sentelhas, 1997).
TABELA 6. Critério de interpretação do desempenho dos valores estimados
pelo programa ENWATBAL, proposto por Camargo e Sentelhas (1997)
através do índice (c).
Valor de (c) Desempenho
> 0,85 Ótimo 0,76 a 0,85 Muito Bom 0,66 a 0,75 Bom 0,61 a 0,65 Mediano 0,51 a 0,60 Sofrível 0,41 a 0,50 Mau
≤ 0,40 Péssimo
57
5 RESULTADOS E DISCUSSÃO
5.1 Caracterização das Variáveis Microclimáticas
5.1.1 Precipitação
A precipitação de dezembro de 2006 a novembro de 2007 foi de 1357
e 1137 mm no cambarazal e na pastagem (Figura 4), respectivamente. A
precipitação no Cambarazal foi maior que a média histórica de 20 anos
(1180 mm) na estação agroclimatológica da fazenda Nhumirim (18º55‟S;
56 º39‟O; altitude 98 m) (Soriano, 2000; Soriano e Alves, 2003) e na
pastagem, a precipitação anual foi menor que a média histórica observada
(1320 mm) na Estação Agroclimatológica Ricardo Remetter em Santo
Antônio de Leverger (Caseiro et al., 1997).
Ppt e E
To (
mm
)
0
50
100
150
200
250
300
350
400 Precipitação
ETo
Mês do Anodez jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov
0
50
100
150
200
250
300
350
400
A
B
FIGURA 4. Precipitação (Ppt) e evapotranspiração de referência (ETo)
mensal no cambarazal (A) e na pastagem (B), de dezembro de 2006 a
novembro de 2007.
58
A evapotranspiração de referência acumulada em janeiro no
cambarazal e entre dezembro e fevereiro na pastagem não foi apresentada
na Figura 4 por haver falhas de leituras em alguns dias desses meses.
As duas áreas de estudo encontram-se na Bacia do Alto Paraguai,
com precipitação anual variando entre 1300 e 1700 mm (FEMA, 1995).
Tarifa (1986) observou que a precipitação anual no Pantanal variou entre
1250 mm no norte e 1100 mm no sul. A precipitação no cambarazal esteve
acima da faixa observada por Tarifa (1986), enquanto que na pastagem, a
precipitação esteve dentro da faixa observada por este autor.
A precipitação no Pantanal apresenta sazonalidade característica,
com um nítido período de chuvas (outubro-abril) e um de estiagem (maio-
setembro) (Nunes da Cunha e Junk, 2004). O maior índice de precipitação
ocorreu na estação chuvosa, 86 e 83% no cambarazal e na pastagem,
respectivamente. Na estação seca foram observados meses sem registro de
precipitação (junho, agosto e setembro), contribuindo para menor
concentração das chuvas neste período, 14% no cambarazal e 17% na
pastagem, podendo aumentar a demanda evaporativa nas áreas de estudo,
sendo observado pela maior evapotranspiração de referência entre agosto e
setembro, coincidindo com a ausência da precipitação neste período.
5.1.2 Variação da lâmina d’água e umidade do solo
Os valores dos parâmetros empíricos da equação de Van Genuchten
(1980) da curva de retenção de água no solo e os valores da condutividade
de água no solo saturado estão apresentados na Tabela 7.
59
TABELA 7. Valores do conteúdo de água no solo saturado ( s ) e residual
( r ) e dos parâmetros empíricos do modelo de Van Genuchten ( , n e m )
para o horizonte 1 no cambarazal (0-19 cm) e na pastagem (0-14 cm) e o
horizonte 2 no cambarazal (20-200+) e na pastagem (15-70 cm).
Parâmetros Cambarazal Pastagem
Horizonte 1 Horizonte 2 Horizonte 1 Horizonte 2
s 0,650 0,537 0,199 0,267
r 0,029 0,335 0,028 0,034
0,589 0,199 0,606 0,602 n 1,225 1,609 1,508 1,741 m 0,184 0,378 0,337 0,426
A Figura 5 apresenta a altura da lâmina d‟água e a média da umidade
do solo nos primeiros 30 cm do cambarazal e da pastagem, durante o ano
de 2007.
Lâm
ina
d'á
gua
(m
)
0,00
0,20
0,40
0,60
0,80
1,00
1,20
Lâmina d'água
0,00
0,10
0,20
0,30
0,40
0,50
0,60
0,70
Umidade do Solo
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
Um
idade d
o S
olo
(m
3 m
-3)
0,00
0,05
0,10
0,15
0,20
0,25
A
B
FIGURA 5. Altura da lâmina d‟água e umidade do solo média nos primeiros
30 cm no cambarazal (A) e umidade do solo média nos primeiros 30 cm na
pastagem (B), durante o ano de 2007.
60
O nível da água durante a inundação apresentou-se do tipo mono-
modal, com início de inundação em janeiro, com leitura máxima de 1,1 m de
lâmina d‟água em março, seguido por um declínio até o fim do período de
inundação em junho (Figura 5A). Em visita ao local, observaram-se marcas
de 2,2 m em algumas árvores próximas à torre, refletindo a altura de lâmina
d‟água em inundações anteriores. Nunes da Cunha e Junk (2004)
ressaltaram que nesta região o nível da água pode atingir 2 m de altura. O
período de inundação e a altura da lâmina d‟água do presente trabalho estão
de acordo com o encontrado pelos autores. A inundação que ocorre no
cambarazal, entre os meses de janeiro a maio foi reflexo da variação anual
do nível de água que ocorre no rio Cuiabá, resultado da água que verte da
montante (Mateus et al., 2004).
A umidade do solo no cambarazal (Figura 5A) apresentou média
mensal mínima e máxima de 0,26 m3 m-3 (agosto) e 0,57 m3 m-3 (dezembro),
respectivamente. No mês de setembro não houve coleta de umidade do
solo, por haver dificuldade de deslocamento até o sítio experimental devido à
ocorrência de fogo na RPPN SESC - Pantanal. Provavelmente no mês de
setembro ocorreu o menor valor de umidade do solo, por não haver
precipitação e apresentar maior evapotranspiração de referência mensal,
durante o período de estudo. A partir do mês de outubro, caracterizado como
o primeiro mês da estação chuvosa, a umidade do solo aumentou, como
efeito da precipitação ocorrida neste mês. O umedecimento do solo até o
mês de dezembro foi reflexo do aumento da precipitação no cambarazal.
No cambarazal observam-se resumidamente três períodos distintos
da evolução da umidade do solo (Figura 5A). O primeiro foi o período pré-
inundação, havendo acentuado umedecimento, que pode ser resultado da
própria infiltração da água da chuva ou elevação do nível do lençol freático.
O segundo período foi a inundação propriamente dita, onde o solo esteve
saturado, permanecendo neste estado além do período de observação de
lâmina d‟água, devido à lenta drenagem dos solos do Pantanal. O terceiro
período ocorreu após a inundação, meses de estiagem, quando houve
61
diminuição na umidade do solo. Neste período ocorre germinação e
estabelecimento das plântulas de Cambará, as quais apresentam um rápido
desenvolvimento para suportar a próxima inundação (Nunes da Cunha e
Junk, 2004). Estes três períodos também foram verificados no ecótono
Floresta-Cerrado no trabalho de Tannus (2004).
A umidade do solo na pastagem teve início de coleta em abril, e
apresentou variação no decorrer do ano, com declínio de abril a junho
(Figura 5B). Entre janeiro e março não foram realizadas coletas de solo
neste local. Em julho foi instalado um sistema de irrigação por aspersão,
sendo utilizado durante dois dias, entre 17:00 e 06:00 h, num total de
27 mm dia-1 com o objetivo de manter a produção de forragem para o gado.
Posteriormente, o sistema foi retirado e instalado em uma área adjacente.
Entretanto, a tubulação de fornecimento de água para a irrigação se rompeu
em agosto, contribuindo para o aumento da umidade do solo, não sendo
possível a contabilização do volume de água fornecido à pastagem. Feita a
manutenção adequada, a umidade do solo diminuiu até outubro, quando
apresentou o menor valor (0,055 m3 m-3), próximo à umidade residual que foi
de 0,028 m3 m-3 no horizonte 1 e no horizonte 2 foi 0,034 m3 m-3. Com a
ocorrência das primeiras chuvas no final de outubro, o solo umedeceu
gradativamente até dezembro.
5.1.3 Radiação solar incidente
A radiação solar incidente (Rg) nas duas áreas de estudo apresentou
padrão semelhante de variabilidade sazonal (Figura 6). No entanto, a análise
de variância de Rg mostrou haver efeito da área de estudo (p < 0,05).
As maiores médias de Rg ocorrerem na estação chuvosa, 14,2 e
12,4 MJ m-2 dia-1 no cambarazal e na pastagem, e as menores médias foram
observadas na estação seca, 12,7 e 11,9 MJ m-2 dia-1 no cambarazal e na
pastagem, respectivamente. Os maiores valores diários ocorreram no mês
de novembro, 21,7 e 18,2 MJ m-2 dia-1 no cambarazal e na pastagem,
respectivamente (Figura 6). A amplitude da média mensal da Rg foi maior no
62
cambarazal (4,8 MJ m-2 dia-1), enquanto que na pastagem foi 4,2 MJ m-2dia-1
(Tabela 8).
Ra
dia
ção
Sola
r In
cid
en
te (
MJ m
-2 d
ia-1
)
0
8
16
24
32
40
Radiação Solar Incidente
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
0
8
16
24
32
40
A
B
Irradiação Solar no Topo da Atmosfera
FIGURA 6. Radiação solar incidente (MJ m-2 dia-1) no cambarazal (A) e na
pastagem (B), durante o ano de 2007.
As médias anuais da Rg foi maior (p > 0,05) no cambarazal
(13,7±3,8 MJ m-2 dia-1) que na pastagem (12,6±3,1 MJ m-2 dia-1). Além disso,
as médias anuais de Rg nas duas áreas estudadas foram menores que em
três localidades da região Amazônica, em Manaus, Marabá e Ji-Paraná, em
ambiente de floresta, 15,7; 17,6 e 17,4 MJ m-2 dia-1, e em pastagem 16,0;
17,1 e 16,8 MJ m-2 dia-1, respectivamente (Culf et al., 1996).
63
TABELA 8. Média mensal e desvio padrão da radiação solar incidente diária
(MJ m-2 dia-1) no cambarazal e na pastagem.
Estação Mês Radiação Solar Incidente (MJ m-2 dia-1) Cambarazal Pastagem
Chuvosa
Jan 14,3±3,3 Fev 13,6±3,7 13,0±3,0 Mar 15,2±3,1 14,6±1,8 Abr 14,1±2,0 13,0±2,6
Seca
Mai 11,4±3,0 11,3±3,2 Jun 11,5±2,4 11,3±2,5 Jul 11,7±3,6 11,0±3,2 Ago 15,4±2,8 13,8±2,8 Set 13,0±3,5 12,7±3,0
Chuvosa Out 14,3±4,6 11,9±3,9 Nov 14,6±3,7 13,3±3,1 Dez 15,0±4,8 12,3±3,9
Os fatores que contribuíram para a diferença nos valores de Rg entre
as duas áreas de estudo foram a nebulosidade (Tabela 9), a qual provocou a
redução no fluxo radiativo com a alternância entre dias de céu limpo e
parcialmente nublado, e obviamente o fator astronômico devido à diferença
de 1º de latitude entre os dois sítios.
TABELA 9. Porcentagem mensal de dias de céu nublado, parcialmente
nublado e limpo no cambarazal e na pastagem, calculada pela transmitância
da radiação solar no topo da atmosfera até a área experimental.
Estação Mês
Cambarazal Pastagem
Nublado (%)
P. Nublado (%)
Limpo (%)
Nublado (%)
P. Nublado (%)
Limpo (%)
Chuvosa
Jan 16,7 83,3 0,0 Fev 25,0 75,0 0,0 26,7 73,3 0,0 Mar 9,7 90,3 0,0 0,0 100,0 0,0 Abr 3,3 96,7 0,0 0,0 100,0 0,0
Seca
Mai 29,0 71,0 0,0 19,4 80,6 0,0 Jun 13,3 86,7 0,0 12,0 88,0 0,0 Jul 19,4 80,6 0,0 19,4 80,6 0,0 Ago 3,2 96,8 0,0 6,5 93,5 0,0 Set 20,0 80,0 0,0 20,0 80,0 0,0
Chuvosa Out 22,6 77,4 0,0 35,5 64,5 0,0 Nov 10,0 90,0 0,0 33,3 66,7 0,0 Dez 3,2 87,1 9,7 9,7 90,3 0,0
Total 14,4 84,7 0,9 17,2 82,8 0,0
Durante a estação chuvosa (outubro a abril) a Rg apresentou maior
variação entre os dias, ocasionado pela maior concentração de nuvens, a
64
qual diminui o fluxo radiante, podendo ser observado pelos maiores valores
de desvio padrão (Tabela 8). A variabilidade da energia radiante dia-a-dia
está relacionada com a alternância entre dias com presença e ausência de
nuvens, a qual diminuiu à medida que se aproximou do início da estação
seca (maio a setembro), exceto quando ocorreram friagens. Nestas
situações de eventos de friagens, ocorrem quedas bruscas da Rg, devido à
presença de nebulosidade decorrente da penetração de frente fria (Fisch,
1996). Essas reduções na Rg, nos dias específicos de friagens, ocorreram
em ambos os sítios experimentais. Em estudo de comparação das variáveis
ambientais medidas em floresta Amazônica e pastagem na região
Amazônica, Galvão e Fisch (2000) observaram o mesmo comportamento da
Rg nos dois sítios experimentais, concluindo que este fenômeno
meteorológico é de escala sinótica.
A diminuição acentuada da Rg na estação seca pode estar associada
à presença de queimadas ao redor dos sítios experimentais. Nesta estação,
a composição química da atmosfera sofre grandes mudanças, devido às
emissões de gases traço e partículas de aerossóis provenientes de
queimadas de pastagem e desmatamento de floresta (Artaxo et al., 2002).
Esse efeito se intensifica, quando essa prática lança estes constituintes
atmosféricos a grandes altitudes, onde podem ser transportados de modo
eficiente a longas distâncias (Andreae et al., 2001). Essas partículas
possuem um tamanho da mesma ordem de grandeza do comprimento da luz
visível, o que as torna espalhadores de radiação solar, podendo afetar de
modo significativo o balanço de radiação atmosférico (Haywood e Boucher,
2000), atenuando até 70% da Rg, afetando o funcionamento do ecossistema
local (Artaxo et al., 2005).
5.1.4 Temperatura e umidade relativa do ar
A temperatura do ar apresentou sazonalidade durante o ano, com
média de 27,1ºC e 24,3ºC nas estações chuvosa e seca, respectivamente
em ambos os sítios (Figura 7). Não se verificou qualquer efeito da área de
65
estudo sobre essa variável (p > 0,05), que apresentou amplitude da média
mensal da temperatura do ar de 5,7 e 4,9ºC no cambarazal e na pastagem,
respectivamente (Tabela 10). A média da temperatura máxima na pastagem
(33,1ºC) durante a estação chuvosa foi ligeiramente maior (p < 0,05) que no
cambarazal (32,2ºC). Essa diferença também foi encontrada na estação
seca (p < 0,05), com média da temperatura máxima de 32,1ºC na pastagem
e 30,8ºC no cambarazal. Em ambos os sítios, a média da temperatura
mínima foi 23,3ºC na estação chuvosa e 18,1ºC na estação seca.
Tem
pera
tura
do A
r (º
C)
0
9
18
27
36
45
Temperatura Máxima do Ar
Temperatura Mínima do Ar
Temperatura Média do Ar
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
0
9
18
27
36
45
A
B
FIGURA 7. Temperatura do ar máxima, mínima e média diária no
cambarazal (A) e na pastagem (B), durante o ano de 2007.
66
TABELA 10. Média mensal e desvio padrão da temperatura e umidade
relativa do ar no cambarazal e na pastagem.
Temperatura do Ar (ºC) Umidade Relativa do Ar (%) Estação Mês Cambarazal Pastagem Cambarazal Pastagem
Chuvosa
Jan 26,9±0,4 84,9±1,8 Fev 26,7±1,2 26,4±1,2 85,9±5,2 80,1±4,0 Mar 27,5±1,6 27,1±0,8 80,6±5,3 77,1±3,8 Abr 27,3±1,9 27,0±1,2 80,7±3,9 76,5±3,8
Seca
Mai 23,1±4,2 23,1±3,7 77,1±8,4 74,4±6,5 Jun 23,7±2,8 23,5±1,8 71,6±11,1 71,2±6,5 Jul 22,2±4,3 22,6±4,0 69,2±12,8 65,7±10,8 Ago 23,2±4,1 23,4±3,2 60,3±14,6 57,4±10,6 Set 28,0±3,0 28,3±2,7 52,5±13,4 47,0±8,4
Chuvosa Out 27,6±2,0 28,2±2,2 68,5±11,4 62,3±13,3 Nov 26,0±1,7 27,1±1,6 80,1±7,5 71,9±7,9 Dez 26,1±1,3 26,5±1,0 83,2±6,1 78,7±5,0
A maior diferença entre a temperatura máxima e mínima foi
observada na pastagem, 10,0ºC na estação chuvosa e 14,2ºC na estação
seca, enquanto que no cambarazal foi de 8,8 e 12,4ºC na estação chuvosa e
seca, respectivamente. Os maiores valores das temperaturas mínimas
diárias no cambarazal são devidos ao efeito liberador/moderador do termo
de armazenamento de energia da biomassa, ou seja, durante a noite, a
liberação de energia pela biomassa da floresta age no sentido de manter o
balanço radiativo noturno e não permite resfriamento acentuado da
superfície (Fisch, 1996). Além disso, a diminuição da temperatura mínima no
período seco pode ser justificada pela menor incidência de radiação solar
neste período.
A umidade relativa do ar apresentou sazonalidade com os menores
valores diários observados em agosto, atingindo 40%, e setembro, atingindo
35%, e os maiores em janeiro e dezembro, superando 80% (Figura 8). Não
se verificou qualquer efeito da área de estudo sobre essa variável (p > 0,05).
67
Um
ida
de
Re
lativa
do A
r (%
)
0
20
40
60
80
100
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
0
20
40
60
80
100
A
B
FIGURA 8. Média diária da umidade relativa do ar no cambarazal (A) e na
pastagem (B), durante o ano de 2007.
Durante o período de estudo, as maiores médias mensais da umidade
relativa do ar ocorreram no cambarazal, superando 85% em fevereiro e as
menores médias mensais ocorreram na pastagem, atingindo 47% em
setembro (Tabela 10). Em decorrência da maior precipitação na estação
chuvosa, aproximadamente 80% do total anual, a média da umidade relativa
do ar nesta estação foi 74% nos nas duas áreas de estudo, enquanto que na
estação seca, a média foi de 66 e 64% no cambarazal e na pastagem,
respectivamente. A amplitude da média mensal da umidade relativa do ar no
cambarazal foi 34,6% e na pastagem foi 33,0%.
Os menores valores de umidade relativa do ar na estação seca estão
relacionados com a menor disponibilidade de água no solo, o que causa
diminuição na evapotranspiração e conseqüente aumento no fluxo de calor
sensível (Wright et al., 1996).
68
5.1.5 Ciclo diário da radiação solar incidente, da temperatura e umidade
relativa do ar
As maiores médias horárias da radiação solar incidente foram
observadas na estação chuvosa às 12:00 h (hora local), 560 e 535 W m-2 no
cambarazal e na pastagem, respectivamente, enquanto que na estação
seca, as médias foram 530 e 494 W m-2 no cambarazal e na pastagem,
respectivamente (Figuras 9A e 9B).
A temperatura do ar apresentou ciclos horários definidos (padrão
senoidal) em ambos os sítios experimentais, com temperaturas máximas
durante a tarde (entre 13:00 e 15:00 h) e mínimas no início da manhã
(6:00 h), hora local (Figuras 9C e 9D).
Na estação chuvosa, os menores valores da temperatura do ar foram
23,9 e 23,6ºC no cambarazal e na pastagem, respectivamente. A partir das
6:00 h a temperatura do ar elevou-se a uma taxa média de 0,9ºC h-1 no
cambarazal e de 1,1ºC h-1 na pastagem, atingindo máximo às 14:00 h,
30,8ºC no cambarazal e 32,1ºC na pastagem. A amplitude térmica diária
média na pastagem foi maior que no cambarazal, apresentando valores de
8,4ºC e 6,8ºC, respectivamente.
Na estação seca, os menores valores foram 19,6 e 19,3ºC no
cambarazal e na pastagem, respectivamente. A temperatura do ar elevou-se
a uma taxa de 1,2 e 1,4ºC h-1 no cambarazal e na pastagem, atingindo às
15:00 h, máximo de 30,2 e 31,5ºC e com amplitudes médias diária de 10,6 e
10,2ºC, respectivamente.
69
Cambarazal
Rg
(W
m-2
)
0
100
200
300
400
500
600Estação Chuvosa
Estação Seca
Pastagem
T (
ºC)
10
15
20
25
30
35
40
Hora Local
00:00 04:00 08:00 12:00 16:00 20:00 00:00
UR
(%
)
30
40
50
60
70
80
90
100
Hora Local
00:00 04:00 08:00 12:00 16:00 20:00 00:00
A B
C D
E F
FIGURA 9. Média horária da radiação solar incidente (Rg) no cambarazal (A)
e na pastagem (B), média horária da temperatura do ar (T) no cambarazal
(C) e na pastagem (D), média horária da umidade relativa do ar (UR) no
cambarazal (E) e na pastagem (F) representativa da estação chuvosa e
seca, durante o ano de 2007.
Na pastagem, durante a estação chuvosa, ocorreu maior
disponibilidade de água no solo, o que possibilitou a livre transpiração da
vegetação, devolvendo para a atmosfera maior parte da energia disponível
na forma de calor latente. Isto resulta em temperaturas máximas mais baixas
em relação às da estação seca, ocorrendo de forma similar no cambarazal
(Bastable et al., 1993). A diferença na amplitude térmica observada entre o
70
cambarazal e a pastagem ocorreu por influência da biomassa do
cambarazal, na regulação do aquecimento e do resfriamento da atmosfera
(Galvão e Fisch, 2000). Devido ao importante papel de armazenamento de
energia da biomassa do cambarazal, cuja capacidade térmica evita perda
excessiva de energia armazenada, a temperatura do ar foi mantida maior no
cambarazal em relação à pastagem, durante a noite (Bastable et al., 1993).
Além disso, a baixa rugosidade aerodinâmica na pastagem conduz à menor
eficiência na transferência turbulenta e permite desenvolvimento de uma
forte inversão térmica durante a noite e de camadas superficiais
superadiabáticas durante o dia (Culf et al., 1996). Na pastagem, a maior
amplitude térmica diária na estação seca em relação à chuvosa é
presumidamente devido à redução da evaporação na pastagem e,
conseqüentemente, aumento do aquecimento do ar durante a estação seca
(Wright et al., 1992).
Na estação chuvosa, os valores de umidade relativa do ar (86 a 91%)
foram similares em ambos os sítios durante a noite (Figuras 9E e 9F). A
diferença foi notada ao longo do período diurno, com maiores valores
ocorrendo no cambarazal e menores na pastagem. Durante a estação
chuvosa, às 6:00 h, o valor máximo da umidade relativa do ar foi 90,4% no
cambarazal e 88,1% na pastagem. A umidade relativa do ar diminuiu,
durante o dia, em ambos os locais de estudo, apresentando valores mínimos
às 14:00 h, 60,9 e 52,6% no cambarazal e na pastagem, respectivamente.
Na estação seca, os valores noturnos da umidade relativa do ar foram
maiores na pastagem, com máximos de 81,0% no cambarazal e 83,8% na
pastagem, ocorrendo às 6:00 h, sendo que os mínimos ocorreram às 15:00 h
no cambarazal (45,4%) e na pastagem (39,2%). Em ambas as estações a
amplitude média diária da umidade relativa do ar foi menor no cambarazal,
29,5% na estação úmida e 35,6% na estação seca, enquanto que na
pastagem, as amplitudes médias diárias foram 35,6 e 44,6%, devendo-se
principalmente ao efeito higro-termo-regulador da biomassa do cambarazal
(Galvão e Fisch, 2000).
71
5.2 Variáveis Ecofisiológicas no Cambarazal
A condutância estomática diminuiu com a redução do potencial
hídrico foliar (Figura 10A) e apresentou aumento proporcional à radiação
solar incidente até o valor limite de 400 W m-2, seguido de um declínio de
0,002 m s-1 até 1200 W m-2.
Potencial (-m)
100 120 140 160 180 200 220 240
Condutâ
ncia
Esto
mática (
m s
-1)
0.002
0.004
0.006
0.008
0.010
0.012
0.014
0.016
0.018
0.020
Radiação Solar Incidente (W m-2
)
0 200 400 600 800 1000 1200
0.000
0.003
0.006
0.009
0.012
0.015A B
y = -0.0102Ln(x) + 0.0613
R2 = 0.52
FIGURA 10. Relações da condutância estomática por potencial hídrico foliar
(A) e condutância estomática por radiação solar incidente (B) na área de
vegetação monodominante de Cambará na RPPN SESC - Pantanal.
A condutância estomática e o potencial hídrico foliar, em geral, não
apresentam relação direta. Entretanto, foi realizada uma regressão não
linear para facilitar a informação dessa relação ao programa ENWATBAL.
Nogueira e Silva Júnior, 2001 observaram uma tendência de
fechamento do ostíolo com o decréscimo do potencial hídrico foliar em
gravioleteiras e Endres (2007) observou que a condutância estomática de
macieiras não irrigadas foi menor que as irrigadas, quando o potencial
hídrico foliar foi -1,8 e -2,9 MPa, respectivamente.
5.3 Índice de Área Foliar
O IAF do cambarazal apresentou declínio entre janeiro e fevereiro,
coincidindo com o pico de inundação. Além disso, foi possível estimar uma
equação polinomial em função do dia do ano, a qual pode ser utilizada para
72
preencher dados faltantes (Figura 11).
y = 7E-09x4 - 5E-06x3 + 0.0009x2 - 0.0348x + 1.3344
R2 = 0.9404
0.00
1.00
2.00
3.00
4.00
5.00
0 50 100 150 200 250 300 350
Dia Juliano
IAF
- C
am
bara
zal (m
2 m
-2)
FIGURA 11. Variação diária do índice de área foliar do cambarazal, durante
o ano de 2007.
O processo de diminuição do IAF no cambarazal pode estar
associado ao mecanismo de diminuição do número de folhas, induzido pelo
estresse da inundação, causado pela falta de aeração das raízes, que se
intensifica com o avanço no tempo de alagamento. Em conseqüência, a
respiração aeróbica perde o domínio sobre o metabolismo anaeróbico,
aumentando concomitantemente a produção de subprodutos tóxicos como o
etanol. O efeito combinado da produção de superóxidos e do estresse
promovido por estes metabolismos secundários configura-se como estresse
pós-anoxia. Adicionalmente, após um longo período de alagamento, espera-
se o aumento da concentração de ácido abscísico (ABA) nas folhas,
induzindo a senescência em muitas espécies (Armstrong et al., 1994; Mielke
et al., 2005).
A média do IAF do cambarazal na estação seca e chuvosa foi 1,93 e
3,69 m2 m-2, respectivamente, e a altura do dossel foi 29 m durante todo o
ano. O IAF foi menor que os encontrados em floresta de transição
Amazônia-Cerrado na estação seca (4-4,5 m2 m-2) e na estação chuvosa
(4,5-5 m2 m-2), obtido pelo mesmo método (Vourlitis et al., 2002), e em
floresta Amazônica, 5,7 m2 m-2 por método destrutivo e 4,6-5,4 m2 m-2 por
73
queda de folha (Wright et al., 1996).
Entre fevereiro e junho, o IAF apresentou um incremento de 1,10 a
4,14 m2 m-2 (Figura 11), coincidindo com a diminuição da lâmina d‟água no
solo (Figura 6A). Após este período, o IAF diminuiu até outubro, coincidindo
com o decréscimo da umidade do solo entre julho e outubro, demonstrando
que o cambarazal não foi capaz de manter o ritmo de crescimento e
desenvolvimento. Estudos micrometeorológicos em floresta Amazônica
demonstraram que não houve diferença significativa na transpiração das
plantas, por estas absorverem água e nutrientes em profundidade de até
18 m (Wright et al., 1996). Entretanto, a diminuição do IAF com o avanço da
estação seca evidencia que esse mecanismo pode não ter ocorrido no
cambarazal (Vochysia divergens).
A Figura 12 apresenta a variação mensal do índice de área foliar, por
relação com matéria seca, do capim carona e Brachiaria humidicola, na
pastagem mista da Fazenda Experimental da UFMT, durante o ano de 2007.
IAF
- C
apim
Caro
na (
m2 m
-2)
0.00
0.05
0.10
0.15
0.20
0.25
0.30Carona
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
IAF
- B
. H
um
idic
ola
(m
2 m
-2)
0.00
0.50
1.00
1.50
2.00
2.50
3.00
Humidícula
FIGURA 12. Variação mensal do índice de área foliar (IAF) do capim carona
e Brachiaria humidicola na pastagem, durante o ano de 2007.
O índice de área foliar do capim carona ( ccIAF ) e do capim Brachiaria
humidicola ( cbhIAF ) variaram de 0,04 a 0,17 m2 m-2 e de 0,38 a 2,57 m2 m-2,
tendo influência do pastejo do gado e da disponibilidade de água do solo
(Figura 12). Em média o ccIAF foi de aproximadamente 5% do cbhIAF e com
altura média anual da pastagem de 0,34 m. Entre abril e maio, a pastagem
74
foi mantida sem a presença do gado, mas em junho e julho houve a
presença de gado devido ao mau funcionamento do equipamento de cerca
elétrica. Possivelmente em junho, o gado se alimentou das duas espécies de
capim, evidenciado pela diminuição do ccIAF e do cbhIAF (Figura 12), e em
julho, o gado pode ter se alimentado apenas do capim Brachiaria humidicola,
em conseqüência, o cbhIAF diminuiu e o ccIAF aumentou.
O gado tem maior aceitabilidade pelo capim Brachiaria humidicola em
conseqüência de ser mais palatável que o capim carona (Cardoso et al.,
2000). Em julho, o capim carona se desenvolveu livremente, aproveitando o
não sombreamento do capim Brachiaria humidicola sobre ele. A partir deste
mês, a presença de gado foi controlada com a instalação de um novo
equipamento de cerca elétrica, observado pelo constante crescimento do
cbhIAF até novembro, quando houve a presença intencional de gado na
pastagem, iniciando um novo ciclo de crescimento da vegetação.
5.4 Refletância da radiação fotossinteticamente ativa
A refletância ( ir PARPAR ) foi estimada por meio da radiação
fotossinteticamente ativa refletida ( rPAR ) e incidente ( iPAR ) medidas a 33 m
de altura no cambarazal e a 2,5 m na pastagem, sendo maior na pastagem
que no cambarazal, apresentando variação de 5,3 a 7,3%, enquanto que no
cambarazal variou de 2,7 a 4,8% (Figura 13). Isso demonstra que o
cambarazal apresentou maior absorção da PAR, certamente devido ao
maior índice de área foliar (Figura 11).
A refletância seguiu a proporção da biomassa verde na vegetação, a
qual é função do índice de área foliar (IAF) do cambarazal (r=0,83), e na
pastagem, seguiu a proporção inversa (r=-0,83). O aumento da fração de
folhas verdes pode aumentar a absorbância da radiação solar incidente da
faixa do visível (utilizado na fotossíntese), reduzindo, por conseqüência, a
refletância.
75
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
Refletâ
ncia
(%
)
2
3
4
5
6
7
8Cambarazal
Pastagem
FIGURA 13. Média mensal da refletância (%) no cambarazal e na pastagem,
durante o ano de 2007.
No cambarazal, além do IAF, a inundação pode ter influenciado na
variação da refletância, a qual cobre o solo de água na superfície abaixo do
dossel. A água absorve mais radiação que o solo seco, causando assim uma
diminuição na PAR refletida e uma provável diminuição no albedo total
(Tannus, 2004). De janeiro a julho houve um aumento de 75% na refletância
do cambarazal, seguido por uma redução de 41% até dezembro. Essa
variação sugere que houve mudança na capacidade fotossintética do
ecossistema ao longo do ano. Aliado ao aumento do IAF nos meses da
estação seca, o aumento da refletância, entre junho e agosto, foi
influenciada pela floração que ocorreu neste período, alterando as
propriedades ópticas da superfície pela maior reflexão da faixa do amarelo
do espectro de ondas eletromagnéticas.
Na pastagem, houve aumento de 36% da refletância entre fevereiro e
julho, seguido de uma redução de 15% até novembro. O aumento da
refletância até julho esteve relacionado com a diminuição do IAF da
pastagem (Figura 12), neste período não houve controle da presença de
gado. A maior evidência da dependência da refletância com o IAF foi
observada em dezembro, quando a diminuição do IAF coincidiu com
aumento na refletância.
Apesar das medidas de refletância não estarem na mesma faixa de
ondas eletromagnéticas que o albedo, o qual é a razão entre a radiação de
76
ondas curta refletida e incidente, pode-se considerar que os resultados
apresentados concordam com os de Wright et al. (1996) os quais
observaram que na pastagem o albedo é maior, entre 15,5 a 20,0%, que na
floresta Amazônica, entre 12,1 a 14,4%, tendo como variável de influência
nessa variação, a umidade do solo e o índice de área foliar.
5.5 Análises dos Componentes do Balanço de Energia
5.5.1 Medidas de densidade de fluxo de calor latente realizadas em
alturas diferentes
Em cada um dos locais de estudo, os valores da densidade de fluxo
de calor latente (LE) estimados a cada 30 minutos, pelo método da razão de
Bowen na pastagem (Tabela 11) e no cambarazal (Tabela 12) e pelo método
aerodinâmico no cambarazal (Tabela 13), em cada combinação de duas
alturas, foram comparados entre si, por meio do teste t para amostras
pareadas, considerando-se um nível de significância de 5%. Os resultados
indicaram a existência de diferenças significativas em todos os meses, nos
dois locais. Entretanto, na pastagem, a comparação entre algumas alturas,
em alguns meses, pelo método da razão de Bowen, não revelou diferença
na estimativa de LE (Tabela 11).
Na pastagem, quando foram utilizadas medidas do ponto mais alto
(altura 1), o LE estimado pelo método da razão de Bowen se mostrou maior
que as estimativas nas demais combinações, pelo mesmo método (Figura
14) e, portanto, mais sujeitos aos erros possivelmente por estar a uma altura
fora da camada limite internam da pastagem. Neste caso, estaria refletindo
características de uma camada limite de transição entre a pastagem e uma
superfície vizinha, ou os gradientes não apresentaram variações com a
altura (Monteith e Unsworth, 1990). Mesmo apresentando diferença entre as
estimativas realizadas em diferentes alturas, as médias mensais, utilizando
os mesmos dados pareados do teste t, apresentaram a mesma tendência
em todas as comparações. Em junho e julho houve falhas nas estimativas
das densidades de fluxo durante o período diurno em algumas combinações
77
de duas alturas, impossibilitando o pareamento dos dados nestes
momentos.
TABELA 11. Resultados do teste t para amostras pareadas e número de
dados utilizados (n) aplicado aos valores de densidade de fluxo de calor
latente (LE) estimadas pelo método da razão de Bowen, a cada 30 minutos,
usando diferenças de temperatura e pressão de vapor do ar obtidas a 2,5, a
1,8, a 1,2 e a 0,5 m acima do solo (alturas 1, 2, 3 e 4), na pastagem.
Mês LE1-2 LE1-3 LE1-4 LE2-3 LE2-4 LE3-4 n
Abr a b c d e bd 287 Mai a b c a d e 539 Ago a b c d e f 285 Set a b c d e f 639 Out a b c d e f 545 Nov a b c a a d 424 Dez a b ab ab ab c 322 Total a b c d e f 3679
Obs.: As médias da mesma linha que não apresentam diferença estatística entre si possuem a mesma letra (p > 0,05).
Heilman et al. (1989) observaram aumento de β com aumento das
alturas de medida dos gradientes, conseqüentemente, diminuição no LE. À
medida que se aumenta o valor de β, o desempenho do método da razão de
Bowen é comprometido devido ao aumento dos erros nas estimativas das
densidades de fluxo (Angus e Watts, 1984). Na pastagem, ocorreu o inverso
dos resultados observados por Heilman et al. (1989), havendo diminuição
dos valores de β quando se utilizou a altura mais afastada da superfície e,
conseqüentemente, os valores de LE aumentaram (Figura 14).
78
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
Den
sid
ade
de
Flu
xo
de
Calo
r L
ate
nte
(W
m-2
)
0
50
100
150
200
250LE1-2
LE1-3
LE1-4
LE2-3
LE2-4
LE3-4
FIGURA 14. Média mensal da densidade de fluxo de calor latente pelo
método da razão de Bowen obtidas entre as alturas 1-2, 1-3, 1-4, 2-3, 2-4 e
3-4 na pastagem.
Quando foram utilizadas as medidas realizadas nas duas alturas mais
distantes da superfície, os gradientes de temperatura e pressão de vapor
d‟água do ar se mostraram menores do que os das outras posições e,
portanto, mais sujeitos a erros inerentes às próprias medidas, inclusive
aparentando inversão em alguns momentos ao longo do dia. Os valores
obtidos na altura 4, durante o período diurno, foram sempre maiores que os
obtidos na altura 3, que, por sua vez, foram sempre maiores que os obtidos
na altura 2. Esse comportamento se inverteu durante o período noturno,
quando se obteve os maiores valores na altura 2 e os menores na altura 4
(Figuras 15, 16 e 17). Portanto, os perfis diurnos e noturnos foram marcados
79
por uma inflexão a uma altura de aproximadamente 2 m (altura 2), e a partir
desta altura, a temperatura do ar praticamente não apresentou variação com
a altura, durante o período diurno. Possivelmente, a altura 1 se encontrou
acima da camada limite interna da pastagem.
Te
mp
era
tura
do
Ar
(ºC
)
20.0
22.0
24.0
26.0
28.0
30.0
32.0
34.0
36.0
T - 2,5 m
T - 1,8 m
T - 1,2 m
T - 0,5 m
Hora Local
00 06 12 18 00 06 12 18 00 06 12 18 00
Pre
ssã
o d
e V
apo
r D
'Ág
ua
do
Ar
(kP
a)
2.0
2.2
2.4
2.6
2.8
3.0e - 2,5 m
e - 1,8 m
e - 1,2 m
e - 0,5 m
109 110 111
A
B
FIGURA 15. Valores médios de temperatura e pressão de vapor d‟água do
ar na pastagem, a intervalos de duas horas, entre 19 (DJ = 109) e
21 (DJ = 111) de março de 2007.
O perfil de temperatura do ar na pastagem apresentou
80
comportamento semelhante durante o processo de aquecimento do ar, e
inverteu no processo de resfriamento do ar. O aquecimento do ar ocorreu
das 8:00 h até as 14:00 ou 16:00 h, indicado pelas setas nas Figuras 16A,
16B, 17A e 17B. Durante esse período, a temperatura diminuiu com a
elevação da altura de medida e, a partir deste período, o processo se
inverteu, iniciando o resfriamento do ar, o qual ocorreu até as 6:00 h do dia
posterior (Figuras 16C, 16D, 17C e 17D). Durante o resfriamento do ar, a
temperatura aumentou com a elevação da altura de medida.
22.00 24.00 26.00 28.00 30.00 32.00 34.00 36.00
Altu
ra d
e M
ed
ida
(m
)
0.00
0.50
1.00
1.50
2.00
2.50
3.00
8:00 h 10:00 h 12:00 h
31.00 32.00 33.00 34.00 35.00
14:00 h16:00 h
Temperatura do Ar (ºC)
22.00 23.00 24.00 25.00 26.00 27.00 28.00 29.00
Altu
ra d
e M
ed
ida
(m
)
0.00
0.50
1.00
1.50
2.00
2.50
3.00
22:00 h 20:00 h 18:00 h0:00 h
Temperatura do Ar (ºC)
22.00 22.25 22.50 22.75 23.00 23.25
6:00 h 4:00 h 2:00 h
A B
C D
FIGURA 16. Perfil de temperatura do ar acima da superfície da pastagem,
utilizando valores médios de duas horas, entre 20 e 21 de abril de 2007.
Uma parcela de ar é influenciada pela superfície adjacente a ela,
entrando em equilíbrio dinâmico, de acordo com as condições de rugosidade
e disponibilidade de energia associadas à superfície. Nesta condição é
estabelecida uma camada limite superficial, denominada camada limite
81
interna. Dentro desta camada, os gradientes de temperatura e pressão de
vapor atual, utilizados para o cálculo da razão de Bowen e no método
aerodinâmico, diminuem com o distanciamento da superfície, enquanto que
os coeficientes de difusão turbulenta aumentam no mesmo sentido,
mantendo as densidades de fluxo constantes na direção em que ocorrem os
gradientes (Monteith e Unsworth, 1990; Arya, 2001).
24.00 26.00 28.00 30.00 32.00 34.00 36.00
Altu
ra d
e M
ed
ida
(m
)
0.00
0.50
1.00
1.50
2.00
2.50
3.00
8:00 h 10:00 h 12:00 h
32.00 32.50 33.00 33.50 34.00 34.50 35.00
14:00 h 16:00 h
Temperatura do Ar (ºC)
22.00 24.00 26.00 28.00 30.00 32.00
Altu
ra d
e M
ed
ida
(m
)
0.00
0.50
1.00
1.50
2.00
2.50
3.00
22:00 h20:00 h 18:00 h0:00 h
Temperatura do Ar (ºC)
22.75 23.00 23.25 23.50 23.75 24.00 24.25 24.50
6:00 h 4:00 h 2:00 h
A B
C D
FIGURA 17. Perfil de temperatura do ar acima da superfície da pastagem,
utilizando valores médios de duas horas, entre 22 e 23 de abril de 2007.
Quando os fluxos são medidos fora da camada limite interna, o
conceito de uma camada de fluxo constante começa a apresentar valores
incompatíveis com o dossel (Roupsard et al., 2006). Isso pode ocorrer pela
formação de uma considerável turbulência que é gerada pela interação entre
a massa de ar e as copas das árvores. Além disso, os fluxos medidos abaixo
do dossel podem eventualmente ser diferentes dos fluxos acima do dossel,
82
devido a um “curto-circuito” formado na subcamada inercial devido ao
aumento repentino no gradiente de velocidade do vento (Baldocchi e
Meyers, 1991) e assim provocar uma diferença na velocidade do vento do
topo do dossel, superestimando dos fluxos (Kaimal e Finnigan, 1994).
A distância do local das medidas dos gradientes à bordadura foi
aproximadamente 50 m e a altura média da pastagem foi aproximadamente
34 cm, resultando em uma relação de 1:20 entre a altura do sensor
posicionado a 1,8 m (altura 2) e a distância da bordadura. Essa relação foi
menor que observada no trabalho de Hayashi et al. (2002) em cultivo de
Crotalaria juncea L. que observaram uma relação máxima de 1:50. No
entanto, Heilman et al. (1989), ao estudarem a transição entre uma
superfície rugosa e uma lisa (algodoal-gramado), concluíram que pode ser
considerada uma relação de 1:20 para determinação da razão de Bowen.
No cambarazal, as médias de LE calculadas em todas as alturas pelo
método da razão de Bowen (Tabela 12) e aerodinâmico (Tabela 13),
considerando intervalo de 30 minutos nos gradientes, apresentaram
diferença entre elas pelo teste t para amostras pareadas. A distância entre a
posição em que foram realizadas as medidas, utilizadas para obter os
gradientes, e a bordadura do cambarazal foi de aproximadamente dois
quilômetros. Dessa forma, a diferença entre os LE estimados, utilizando as
três alturas de medida, não deve ser atribuída aos sensores estarem fora da
camada limite.
As médias mensais de LE pelo método da razão de Bowen
apresentaram a mesma tendência, com maiores valores entre janeiro e abril,
seguido de um declínio até setembro, aumentando de outubro a dezembro.
As estimativas de LE utilizando as alturas 1-3 foram sempre maiores que as
estimativas realizadas entre as alturas 2-3, que por sua vez foram maiores
que as realizadas entre as alturas 1-2 (Figura 18A). Entretanto, as médias
mensais de LE pelo método aerodinâmico, realizadas nas diferentes
combinações de altura, não apresentaram a mesma tendência pelo mesmo
método e em comparação com o método da razão de Bowen (Figura 18B).
83
TABELA 12. Resultados do teste t para amostras pareadas e número de
dados utilizados (n) aplicado aos valores de densidade de fluxo de calor
latente (LE) estimadas pelo método da razão de Bowen, a cada 30 minutos,
usando diferenças de temperatura e pressão de vapor do ar obtidas a 33,7,
a 35,7 e a 37,7 m acima do solo (alturas 1, 2 e 3), no cambarazal.
Mês LE1-2 LE1-3 LE2-3 n
Jan a b c 288 Fev a b c 1344 Mar a b c 1488 Abr a b c 1438 Mai a b c 1488 Jun a b c 1439 Jul a b c 1488 Ago a b c 1487 Set a b c 1425 Out a b c 1488 Nov a b c 1440 Dez a b c 1488 Total a b c 16301
Obs.: As médias da mesma linha que não apresentam diferença estatística entre si possuem a mesma letra (p > 0,05).
TABELA 13. Resultados do teste t para amostras pareadas e número de
dados utilizados (n) aplicado aos valores de densidade de fluxo de calor
latente (LE) estimadas pelo método aerodinâmico, a cada 30 minutos,
usando diferenças pressão de vapor do ar e velocidade do vento obtidos a
33,7, a 35,7 e a 37,7 m acima do solo (alturas 1, 2 e 3).
Mês LE1-2 LE1-3 LE2-3 n
Jan a b c 114 Fev a b c 532 Mar a b c 589 Abr a b c 570 Mai a b c 589 Jun a b c 570 Jul a b c 589 Ago a b c 589 Set a b c 561 Out a b c 589 Nov a b c 570 Dez a b c 589 Total a b c 6451
Obs.: As médias da mesma linha que não apresentam diferença estatística entre si possuem a mesma letra (p > 0,05).
84
Densid
ade d
e F
luxo d
e C
alo
r Late
nte
(W
m-2
)
0
50
100
150
200 LE1-2
LE1-3
LE2-3
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
0
150
300
450
600
750
A
B
FIGURA 18. Média mensal da densidade de fluxo de calor latente pelo
método da razão de Bowen (A), e pelo método aerodinâmico (B) entre as
alturas 1-2, 1-3 e 2-3 no cambarazal.
A temperatura do ar medida a 33,7 m (altura 3) no cambarazal foi,
sistematicamente, maior que a 35,7 m (altura 2) e a 37,7 m (altura 1) durante
o período diurno. No início e final do período diurno houve inversão da
temperatura do ar medida nas alturas 1 e 3, mas durante o período noturno
a temperatura medida na altura 3 foi maior que na altura 1. A temperatura do
ar medida na altura 2 foi sempre menor que nas alturas 1 e 3 durante todo o
período de estudo (Figura 19A). Esse mesmo comportamento também foi
observado na pressão de vapor d‟água do ar. A medida realizada na altura 1
85
foi sempre maior que as medidas de pressão de vapor d‟água do ar medidas
nas alturas 2 e 3, enquanto que a pressão de vapor d‟água do ar medida na
altura 2 foi sempre menor que as medidas realizadas nas alturas 1 e 3
(Figura 19B), durante todo o período de estudo. Esse comportamento
indicou que a densidade de fluxo estimada pelos métodos da razão de
Bowen e aerodinâmico, entre a altura intermediária e a altura superior de
medida, não foi compatível com as densidades de fluxo estimada pelos
mesmos métodos, entre a altura intermediária e a altura inferior.
Te
mp
era
tura
do
Ar
(ºC
)
20.0
22.0
24.0
26.0
28.0
30.0
32.0
34.0
T - 37,7 m
T - 35,7 m
T - 33,7 m
Hora Local
00 06 12 18 00 06 12 18 00 06 12 18 00
Pre
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o d
e V
ap
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gua
do
Ar
(kP
a)
2.0
2.2
2.4
2.6
2.8
3.0
3.2
3.4e - 37,7 m
e - 35,7 m
e - 33,7 m
134 135 136
A
B
FIGURA 19. Valores médios da temperatura e pressão de vapor d‟água do
ar no cambarazal, a intervalos de duas horas, entre 14 (DJ = 134) e
16 (DJ = 136) de maio de 2007.
86
O perfil de temperatura do ar acima do dossel do cambarazal obtido
com os 10 termopares, além de conter o intervalo de altura entre o
termohigrômetro mais baixo e o mais alto, se estendia, para cima e para
baixo, a um intervalo de altura cinco vezes menor do que o dos
termohigrômetros. Seus resultados confirmam o padrão já observado de
variação da temperatura com a altura, quando se analisou as medidas
efetuadas com os termohigrômetros. Eles mostraram ainda, que a
temperatura na altura intermediária pode não ser um valor intermediário
entre os valores da altura mais baixa e da mais alta, em pelo menos três
posições do perfil, em vários momentos do dia (Figuras 20 e 21). Desta
forma, os resultados obtidos com os termohigrômetros instalados nas três
alturas (Figura 19) e com os 10 termopares (Figuras 20 e 21) evidenciam a
complexa estrutura da camada limite do cambarazal.
Os períodos de aquecimento (Figuras 20A, 20B, 21A e 21B) e
resfriamento do ar (Figuras 20C, 20D, 21C e 21D) no cambarazal foram
similares aos observados na pastagem. Entretanto, as densidades de fluxo
de calor sensível e latente alteraram seus sentidos com o aumento da altura
em que foi medida a temperatura e a pressão de vapor d‟água do ar, em
relação ao dossel do cambarazal.
87
22.00 24.00 26.00 28.00 30.00 32.00 34.00 36.00
Altu
ra d
e M
ed
ida
(m
)
28.00
30.00
32.00
34.00
36.00
38.00
40.008:00 h 10:00 h 12:00 h
20.00 22.00 24.00 26.00 28.00 30.00 32.00 34.00
16:00 h 14:00 h
18.00 19.00 20.00 21.00 22.00 23.00
28.00
30.00
32.00
34.00
36.00
38.00
40.0022:00 h
20:00 h
18:00 h0:00 h
Temperatura do Ar (ºC)
18.00 18.50 19.00 19.50 20.00 20.50
6:00 h 4:00 h 2:00 h
A B
C D
FIGURA 20. Perfil de temperatura do ar acima do dossel do cambarazal,
utilizando valores médios de duas horas, entre 17 e 18 de maio de 2008.
88
18.00 21.00 24.00 27.00 30.00 33.00 36.00
Altu
ra d
e M
ed
ida
(m
)
28.00
30.00
32.00
34.00
36.00
38.00
40.008:00 h 10:00 h 12:00 h
30.00 32.00 34.00 36.00 38.00 40.00
14:00 h 16:00 h
Temperatura do Ar (ºC)
24.00 26.00 28.00 30.00 32.00 34.00 36.00
Altu
ra d
e M
ed
ida
(m
)
28.00
30.00
32.00
34.00
36.00
38.00
40.0022:00 h 20:00 h 18:00 h0:00 h
Temperatura do Ar (ºC)
23.00 23.50 24.00 24.50 25.00 25.50 26.00
6:00 h 4:00 h 2:00 h
A B
C D
FIGURA 21. Perfil de temperatura do ar acima do dossel do cambarazal,
utilizando valores médios de duas horas, entre 19 e 20 de maio de 2008.
Os perfis de temperatura apresentados nas Figuras 15, 16, 17, 19, 20
e 21 foram obtidos com valores médios da temperatura do ar nas diferentes
alturas, em intervalo de duas horas. Esse intervalo foi utilizado para
apresentar os perfis, porque tiveram o mesmo comportamento dos valores
médios de 30 minutos, em cada altura, sem apresentar as variações mais
abruptas que foram observadas nos valores médios de 30 minutos na
pastagem (Figura 22) e no cambarazal (Figura 23), e permitiram mostrar o
aquecimento e resfriamento do ar ao longo de 24 horas, com um número
menor de perfis.
89
Tem
pera
tura
do A
r (º
C)
20
22
24
26
28
30
32
34
36T - 30 min
T - 2 h
00 04 08 12 16 20
20
22
24
26
28
30
32
34
36
Hora Local
00 04 08 12 16 20
A B
C D
FIGURA 22. Temperatura do ar na pastagem, medida a 2,5 m (A), 1,8 m (B),
1,2 m (C) e 0,5 m (D) acima da superfície do solo, utilizando intervalos
médios de 30 minutos e de 2 horas, durante o dia 21 de março de 2007.
90
00 04 08 12 16 20
Tem
pera
tura
do A
r (º
C)
20
22
24
26
28
30
32
34T - 30 min
T - 2 h
00 04 08 12 16 20
Hora Local
00 04 08 12 16 20
Tem
pera
tura
do A
r (º
C)
20
22
24
26
28
30
32
34
A B
C
FIGURA 23. Temperatura do ar na pastagem, medida a 37,7 m (A), 35,7 m
(B) e 33,7 m (C) acima da superfície do solo, utilizando intervalos médios de
30 minutos e de 2 horas, durante o dia 21 de março de 2007.
Teoricamente, os gradientes de temperatura e pressão de vapor são
facilmente obtidos com o aumento da distância entre os termohigrômetros
(Pereira et al., 2003). Os valores das densidades de fluxo de calor latente
estimadas entre as alturas 2-4 na pastagem (Figura 24) e 1-3 no cambarazal
(Figura 25) foram consideradas as mais adequadas pelo método da razão de
Bowen. Sendo assim, foram utilizadas como referência nas comparações
das estimativas realizadas nos diferentes níveis. Os valores da razão de
Bowen não permitiram a detecção da inversão de sentido das densidades de
fluxo, uma vez que ela apresenta valores positivos quando as diferenças de
temperatura e pressão de vapor d‟água do ar apresentam o mesmo sinal.
91
LE2-4 (W m-2
)
0 100 200 300 400 500 600
LE
1-2
(W
m-2
)
0
100
200
300
400
500
600
y = 0,94xr = 0,99
LE2-4 (W m-2
)
0 100 200 300 400 500 600
LE
1-3
(W
m-2
)
0
100
200
300
400
500
600
y = 0,89xr = 0,98
A B
LE2-4 (W m-2
)
0 100 200 300 400 500 600
LE
1-4
(W
m-2
)
0
100
200
300
400
500
600
y = 1,25xr = 0,97
LE2-4 (W m-2
)
0 100 200 300 400 500 600
LE
2-3
(W
m-2
)
0
100
200
300
400
500
600
y = 0,90xr = 0,97
C D
LE2-4 (W m-2
)
0 100 200 300 400 500 600
LE
3-4
(W
m-2
)
0
100
200
300
400
500
600
y = 0,87xr = 0,98
E
FIGURA 24. Relação da densidade de fluxo de calor latente (LE) estimada
entre as alturas 2-4 e estimada nas alturas 1-2 (A), 1-3 (B), 1-4 (C), 2-3 (D) e
3-4 (E) na pastagem.
92
LE1-3 (MJ m-2
dia-1
)
0 100 200 300 400 500 600
LE
1-2
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
100
200
300
400
500
600
y = 0,87x
r = 0,99
LE1-3 (MJ m-2
dia-1
)
0 100 200 300 400 500 600
LE
2-3
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
100
200
300
400
500
600
y = 0,94x
r = 0,99
A B
FIGURA 25. Relação da densidade de fluxo de calor latente (LE) estimada
entre as alturas 1-3 e estimada nas alturas 1-2 (A) e 2-3 (B) no cambarazal.
Em média, na pastagem, os valores de LE estimados pelo método da
razão de Bowen entre as alturas 1-2, 1-3, 2-3 e 3-4 foram 6, 11, 10 e 13%
menores que as estimativas realizadas entre as alturas 2-4, entretanto, as
estimativas realizadas entre as alturas 1-4 foram 25% maiores que as
estimativas realizadas entre as alturas 2-4 (Figura 24). No cambarazal, os
valores de LE estimados pelo método da razão de Bowen entre as alturas
1-2 e 2-3 foram 13% e 6%, respectivamente, menores que as estimativas
realizadas entre as alturas (Figura 25).
Esses resultados estão dentro da faixa de variação observada por
Pereira et al. (2003). Esses autores observaram uma subestimativa de 13 e
27% do LE em três alturas diferentes pelo método da razão de Bowen em
um pomar de citros.
5.5.2 Variação sazonal dos componentes do balanço de energia
O Rn no cambarazal e na pastagem apresentou padrão semelhante
de variabilidade sazonal (r=0,85), as médias anuais nas duas áreas não
diferiram entre si (p > 0,05) e não houve efeito da área de estudo (p < 0,05).
Os maiores valores diários do Rn foram observados de novembro a março,
quando atingiram aproximadamente 15 MJ m-2 dia-1, enquanto que foram
aproximadamente 10 MJ m-2 dia-1 (Figura 26) nos meses de inverno.
93
Resultado semelhante foi encontrado no Pantanal Sul Mato-Grossense,
próximo ao município de Corumbá-MS, em uma área temporariamente
inundada (Oliveira et al., 2006).
Sa
ldo
de
Ra
dia
çã
o (
MJ m
-2 d
ia-1
)
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Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
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5
10
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20
25
A
B
FIGURA 26. Saldo de radiação diário medido sobre o dossel do cambarazal
(A) e da pastagem (B), durante o ano de 2007.
O Rn médio mensal foi maior em março, 13,9 MJ m-2 dia-1 no
cambarazal e 14,2 MJ m-2 dia-1 na pastagem, enquanto que os menores
valores foram 6,9 MJ m-2 dia-1 no cambarazal (junho e julho) e na pastagem
foi 7,3 MJ m-2 dia-1 em junho (Tabela 14).
94
TABELA 14. Média mensal e estacional e desvio padrão do saldo de
radiação medido sobre o dossel do cambarazal e da pastagem.
Estação Mês Saldo de Radiação (MJ m-2 dia-1) Cambarazal Pastagem
Chuvosa
Jan 13,2±3,8 Fev 12,4±4,2 12,2±3,6 Mar 13,9±3,5 14,2±1,9 Abr 12,2±2,3 11,6±1,1
Seca
Mai 8,1±2,6 8,6±2,9 Jun 6,9±1,6 7,9±1,8 Jul 6,9±2,8 7,3±1,8 Ago 9,2±1,9 9,2±2,1 Set 7,3±2,6 8,7±2,4
Chuvosa Out 9,8±4,3 10,1±4,7 Nov 11,2±4,2 11,9±4,1 Dez 12,2±3,5 13,2±3,1
Chuvosa 12,0±3,9 12,0±3,6 Seca 7,7±2,5 8,4±2,5
O mês de setembro se destacou dos demais por apresentar menor
média do Rn nos dois locais de estudo, o que pode estar relacionado com o
início das queimadas na região, aumentando a quantidade de partículas na
atmosfera. Observou-se um aumento da porcentagem de dias de céu
nublado de 3,2% em agosto para 20,0% em setembro no cambarazal e na
pastagem de 6,5 para 20,0% no mesmo período (Tabela 9). Por ser um mês
que apresenta baixa disponibilidade de água no solo em função da baixa
precipitação, os fazendeiros da região realizam queimadas de vegetação
indesejada e desmatamento neste período (Nunes da Cunha e Junk, 2004).
O Rn apresentou variação semelhante à radiação solar incidente no
cambarazal e na pastagem (Figura 27), com acréscimo de 55,8% no
cambarazal e 42,8% na pastagem da estação seca para a estação chuvosa
(Tabela 14). O maior desvio padrão do saldo de radiação na estação
chuvosa está relacionado à maior quantidade de nuvens neste período.
95
Rg (MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
Rn (
MJ m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,75xr = 0,88
Rg (MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
Rn (
MJ m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,81xr = 0,89
A B
FIGURA 27. Relação entre a radiação solar incidente (Rg) e o saldo de
radiação (Rn) medidos no cambarazal (A) e na pastagem, durante o ano de
2007.
Considerando o método da razão de Bowen como mais adequado e
considerando-se válidas as medidas realizadas na maior e menor altura no
cambarazal e nas alturas 2 e 4 na pastagem, as estimativas das densidades
de fluxo de calor latente (LE) e sensível (H) estimadas entre essas alturas
foram utilizadas para avaliar a sazonalidade do balanço de energia nas duas
áreas de estudo.
A LE apresentou variação concordando com o Rn medido no
cambarazal (r=0,99) e na pastagem (r=0,90). Nos meses com maior energia
disponível na região, os quais correspondem à estação chuvosa, o LE diário
superou 12 MJ m-2 dia-1 no cambarazal e 8 MJ m-2 dia-1 na pastagem (Figura
28). As maiores taxas de LE durante esta estação é reflexo da maior
disponibilidade de água no solo em função da maior precipitação (Nobre et
al., 1996; Priante Filho et al., 2004).
96
De
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e C
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r Late
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Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
0
4
8
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16
20
A
B
FIGURA 28. Densidade de fluxo de calor latente diário estimado pelo
método da razão de Bowen no cambarazal (A) e na pastagem (B), durante o
ano de 2007.
Na pastagem, houve incremento de 10,6% no LE de julho a agosto
devido à instalação de um sistema de irrigação nos dias 26 e 27 de agosto.
O incremento de 27,6% de julho a setembro foi devido ao rompimento da
tubulação de fornecimento de água do sistema de irrigação, provocando o
depósito da água na superfície (Tabela 15).
A maior média mensal de LE foi observada em março no cambarazal
(11,4 MJ m-2 dia-1) e em dezembro na pastagem (7,8 MJ m-2 dia-1), enquanto
que o menor valor foi observado em setembro no cambarazal
(5,3 MJ m-2 dia-1) e em junho na pastagem (4,5 MJ m-2 dia-1) (Tabela 15).
A maior variação estacional de LE foi observada no cambarazal, com
incremento de 60,6%, e 29,5% na pastagem, da estação seca para a
chuvosa (Tabela 15).
97
TABELA 15. Média mensal e estacional e desvio padrão da densidade de
fluxo de calor latente estimado pelo método da razão de Bowen no
cambarazal e na pastagem.
Estação Mês Fluxo de Calor Latente (MJ m-2 dia-1) Cambarazal Pastagem
Chuvosa
Jan 10,9±3,1 Fev 10,1±3,3 6,0±1,7 Mar 11,4±2,8 7,2±1,0 Abr 10,3±1,8 6,3±0,9
Seca
Mai 7,0±2,0 5,1±1,9 Jun 5,8±1,0 4,5±1,1 Jul 5,6±1,8 4,7±1,2 Ago 7,0±1,4 5,2±1,3 Set 5,3±1,8 6,0±1,8
Chuvosa Out 7,8±3,3 5,7±2,7 Nov 9,2±3,3 6,6±2,3 Dez 10,1±2,6 7,8±1,8
Chuvosa 9,8±3,1 6,6±2,1 Seca 6,1±1,8 5,1±1,6
Trabalhos comparativos do balanço de energia em pastagens e em
floresta demonstram que o LE apresenta menores valores na pastagem,
devido, principalmente, à menor disponibilidade hídrica no solo (Nobre et al.,
1996; Galvão e Fisch, 2000; Priante Filho et al., 2004).
No cambarazal, a média estacional do LE na estação chuvosa
(Tabela 15) esteve de acordo com valores encontrados em florestas tropicais
úmidas (Shuttleworth, 1988; Roberts et al., 1993) e em floresta de transição
Amazônia-Cerrado (9-10 MJ m-2 dia-1) (Vourlitis et al., 2002; Priante Filho et
al., 2004). No entanto, de dezembro a abril, as médias mensais do LE
(Tabela 15) foram maiores que nesses ecossistemas. Na estação seca, a
média estacional do LE esteve próximo aos observados em floresta tropical
úmida (6-8 MJ m-2 dia-1) (Shuttleworth, 1988; Roberts et al., 1993) e em
floresta de transição Amazônia-Cerrado (6-10 MJ m-2 dia-1) (Vourlitis et al.,
2002; Priante Filho et al., 2004) e em junho, julho e setembro, a média
mensal de LE esteve abaixo da faixa observada por esses autores.
Na pastagem, a média estacional do LE foi menor (Tabela 15) que os
encontrados em pastagens na região Amazônica, na estação chuvosa em
Cotriguaçú, 7,9 MJ m-2 dia-1 (Priante Filho et al., 2004) e em Ji-Paraná,
98
7,2 MJ m-2 dia-1 (Galvão e Fisch, 2000) e na estação seca, 5,2 e
6,7 MJ m-2 dia-1, respectivamente.
A densidade de fluxo de calor sensível (H) diário apresentou variação
concordante com o Rn diário no cambarazal (r=0,86) e na pastagem
(r=0,85), com maiores valores nos meses da estação chuvosa e menores
valores na estação seca (Figura 29), apresentando ainda, influência da
disponibilidade hídrica do solo.
De
nsid
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Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
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8
10
A
B
FIGURA 29. Densidade de fluxo de calor sensível diário estimado pelo
método da razão de Bowen no cambarazal (A) e de pastagem (B), durante o
ano de 2007.
As maiores médias mensais de H foram observadas em março, 2,4 e
7,1 MJ m-2 dia-1, e as menores em junho, 1,4 e 3,2 MJ m-2 dia-1 no
cambarazal e na pastagem, respectivamente (Tabela 16). Os valores de H
nos dois sítios apresentaram sazonalidade inversa às florestas e pastagens
na região Amazônica, com maior média na estação chuvosa e menor na
seca. No cambarazal, as médias mensais do H foram maiores que em
floresta Amazônica na estação chuvosa (2,0 MJ m-2 dia-1) e menores na
99
estação seca (2,5 MJ m-2 dia-1) (Nobre et al., 1996; Galvão e Fisch, 2000).
No entanto, foram maiores que em floresta de transição Amazônia-Cerrado,
1,1 MJ m-2 dia-1 na estação chuvosa e 1,0 MJ m-2 dia-1 na estação seca
(Priante Filho et al., 2004). Na pastagem, as médias mensais de H foram
maiores que em pastagens na região amazônica na estação chuvosa (1,6-
2,3 MJ m-2 dia-1) e menores na estação seca (4,4-5,1 MJ m-2 dia-1) (Galvão e
Fisch, 2000; Priante Filho et al., 2004).
TABELA 16. Média mensal e estacional e desvio padrão da densidade de
fluxo de calor sensível estimado pelo método da razão de Bowen no
cambarazal e na pastagem.
Estação Mês Fluxo de Calor Sensível (MJ m-2 dia-1) Cambarazal Pastagem
Chuvosa
Jan 2,3±0,7 Fev 2,1±0,8 6,2±1,7 Mar 2,4±0,6 7,1±0,9 Abr 2,0±0,4 5,3±0,8
Seca
Mai 1,6±0,6 3,5±0,7 Jun 1,4±0,3 3,2±1,2 Jul 1,6±0,7 4,1±1,2 Ago 2,3±0,6 4,1±1,2 Set 1,9±0,9 2,7±1,2
Chuvosa Out 1,9±0,9 3,9±1,6 Nov 2,1±0,8 5,3±1,7 Dez 2,2±0,7 5,5±1,2
Chuvosa 2,1±0,7 5,3±1,6 Seca 1,8±0,7 3,7±1,2
Em média, o H apresentou um incremento de 16,7% (Tabela 16) da
estação seca para a chuvosa, no cambarazal. A menor variação nos valores
de H no cambarazal em relação à pastagem pode ter sido devido ao efeito
liberador/moderador do armazenamento de energia da biomassa, o qual age
no sentido de manter baixa a troca de calor entre a vegetação e a atmosfera
durante todo o ano (Galvão e Fisch, 2000). Na pastagem, por não
apresentar elevada biomassa como em floresta, o H apresentou um
incremento de 43,2% (Tabela 16).
A densidade de fluxo de calor no solo (G) apresentou menor variação
sazonal que o Rn, o LE e o H (Tabela 17). No cambarazal, os valores
100
positivos na estação chuvosa, indicam que neste período houve uma
liberação de energia das camadas inferiores do solo para a superfície.
Padrão inverso ocorreu na estação seca no cambarazal, e nas estações
seca e chuvosa na pastagem, indicando que a transmissão de calor da
superfície para as camadas inferiores foi maior que a liberação de calor.
TABELA 17. Média mensal e estacional e desvio padrão da densidade de
fluxo de calor no solo medido no cambarazal e na pastagem.
Estação Mês Fluxo de Calor no Solo (MJ m-2 dia-1) Cambarazal Pastagem
Chuvosa
Jan 0,1±0,1 Fev 0,1±0,2 0,0±0,3 Mar 0,1±0,2 -0,1±0,2 Abr -0,1±0,3 0,2±0,3
Seca
Mai -0,5±0,6 -0,6±0,6 Jun -0,3±0,4 -0,1±0,2 Jul -0,3±0,5 -0,2±0,6 Ago -0,1±0,3 -0,3±0,4 Set 0,2±0,2 0,2±0,3
Chuvosa Out 0,1±0,2 0,4±0,5 Nov 0,0±0,2 0,1±0,4 Dez 0,0±0,1 0,0±0,2
Chuvosa 0,1±0,2 -0,1±1,2 Seca -0,2±0,5 -0,2±0,5
5.5.3 Distribuição proporcional da energia disponível
A fração da radiação solar incidente (Rg) transformada em energia
disponível (saldo de radiação - Rn) diminuiu de janeiro a agosto, seguido de
um aumento até dezembro (Tabela 18). Esta fração foi maior na pastagem
que no cambarazal, demonstrando que 8,6 e 16,0% durante a estação
chuvosa e 30,4 e 28,6% durante a estação seca da radiação solar foi
perdida por reflexão e emissão pela pastagem e pelo cambarazal,
respectivamente. Padrão inverso foi observado no trabalho de Bastable et al.
(1993) na região Amazônica, os quais observaram que a perda de energia
radiante foi de 30% e 21% na pastagem e na floresta, respectivamente.
101
TABELA 18. Média mensal e estacional da fração da radiação solar
incidente destinada ao saldo de radiação (Rn/Rg) no cambarazal e na
pastagem.
Estação Mês Rn/Rg (%) Cambarazal Pastagem
Chuvosa
Jan 93,6 Fev 92,4 94,8 Mar 92,2 96,0 Abr 87,0 87,9
Seca
Mai 71,5 76,4 Jun 59,8 69,7 Jul 60,4 67,3 Ago 59,8 66,8 Set 57,5 69,1
Chuvosa Out 70,9 85,6 Nov 78,1 93,8 Dez 79,5 94,1
Chuvosa 84,0 91,4 Seca 61,4 69,6
Seca s/ Setembro 61,4 69,8
A variação anual na relação Rn/Rg também foi observada em
gramado, variando de 59% em fevereiro a 47% em maio, tendo como
principais causas dessa variação sazonal, o maior coeficiente de reflexão da
superfície gramada no período seco, além da nebulosidade e umidade do ar
associados ao regime de chuvas (Sentelhas e Nascimento, 2003). Segundo
esses autores, o balanço de ondas é influenciado por essas variáveis,
havendo redução da perda de radiação na faixa de infravermelho termal sob
condições de alta umidade do ar e com presença de nuvens, o que resulta
em maior saldo de radiação diário, aumentando a relação Rn/Rg, como o
ocorrido nos meses da estação chuvosa.
Em geral, ambos os sítios destinaram a maior porcentagem da
energia disponível (Rn) à densidade de fluxo de calor latente (LE), 80,0% e
56,6%, que à densidade de fluxo de calor sensível (H), 19,7% e 36,2%, e à
densidade de fluxo de calor no solo (G), 0,3% e 7,2% no cambarazal e na
pastagem, respectivamente, durante todo o período de estudo.
Na estação chuvosa, a fração de Rn em LE foi de 81,6% no
cambarazal, enquanto que a pastagem foi 54,8% e na estação seca, essa
relação foi de 79,0% no cambarazal e 60,4% na pastagem (Tabela 19). O
102
aumento da relação LE/Rn na pastagem foi devido ao aumento da umidade
do solo, provocado pelo rompimento da tubulação da irrigação de uma área
vizinha à área experimental na estação seca. Entre o final de agosto e
meados de setembro de 2007 foi observado depósito d‟água na pastagem,
contribuindo para o aumento da disponibilidade de Rn em LE (Tabela 19).
Ao retirar o mês de setembro da relação LE/Rn, esta diminui para 58,4%. A
amplitude mensal desta relação no cambarazal foi 18,2%, enquanto que na
pastagem foi 40,5%, demonstrando que o fluxo de calor latente na pastagem
foi mais susceptível à variação da umidade do solo.
TABELA 19. Fração mensal do saldo de radiação destinada à densidade de
fluxo de calor no solo (G/Rn), latente (LE/Rn) e sensível (H/Rn) no
cambarazal (Camb.) e na pastagem (Past.).
Estação Mês G/Rn (%) LE/Rn (%) H/Rn (%) Camb. Past. Camb. Past. Camb. Past.
Chuvosa
Jan 0,7 82,1 17,2 Fev 0,3 6,5 81,4 48,6 18,3 44,9 Mar 0,3 6,3 81,9 50,7 17,8 43,0 Abr -0,1 6,5 83,8 54,5 16,3 39,0
Seca
Mai -0,5 4,7 85,2 59,8 15,3 35,5 Jun 3,9 6,5 83,0 56,8 13,1 36,7 Jul 3,1 7,2 79,3 59,4 17,6 33,4 Ago 2,3 7,8 76,0 56,5 21,7 35,7 Set 2,9 9,5 72,1 68,3 25,0 22,2
Chuvosa Out 2,5 7,5 78,8 56,2 18,7 36,3 Nov 1,8 6,4 81,2 55,1 17,0 38,5 Dez 1,9 5,4 81,8 58,8 16,3 35,8
Chuvosa 0,9 6,7 81,6 54,8 17,5 38,5 Seca 2,2 7,2 79,0 60,4 18,8 32,4
Seca s/ Setembro
2,2 6,6 79,0 58,4 18,8 35,0
A fração de Rn destinada ao H no cambarazal foi menor na estação
chuvosa, com incremento de 7,4% para a estação seca (Tabela 19). Na
pastagem, incluindo o mês de setembro, essa fração diminuiu em 15,8%.
Mesmo excluindo o intervalo em que houve depósito de água no solo, a
relação H/Rn diminuiu 9,1%, discordando de trabalhos como Bastable et al.
(1993) e Priante Filho et al. (2004) em floresta Amazônica e transição
Amazônica-Cerrado, respectivamente, os quais verificaram aumento de H na
103
estação seca.
A fração de Rn destinada ao fluxo de calor no solo (G) demonstrou
que G foi o menor componente do balanço de energia nos dois sítios
experimentais. No cambarazal a relação G/Rn apresentou incremento de
244,4% da estação chuvosa para a seca (Tabela 19). Isso ocorreu devido à
presença de lâmina d‟água que impediu a transferência de calor da
atmosfera para o solo e vice versa de janeiro a maio (Figura 5). A partir de
junho, o valor desta fração aumentou na ausência de lâmina d‟água,
diminuindo até o final de dezembro. Na pastagem, G/Rn apresentou
incremento de 7,4% da estação chuvosa para a seca, entretanto, ao
desconsiderar o mês de setembro, houve decréscimo de 1,5% (Tabela 19).
Além da presença de lâmina d‟água no solo, a relação G/Rn apresentou a
mesma tendência do índice de área foliar (IAF), diminuindo de setembro a
dezembro.
Resultados de vários estudos indicam que a umidade do solo,
potencial hídrico foliar e índice de área foliar em floresta, Cerrado e
pastagem diminuem durante a estação seca (McWilliam et al. 1996; Roberts
et al. 1996; Sá et al. 1996; Meinzer et al. 1999). A queda na quantidade de
água disponível e do índice de área foliar pode reforçar o aquecimento da
superfície, provocar aumento no fluxo de calor sensível e conseqüentemente
diminuição no fluxo de calor latente (Bastable et al., 1993).
Os valores médios de LE/Rn e H/Rn no cambarazal foram similares
aos obtidos na floresta Amazônica (Shuttleworth, 1988; Roberts et al., 1993),
em floresta de transição (Vourlitis et al., 2002; Priante Filho et al., 2004) e na
pastagem (Wright et al., 1992; Bastable et al., 1993). Entretanto, devido às
diferenças encontradas nas estimativas de LE pelo método da razão de
Bowen no cambarazal, utilizando as combinações possíveis, esses valores
podem não ter representado a real magnitude das densidades de fluxo.
Simulações da altura da camada limite de florestas e pastagens na
região Amazônica sugerem que o desenvolvimento da pastagem altera a
altura da camada limite noturna (Nobre et al., 1996), o que provoca
diminuição de LE e aumento de H (Manzi e Planton, 1996). Além disso,
104
provoca uma complexa mudança no padrão de circulação local e regional,
podendo reduzir a precipitação e evaporação (20 a 30%), aumentar a
temperatura do ar (de 0,6 a 2,0ºC) e ainda aumentar a duração da estação
seca, dependendo da vegetação local e da topografia (Dias e Regnier,
1996). A comparação do balanço de energia das duas áreas de estudo, com
distinta cobertura vegetal, mas que apresentam características climáticas
similares, não sugere que houve mudança na circulação local e regional,
como estudos de Wright et al., (1992), Bastable et al., (1993) e Nobre et al.,
(1996).
Os maiores valores da relação G/Rn na pastagem em relação ao
cambarazal (Tabela 19), sugerem que este termo foi mais importante na
pastagem que no cambarazal (Bastable et al., 1993; Priante Filho et al.,
2004).
5.5.4 Ciclo diário estacional dos componentes do balanço de energia
Os valores dos ciclos médios estacionais das densidades de fluxo
apresentaram aumento a partir das primeiras horas do dia, atingindo
máximos aproximadamente 12:00 h, seguido por um decréscimo até o final
da tarde (Figuras 30 e 31). O Rn foi maior na estação chuvosa, atingindo
máximo de 573,2 e 586,0 W m-2 no cambarazal e na pastagem (Figura 30), e
na estação seca os máximos foram 573,2 W m-2 e 574,6 W m-2 no
cambarazal e na pastagem (Figura 31), respectivamente.
A energia disponível aos dois ambientes foi convertida
prioritariamente ao LE, apresentando maiores valores na estação chuvosa,
503,4 e 319,7 W m-2, e na seca foi 356,5 W m-2 no cambarazal e
259,7 W m-2 na pastagem, respectivamente. A diferença dos máximos na
estação chuvosa está relacionada à maior disponibilidade hídrica no
cambarazal devido à formação de lâmina d‟água, que permaneceu entre
janeiro e maio. A presença de água na superfície pode modificar o
comportamento dos componentes do balanço de energia, por modificar as
características físicas da superfície (Oliveira et al., 2006).
105
Cambarazal
Hora Local 0 4 8 12 16 20
Flu
xos d
e E
nerg
ia (
W m
-2)
-100
0
100
200
300
400
500
600Pastagem
Hora Local 0 4 8 12 16 20
Rn
G
LE
H
A B
FIGURA 30. Ciclo médio diário do saldo de radiação (Rn), fluxo de calor no
solo (G), fluxo de calor latente (LE) e fluxo de calor sensível (H) no
cambarazal e na pastagem, durante a estação chuvosa.
Cambarazal
Hora Local 0 4 8 12 16 20
Flu
xos d
e E
nerg
ia (
W m
-2)
-100
0
100
200
300
400
500
600Pastagem
Hora Local 0 4 8 12 16 20
Rn
G
LE
H
A B
FIGURA 31. Ciclo médio diário do saldo de radiação (Rn), fluxo de calor no
solo (G), fluxo de calor latente (LE) e fluxo de calor sensível (H) no
cambarazal e na pastagem, durante a estação seca.
O H foi maior na pastagem, atingindo 239,4 W m-2 na estação
chuvosa e 159,3 W m-2 na estação seca. No cambarazal, o H atingiu
100,3 W m-2 na estação chuvosa e 97,9 W m-2 na estação seca. Essa
diferença se deve à maior biomassa no cambarazal, a qual regula as trocas
de energia entre a superfície vegetada e a atmosfera (Galvão e Fisch, 2000).
O G foi cerca de quatro vezes maior na pastagem, na estação
chuvosa (Gmax = 41,4 W m-2) e duas vezes maior na estação seca
(Gmax = 37,6 W m-2) que no cambarazal, na estação chuvosa
(Gmax = 6,9 W m-2) e na seca (Gmax = 18,4 W m-2), respectivamente. Os
106
menores valores de G no cambarazal na estação chuvosa foram devido à
influência da lâmina d‟água ocorrida entre janeiro e maio.
5.5.5 Comparação entre as estimativas das densidades de fluxo de
calor latente e sensível pelo método aerodinâmico e da razão de Bowen
no cambarazal
Por meio do método da tentativa com uma regressão linear simples,
foi obtida uma relação entre o deslocamento do plano zero (d) e a altura do
dossel (h) do cambarazal de 0,87. Esta relação é próxima à obtida em
floresta Amazônica por Wright et al. (1996), os quais encontraram uma
relação de 0,86.
Considerando o método da razão de Bowen como mais adequado e
considerando válidas as medidas realizadas na maior e menor altura no
cambarazal, as densidades de fluxo estimadas entre essas alturas pelo
método da razão de Bowen foram utilizadas como referência na comparação
das estimativas das densidades de fluxo pelo método aerodinâmico entre as
alturas 1-2, 1-3 e 2-3 (Figuras 32 e 34). Esses resultados foram obtidos
utilizando intervalo de medidas de 30 minutos (Monteith e Unsworth, 1990),
e integrados entre 8:00 e 17:00 h.
As estimativas de LE pelo método aerodinâmico entre as alturas 2-3
foram superestimadas em 70,0% em relação às estimativas de LE pelo
método da razão de Bowen entre as alturas 1-3 no cambarazal, com
coeficiente de correlação de 0,31 (Figura 32). Entre as alturas 1-2 e 1-3, os
valores de LE pelo método aerodinâmico foram subestimados em 99,6 e
84,0% em relação às estimativas de LE pelo método da razão de Bowen
entre as alturas 1-3, com coeficiente de correlação de 0,50 e 0,11,
respectivamente, desviando substancialmente da linha 1:1 (Figura 32).
Pereira et al. (2003) encontraram dificuldades na estimativa de LE
pelo método aerodinâmico em citros, e observaram subestimativas de 65%
no período úmido e 77% no período seco em comparação do LE pelo
método aerodinâmico e pelo método da razão de Bowen, enquanto que
107
Righi (2004), em cafezal, obteve superestimativa na mesma comparação,
apesar de não apresentar o valor dessa relação.
LE-B1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
LE
-A1
-2 (
MJ m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,004xr = 0,50
LE-B1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
LE
-A1
-3 (
MJ m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,16xr = 0,11
LE-B1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
LE
-A2
-3 (
MJ m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 1,70xr = 0,31
A B
C
FIGURA 32. Relação entre a densidade de fluxo de calor latente estimada
pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3 (LE-B1-3) e pelo método
aerodinâmico entre as alturas 1-2 (LE-A1-2) (A), 1-3 (LE-A1-3) (B), e 2-3
(LE-A2-3) (C) no cambarazal, durante o ano de 2007.
Houve fraca correlação entre as LE estimadas entre as alturas 1-2 e
1-3 e entre as alturas 2-3 e 1-3 pelo método aerodinâmico, com coeficientes
de correlação de 0,12 e 0,42, respectivamente (Figura 33). Utilizando as
estimativas de LE entre os níveis 1-3 como referência, as estimativas de LE
entre os níveis 1-2 foram subestimadas em 98%, entretanto, as estimativas
entre os níveis 2-3 foram 10 vezes maior, desviando da linha 1:1 nas duas
108
comparações.
LE-A1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
LE
-A1-2
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,02xr = 0,12
LE-A1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
LE
-A2-3
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20 y = 9,67xr = 0,42
A B
FIGURA 33. Relação entre a densidade de fluxo de calor latente estimada
pelo método aerodinâmico entre as alturas 1-3 (LE-A1-3) e entre as alturas
1-2 (LE-A1-2) (A) e 2-3 (LE-A2-3) (B) no cambarazal, durante o ano de 2007.
A estimativa da densidade de fluxo de calor sensível (H) pelo método
aerodinâmico também apresentou diferença entre as possíveis combinações
de altura. A comparação entre H estimada pelo método aerodinâmico e pelo
método da razão de Bowen apresentou fraca correlação em todas as
combinações. Entre as alturas 1-2 e 1-3 foi observada subestimativa de 98%
(r = 0,22) e 63% (r = 0,32), respectivamente, enquanto que a estimativa de H
entre as alturas 2-3 foi 7 vezes maior (r = 0,18) que a estimativa de H pelo
método da razão de Bowen entre os níveis 1-3 (Figura 34).
109
H-B1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
H-A
1-2
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,02xr = 0,22
H-B1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
H-A
1-3
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,37xr = 0,32
H-B1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
H-A
2-3
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20 y = 7,20xr = 0,18
A B
C
FIGURA 34. Relação entre a densidade de fluxo de calor sensível estimada
pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3 (H-B1-3) e pelo método
aerodinâmico entre as alturas 1-2 (H-A1-2) (A), 1-3 (H-A1-3) (B), e 2-3 (H-A2-3)
(C) no cambarazal, durante o ano de 2007.
A estimativa de H pelo método aerodinâmico entre os níveis 1-2 foi
96% menor e entre os níveis 2-3 foi 16 vezes maior que entre os níveis 1-3
pelo mesmo método (Figura 35), respectivamente.
110
H-A1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
H-A
1-2
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20
y = 0,04xr = -0,02
H-A1-3
(MJ m-2
dia-1
)
0 4 8 12 16 20
H-A
2-3
(M
J m
-2 d
ia-1
)
0
4
8
12
16
20y = 16,52x
r = 0,37
A B
FIGURA 35. Relação entre a densidade de fluxo de calor sensível estimada
pelo método aerodinâmico entre as alturas 1-3 (H-A1-3) e entre as alturas 1-2
(H-A1-2) (A) e 2-3 (H-A2-3) (B) no cambarazal, durante o ano de 2007.
Mölder et al. (1999) observaram uma relação de 0,10 entre os valores
do método aerodinâmico e o método da razão de Bowen e Pereira et al.
(2003) observaram superestimativa das estimativas das densidades de fluxo
pelo método aerodinâmico em relação ao método da razão de Bowen.
A diferença entre as estimativas de LE e H pelo método aerodinâmico
entre as possíveis combinações de altura em relação às estimativas das
densidades de fluxo pelo método da razão de Bowen pode ter diversas
causas. A média e desvio padrão dos gradientes de velocidade do vento
(Δu/Δz), pressão de vapor d‟água (Δe/Δz) e temperatura potencial (Δθ/Δz)
foram comparados para identificar a causa da discrepância da estimativa de
LE e H pelo método aerodinâmico e em relação às estimativas pelo método
da razão de Bowen (Tabela 20).
O produto do Δu/Δz por Δe/Δz e Δθ/Δz não foi constante, podendo ser
uma das causas das discrepâncias entre as estimativas em diferentes níveis.
Além disso, entre a altura intermediária e a superior, os gradientes de
temperatura e pressão de vapor não apresentaram o mesmo sinal dos
gradientes estimados entre as demais combinações de altura, indicando que
as densidades de fluxo estimadas entre a altura intermediária e superior não
foram compatíveis com as estimativas realizadas nas demais alturas, como
111
demonstrado no item 5.5.1. Entretanto, a inversão na estimativa das
densidades de fluxo não foi detectada, pois os gradientes de velocidade do
vento apresentaram sinal contrário (Tabela 20).
TABELA 20. Média e desvio padrão (DP) dos gradientes de velocidade do
vento (Δu/Δz), pressão de vapor d‟água (Δe/Δz) e temperatura potencial
(Δθ/Δz) para as três combinações de alturas no cambarazal.
Altura (m) (Z1 e Z2)
Δu/Δz Δe/Δz Δθ/Δz
Média (s-1)
DP (s-1)
Média (kPa m-1)
DP (kPa m-1)
Média (ºC m-1)
DP (ºC m-1)
37,7 e 35,7 -0,023 0,057 0,102 0,025 0,380 0,061 37,7 e 33,7 0,060 0,044 -0,071 0,017 -0,076 0,036 35,7 e 33,7 0,144 0,080 -0,244 0,057 -0,531 0,062
Apesar das estimativas de LE e H entre as alturas 1-2 pelo método
aerodinâmico não ter sido compatíveis com as estimativas realizadas nas
demais alturas, as densidades de fluxo estimadas nessas alturas
apresentaram maior correlação entre o LE e H estimado pelo método
aerodinâmico e pelo método da razão de Bowen (Figuras 32 e 34).
Outras fontes de erro podem ter sido (a) a escala de tempo utilizada,
30 minutos e integrada no período de 8 a 17 h, e (b) o valor do
deslocamento do plano zero.
As estimativas de LE e H pelo método aerodinâmico entre as alturas
1-3 apresentaram maior correlação com o método da razão de Bowen,
quando utilizado intervalo de 30 minutos, enquanto que, as demais
combinações de altura não apresentaram variação no coeficiente de
correlação quando utilizada diferentes escalas de tempo (Tabelas 21 e 22).
O deslocamento do plano zero influenciou na estimativa de LE e H
pelo método aerodinâmico, somente em sua magnitude. Ao utilizar a relação
0,67 entre o deslocamento do plano zero e a altura do dossel, observou
aumento de aproximadamente 2,42 vezes no valor do coeficiente angular,
em relação às estimativas obtidas com a relação de 0,87 (Tabelas 21 e 22).
112
TABELA 21. Coeficiente angular (a) e coeficiente de correlação da reta
estimada entre as estimativas de LE e entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 pelo
método aerodinâmico e pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3
e deslocamento do plano zero determinado por regressão linear e proposto
por Allen et al. (2006) com intervalo de 15 min., 30 min. e 1 h., no
cambarazal.
d Níveis LE 15 min. LE 30 min. LE 1 h.
a r a r a r
1-2 0,004 0,48 0,004 0,50 0,004 0,50 0,87 1-3 0,13 0,01 0,16 0,11 0,16 0,03
2-3 1,63 0,34 1,70 0,31 1,71 0,33
1-2 0,01 0,48 0,01 0,50 0,01 0,50 0,67 1-3 0,32 0,01 0,39 0,11 0,39 0,03
2-3 3,95 0,34 4,12 0,31 4,15 0,33
TABELA 22. Coeficiente angular (a) e coeficiente de correlação da reta
estimada entre as estimativas de H e entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 pelo
método aerodinâmico e pelo método da razão de Bowen entre as alturas 1-3
e deslocamento do plano zero determinado por regressão linear e proposto
por Allen et al. (2006) com intervalo de 15 min., 30 min. e 1 h., no
cambarazal.
d Níveis H 15 min. H 30 min. H 1 h.
a r a r a r
1-2 0,03 0,13 0,02 0,22 0,02 0,19 0,87 1-3 0,34 0,04 0,37 0,32 0,37 0,03
2-3 6,93 0,09 7,20 0,18 7,59 0,16
1-2 0,07 0,13 0,05 0,22 0,05 0,19 0,67 1-3 0,82 0,04 0,90 0,32 0,90 0,03
2-3 16,80 0,09 17,45 0,18 18,40 0,16
Pereira et al. (2003) observaram que o fator (F) de correção de
estabilidade atmosférica, calculada pelo número Richardson (Ri), pode ser
uma fonte de erro. Ainda disseram que a principal dificuldade no cálculo de
Ri é o termo (Δu/Δz)2, em situações onde Δu é “pequeno” e a velocidade do
vento não é “alta”, podem resultar valores “exagerados” de Ri e F em
atmosfera instável.
A dependência do método aerodinâmico pela correção de
estabilidade atmosférica é necessária, pois as estimativas das densidades
113
de fluxo pelo método aerodinâmico são válidas somente em atmosfera
neutra (Monteith e Unsworth, 1990; Pereira et al., 2003; Righi, 2004), sendo
assim, a análise dessa correção é desnecessária.
5.6 Simulação do Balanço de Energia pelo Programa ENWATBAL
A média mensal do saldo de radiação (Rn) simulado pelo ENWATBAL
apresentou a mesma tendência da média mensal do Rn medido sobre o
cambarazal e a pastagem, com maiores valores entre janeiro a março no
cambarazal e em novembro e dezembro na pastagem, e menores valores
em junho e julho nos dois sítios (Figura 36 e 37). Não foi realizada simulação
de janeiro a março na pastagem devido à falta de informação sobre a
umidade do solo e índice de área foliar.
Sald
o d
e R
adia
ção (
MJ m
-2 d
ia-1
)
3
6
9
12
15
Medido
Simulado C/ Valores Diários no Cambarazal
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
Simulado C/ Valores Horários no Cambarazal
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
3
6
9
12
15 Medido
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
A
B
FIGURA 36. Média mensal do saldo de radiação medido e simulado pelo
ENWATBAL no cambarazal (A) e na pastagem (B).
114
Rn - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
Rn -
Cam
b. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 0,69x + 2,56r = 0.88
A
Rn - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
Rn -
Cam
b. H
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 0,77x - 0,85r = 0,95
B
Rn - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
Rn -
E. M
et. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 0,70x + 2,60r = 0.81
C
Rn - Past. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
Rn -
E. M
et. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 0,68x + 3,47r = 0,64
D
FIGURA 37. Relação entre o saldo de radiação medido sobre o cambarazal
(Rn – Camb.) e simulado pelo ENWATBAL no cambarazal , utilizando como
entrada, dados meteorológicos diários (Rn – Camb. D.) (A) e horários (Rn –
Camb. H.) (B) obtidos no local e na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter (Rn – E. Met. D.) (C), e na pastagem, utilizando dados
meteorológicos diários obtidos na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter (Rn – E. Met. D.) (D).
No cambarazal os melhores desempenhos do programa ao estimar o
Rn foram obtidos com os dados diários (r=0,88; d=0,92; c=0,81) e horários
(r=0,95; d=0,82; c=0,78) medidos no cambarazal, apresentando um
desempenho Muito Bom, e um desempenho Bom com os dados diários
obtidos na estação agroclimatológica (r=0,81; d=0,89; c=0,72). A simulação
115
do Rn com os dados horários medidos no cambarazal foi a que apresentou a
maior inclinação (a=0,77) e a menor interceptação (b=-0,85), seguida pela
simulação com dados diários da estação agroclimatológica (a=0,70; b=2,60)
e no cambarazal (a=0,69; b=2,56), tendo no eixo das abscissas Rn medido
(Figura 37). Na pastagem, apresentou um desempenho Muito Bom (r=0,85;
d=0,90; c=0,77) com os dados diários da estação agroclimatológica, com
inclinação (a=0,76) e a interceptação (b=1,57) (Figura 37).
O coeficiente de correlação (r) variou de 0,68 em abril a 0,98 em
janeiro e novembro utilizando dados diários medidos no cambarazal, de 0,58
em dezembro a 0,86 em janeiro com dados diários da estação
agroclimatológica e de 0,85 em abril a 0,99 em janeiro com dados horários
medidos no cambarazal. Na pastagem esse coeficiente variou de 0,64 em
abril e 1,00 em dezembro (Tabela 23).
O coeficiente de concordância ou exatidão (d) variou de 0,69 em abril
a 0,89 em outubro utilizando dados diários medidos no cambarazal, de 0,63
em agosto e dezembro a 0,88 em maio com dados diários da estação
agroclimatológica e de 0,55 em abril a 0,88 em outubro com dados horários
medidos no cambarazal. Na pastagem esse coeficiente variou de 0,75 em
agosto e 0,90 em julho (Tabela 23).
Qiu et al. (1999a) observaram r=0,96 ao comparar o Rn simulado com
o ENWATBAL com medidas de Rn sobre o solo nu. No entanto, quando da
ausência de vegetação, o Rn simulado pelo programa ENWATBAL não
considera o índice de área foliar (IAF), o que pode ter influenciado em um
maior coeficiente de correlação. Nos dois sítios, o que pode ter influenciado
a simulação do Rn utilizando o ENWATBAL é o IAF, pois as relações de
absorbância e transmitância calculadas do programa são de natureza
empírica em trabalhos anteriores. A proximidade das médias mensais do
saldo de radiação medido sobre o dossel do cambarazal com as médias
mensais simuladas pode ter sido devido à forma de estimativa do IAF, a qual
também foi função da radiação solar incidente pela sua extinção até o solo.
Na pastagem, a variação ocorrida no IAF pode ter interferido no
desempenho do programa nos meses da estação seca.
116
TABELA 23. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores de saldo de radiação medidos no eixo das abscissas, coeficiente de
correlação (r), coeficiente de concordância ou exatidão (d), índice de
confiança (c) e índice de desempenho por Camargo e Sentelhas (1997)
(Des.) das simulações realizadas com o ENWATBAL. No cambarazal teve
como variáveis de entrada, valores diários medidos no cambarazal (Camb.
D.) e na estação agroclimatológica Ricardo Remetter (E. Met. D.) e valores
horários medidos no cambarazal (Camb. H.), e na pastagem somente
valores diários medidos na estação agroclimatológica Ricardo Remetter.
Cambarazal Pastagem M Simulação a b r d c Des. a b r d c Des.
J Camb. D. 0,48 7,66 0,98 0,85 0,83 2 E. Met. D. 0,31 9,13 0,86 0,72 0,61 4 Camb H. 0,69 1,43 0,99 0,82 0,81 2
F Camb. D. 0,43 8,01 0,93 0,81 0,76 2 E. Met. D. 0,32 8,99 0,74 0,71 0,52 5 Camb H. 0,62 1,88 0,97 0,81 0,79 2
M Camb. D. 0,44 6,96 0,88 0,81 0,71 3 E. Met. D. 0,36 8,62 0,72 0,74 0,54 5 Camb H. 0,55 1,93 0,91 0,65 0,59 5
A Camb. D. 0,33 7,16 0,68 0,69 0,47 6 E. Met. D. 0,66 3,59 0,78 0,86 0,68 3 0,67 3,47 0,64 0,80 0,51 5 Camb H. 0,55 1,76 0,85 0,55 0,47 6
M Camb. D. 0,59 2,76 0,85 0,87 0,74 3 E. Met. D. 0,69 1,74 0,84 0,88 0,74 3 0,76 1,00 0,87 0,89 0,77 2 Camb H. 0,85 -1,89 0,93 0,72 0,67 3
J Camb. D. 0,62 2,06 0,89 0,87 0,78 2 E. Met. D. 0,67 1,45 0,78 0,80 0,62 4 0,75 0,34 0,92 0,83 0,76 2 Camb H. 1,03 -2,82 0,92 0,64 0,59 5
J Camb. D. 0,55 2,44 0,81 0,84 0,68 3 E. Met. D. 0,55 2,24 0,81 0,83 0,67 3 0,85 0,25 0,86 0,90 0,78 2 Camb H. 0,89 -1,96 0,92 0,77 0,71 3
A Camb. D. 0,62 1,63 0,92 0,73 0,67 3 E. Met. D. 0,58 1,41 0,77 0,63 0,49 6 0,67 1,13 0,85 0,75 0,64 4 Camb H. 0,97 -3,15 0,96 0,61 0,59 5
S Camb. D. 0,51 3,71 0,86 0,86 0,74 3 E. Met. D. 0,37 4,75 0,69 0,75 0,51 5 0,53 3,18 0,80 0,82 0,66 3 Camb H. 0,76 -0,83 0,94 0,76 0,71 3
O Camb. D. 0,51 4,83 0,97 0,89 0,86 1 E. Met. D. 0,36 5,74 0,81 0,75 0,61 4 0,51 5,39 0,90 0,87 0,78 2 Camb H. 0,77 -0,25 0,97 0,88 0,85 1
N Camb. D. 0,49 4,93 0,98 0,87 0,85 2 E. Met. D. 0,40 8,18 0,85 0,76 0,65 3 0,50 6,06 0,90 0,87 0,78 2 Camb H. 0,75 -0,31 0,98 0,83 0,81 2
D Camb. D. 0,43 6,03 0,96 0,81 0,78 2 E. Met. D. 0,26 9,80 0,58 0,63 0,37 7 0,52 6,43 1,00 0,88 0,88 1 Camb H. 0,70 0,39 0,97 0,76 0,74 4
Obs.: Desempenho 1 (Ótimo), 2 (Muito Bom), 3 (Bom), 4 (Mediano), 5 (Sofrível), 6 (Mau) e 7 (Péssimo).
Considerando o método da razão de Bowen como mais adequado e
considerando válidas as medidas realizadas entre as alturas 1-3 no
cambarazal e entre as alturas 2-4 na pastagem, a densidade de fluxo de
117
calor latente (LE) estimada pelo ENWATBAL seguiu a tendência da
estimativa pelo método da razão de Bowen, decrescendo de abril a junho e
aumentando de junho a dezembro (Figura 38).
De
nsid
ad
e d
e F
luxo
de
Ca
lor
La
ten
te (
MJ m
-2 d
ia-1
)
3
6
9
12
15
Estimado pelo Método da Razão de Bowen
Simulado C/ Valores Diários no Cambarazal
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
Simulado C/ Valores Horários no Cambarazal
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
3
6
9
12
15Estimado pelo Método da Razão de Bowen
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
A
B
FIGURA 38. Média mensal da densidade de fluxo de calor latente estimado
pelo método da razão de Bowen e simulado pelo ENWATBAL no
cambarazal (A) e na pastagem (B).
No cambarazal utilizando os dados horários como entrada do
programa, o LE foi subestimado entre janeiro a março, coincidindo com o
período de inundação, e utilizando os dados diários medidos na estação
meteorológica, o LE foi superestimado em novembro e dezembro. Na
pastagem, o LE estimado pelo ENWATBAL foi superestimado entre abril e
maio e outubro e dezembro, em relação às médias mensais do LE estimado
pelo método da razão de Bowen (Figura 38).
118
No cambarazal, os melhores desempenhos de LE simulados foram
utilizando os valores diários medidos no cambarazal (r=0,77; d=0,87; c=0,67)
e na estação agroclimatológica (r=0,76; d=0,86; c=0,66), apresentando um
Bom desempenho em ambos os sítios. Utilizando valores horários medidos
no cambarazal, verificou-se um desempenho Sofrível (r=0,71; d=0,81;
c=0,57). Utilizando como dado de entrada os valores diários da estação
agroclimatológica, a reta de regressão entre LE estimado pela razão de
Bowen e LE simulado pelo ENWATBAL apresentou a maior inclinação
(a=0,80) e a menor interceptação (b=2,19), seguido pela simulação de LE
com dados diários (a=0,67; b=3,06) e horários (a=0,58; b=2,32) medidos no
cambarazal. Na pastagem, a simulação de LE apresentou um Mau
desempenho (r=0,68; d=0,63; c=0,42), devido à superestimativa do LE
simulado, com inclinação de 1,14 e interceptação de 1,16, mesmo assim,
vale ressaltar que a simulação de LE para este local apresentou menor
interceptação em relação às simulações realizadas no cambarazal (Figura
39).
O coeficiente de correlação (r) variou de 0,25 em agosto a 0,93 em
dezembro utilizando dados diários medidos no cambarazal, de -0,06 em
janeiro a 0,78 em maio com dados diários da estação agroclimatológica e de
0,27 em abril a 0,97 em janeiro com dados horários medidos no cambarazal.
Na pastagem esse coeficiente variou de -0,04 em julho e 0,89 em novembro
(Tabela 24).
O coeficiente de concordância ou exatidão (d) variou de 0,50 em
setembro a 0,90 em novembro utilizando dados diários medidos no
cambarazal, de 0,20 em janeiro a 0,83 em maio com dados diários da
estação agroclimatológica e de 0,45 em abril a 0,92 em outubro com dados
horários medidos no cambarazal. Na pastagem esse coeficiente variou de
0,19 em julho e 0,88 em junho (Tabela 24).
119
LE - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
LE
- C
am
b. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 0,67x + 3,06r = 0.77
A
LE - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
LE
- C
am
b. H
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 0,58x + 2,32r = 0,71
B
LE - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
LE
- E
. M
et. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 0,80x + 2,19r = 0.76
C
LE - Past. (MJ m-2
dia-1
)
0 5 10 15 20
LE
- E
. M
et. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0
5
10
15
20
y = 1,14x + 1,43r = 0,68
D
FIGURA 39. Relação entre a densidade de fluxo de calor latente estimada
pela razão de Bowen no cambarazal (LE – Camb.) e simulada pelo
ENWATBAL no cambarazal, utilizando como entrada, dados meteorológicos
diários (LE – Camb. D.) (A) e horários (LE – Camb. H.) (B) obtidos no local e
na estação agroclimatológica Ricardo Remetter (LE – E. Met. D.) (C), e na
pastagem, utilizando dados meteorológicos diários obtidos na estação
agroclimatológica Ricardo Remetter (LE – E. Met. D.) (D).
120
TABELA 24. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores da densidade de fluxo de calor latente estimadas por razão de
Bowen no eixo das abscissas, coeficiente de correlação (r), coeficiente de
concordância ou exatidão (d), índice de confiança (c) e índice de
desempenho por Camargo e Sentelhas (1997) (Des.) das simulações
realizadas com o ENWATBAL. No cambarazal teve como variáveis de
entrada, valores diários medidos no cambarazal (Camb. D.) e na estação
agroclimatológica Ricardo Remetter (E. Met. D.) e valores horários medidos
no cambarazal (Camb. H.), e na pastagem somente valores diários medidos
na estação agroclimatológica Ricardo Remetter.
Cambarazal Pastagem M Simulação a b r d c Des. a b r d c Des.
J Camb. D. 0,51 5,96 0,92 0,86 0,79 2 E. Met. D. -0,02 10,7 -0,06 0,20 -0,01 7 Camb H. 0,64 2,46 0,97 0,88 0,86 1
F Camb. D. 0,56 5,68 0,88 0,84 0,74 3 E. Met. D. 0,49 5,98 0,74 0,80 0,59 5 Camb H. 0,65 1,90 0,94 0,88 0,83 2
M Camb. D. 0,60 4,63 0,80 0,87 0,70 3 E. Met. D. 0,58 5,91 0,75 0,81 0,60 4 Camb H. 0,51 2,29 0,69 0,63 0,44 6
A Camb. D. 0,23 6,91 0,28 0,54 0,15 7 E. Met. D. 0,91 1,02 0,65 0,77 0,50 5 0,68 6,20 0,31 0,26 0,08 7 Camb H. 0,30 4,18 0,42 0,45 0,19 7
M Camb. D. 0,67 1,83 0,72 0,83 0,60 5 E. Met. D. 0,71 1,05 0,78 0,83 0,64 4 0,91 2,13 0,86 0,79 0,68 3 Camb H. 0,69 0,44 0,75 0,73 0,55 5
J Camb. D. 0,79 0,93 0,60 0,75 0,45 6 E. Met. D. 0,70 0,95 0,64 0,70 0,45 6 0,80 0,88 0,81 0,88 0,71 3 Camb H. 0,92 -0,52 0,60 0,66 0,39 7
J Camb. D. 0,66 2,22 0,63 0,78 0,50 6 E. Met. D. 0,47 2,72 0,67 0,77 0,52 5 -0,08 6,07 -0,04 0,19 -0,01 7 Camb H. 0,79 0,79 0,70 0,82 0,57 5
A Camb. D. 0,32 5,21 0,25 0,57 0,14 7 E. Met. D. 0,31 4,17 0,37 0,62 0,23 7 0,68 2,66 0,44 0,56 0,25 7 Camb H. 0,38 4,37 0,27 0,58 0,16 7
S Camb. D. 0,68 4,96 0,64 0,50 0,32 7 E. Met. D. 0,50 5,30 0,67 0,54 0,36 7 0,57 3,40 0,85 0,82 0,69 3 Camb H. 0,83 3,12 0,62 0,61 0,38 7
O Camb. D. 0,60 4,55 0,85 0,84 0,71 3 E. Met. D. 0,48 4,80 0,66 0,77 0,51 5 1,09 4,04 0,85 0,61 0,52 5 Camb H. 0,91 1,04 0,85 0,92 0,78 2
N Camb. D. 0,64 2,47 0,92 0,90 0,83 2 E. Met. D. 0,62 6,45 0,74 0,69 0,51 5 1,09 3,68 0,89 0,58 0,51 5 Camb H. 0,78 0,38 0,92 0,88 0,81 2
D Camb. D. 0,54 3,44 0,93 0,84 0,78 2 E. Met. D. 0,25 9,43 0,48 0,62 0,30 7 0,83 6,45 0,87 0,39 0,33 7 Camb H. 0,79 0,33 0,93 0,85 0,80 2
Obs.: Desempenho 1 (Ótimo), 2 (Muito Bom), 3 (Bom), 4 (Mediano), 5 (Sofrível), 6 (Mau) e 7 (Péssimo).
No programa ENWATBAL, o LE é a soma do LE do solo (evaporação)
e do dossel (transpiração). A transpiração é inversamente proporcional à
resistência do dossel a qual é obtida por meio de uma analogia com um
circuito elétrico, sendo resultado da associação em paralelo das relações da
121
condutância estomática com o potencial hídrico foliar e a condutância
estomática com a radiação solar incidente, tidas como condições iniciais do
programa. A natureza empírica dessas relações pode ser uma fonte de erro,
causando uma sub ou superestimativa no cálculo da transpiração (Qiu et al.,
1999a). Baseado nas diferenças das estimativas das densidades de fluxo
pelo método da razão de Bowen nas diferentes combinações de altura, os
valores de LE estimados por este método em ambos os locais de estudo
também podem ter influenciado no sentido de diminuir o desempenho do
programa ENWATBAL.
A densidade de fluxo de calor sensível (H) foi o componente do
balanço de energia que apresentou a maior diferença entre os valores
estimados pelo método da razão de Bowen e simulados pelo programa
ENWATBAL (Figura 40). Além disso, foi o componente do balanço de
energia que apresentou o menor desempenho na simulação com o
programa ENWATBAL (Tabela 25). Todas as simulações apresentaram
Péssimo desempenho no cambarazal, com os dados diários medidos no
cambarazal (a=-0,26; b=1,29; r=-0,13; d=0,23; c=-0,03) com os dados diários
da estação agroclimatológica (a=-0,13; b=0,94; r=-0,10; d=0,30; c=-0,03),
com dados horários medidos no cambarazal (a=0,22; b=-0,75; r=0,10;
d=0,27; c=0,03) e na pastagem (a=0,06; b=0,22; r=0,09; d=0,35; c=0,03).
122
De
nsid
ade
de F
luxo d
e C
alo
r S
ensív
el (M
J m
-2 d
ia-1
)
-4
-2
0
2
4
Estimado pelo Método da Razão de Bowen
Simulado C/ Valores Diários no Cambarazal
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
Simulado C/ Valores Horários no Cambarazal
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
-2
0
2
4
6Estimado pelo Método da Razão de Bowen
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
A
B
FIGURA 40. Média mensal da densidade de fluxo de calor sensível estimado
pelo método da razão de Bowen e simulado pelo ENWATBAL no
cambarazal (A) e na pastagem (B).
No cambarazal, uma das prováveis causas do baixo desempenho do
programa ENWATBAL ao simular o H (Tabela 25) foi a sua menor variação
ao longo do ano, devido ao fator termo-regulado da biomassa. Outro fator
que também pode explicar o baixo desempenho do programa na pastagem
foi a forma de cálculo do H pelo ENWATBAL. Além disso, a própria
magnitude de H estimado pelo método da razão de Bowen pode ser uma
das causas, como descrito no item 5.5.1.
123
TABELA 25. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores da densidade de fluxo de calor sensível estimadas por razão de
Bowen no eixo das abscissas, coeficiente de correlação (r), coeficiente de
concordância ou exatidão (d), índice de confiança (c) e índice de
desempenho por Camargo e Sentelhas (1997) (Des.) das simulações
realizadas com o ENWATBAL. No cambarazal teve como variáveis de
entrada, valores diários medidos no cambarazal (Camb. D.) e na estação
agroclimatológica Ricardo Remetter (E. Met. D.) e valores horários medidos
no cambarazal (Camb. H.), e na pastagem somente valores diários medidos
na estação agroclimatológica Ricardo Remetter.
Cambarazal Pastagem M Simulação a b r D c Des. a b r d c Des.
J Camb. D. -0,16 2,20 -0,37 0,21 -0,08 7 E. Met. D. 1,41 -1,19 0,91 0,88 0,80 2 Camb H. 0,29 -0,11 0,74 0,43 0,32 7
F Camb. D. -0,19 1,79 -0,29 0,35 -0,10 7 E. Met. D. -0,18 1,84 -0,26 0,39 -0,10 7 Camb H. 0,24 0,03 0,42 0,47 0,19 7
M Camb. D. -0,36 1,94 -0,40 0,22 -0,09 7 E. Met. D. -0,48 1,84 -0,44 0,19 -0,09 7 Camb H. 0,42 -0,06 0,34 0,37 0,13 7
A Camb. D. -0,13 1,68 -0,09 0,27 -0,02 7 E. Met. D. -0,58 2,13 -0,33 0,14 -0,05 7 -0,17 1,81 -0,21 0,21 -0,04 7 Camb H. 0,47 -0,15 0,34 0,33 0,11 7
M Camb. D. -0,88 2,54 -0,55 0,04 -0,02 7 E. Met. D. -0,11 1,52 -0,11 0,28 -0,03 7 0,01 0,89 0,03 0,29 0,01 7 Camb H. -0,35 0,45 -0,34 0,24 -0,08 7
J Camb. D. -0,79 1,74 -0,25 0,09 -0,02 7 E. Met. D. -0,10 1,06 -0,06 0,19 -0,01 7 -0,16 1,48 -0,25 0,21 -0,05 7 Camb H. -0,06 -0,43 -0,02 0,12 0,00 7
J Camb. D. -0,55 1,27 -0,34 0,13 -0,04 7 E. Met. D. -0,01 0,65 -0,02 0,33 -0,01 7 -0,19 1,09 -0,26 0,33 -0,09 7 Camb H. -0,06 -0,81 -0,04 0,20 -0,01 7
A Camb. D. -0,57 1,25 -0,16 0,12 -0,02 7 E. Met. D. 0,16 -0,04 0,10 0,26 0,03 7 0,30 -1,04 0,34 0,29 0,10 7 Camb H. 0,13 -1,44 0,03 0,15 0,01 7
S Camb. D. -0,54 -0,36 -0,29 0,15 -0,04 7 E. Met. D. -0,06 -0,70 -0,08 0,26 -0,02 7 0,13 -0,97 0,24 0,32 0,08 7 Camb H. -0,40 -2,23 -0,20 0,15 -0,03 7
O Camb. D. -0,31 1,11 -0,21 0,29 -0,06 7 E. Met. D. -0,20 0,74 -0,14 0,30 -0,04 7 -0,33 1,06 -0,46 0,30 -0,14 7 Camb H. 0,08 -1,08 0,05 0,31 0,02 7
N Camb. D. -0,48 3,12 -0,47 0,12 -0,05 7 E. Met. D. -0,37 1,45 -0,28 0,19 -0,05 7 -0,31 2,60 -0,62 0,28 -0,17 7 Camb H. 0,04 0,58 0,04 0,35 0,01 7
D Camb. D. -0,11 2,66 -0,30 0,25 -0,07 7 E. Met. D. 0,10 0,84 0,17 0,46 0,08 7 -0,06 1,11 -0,17 0,28 -0,05 7 Camb H. -0,02 0,86 -0,03 0,39 -0,01 7
Obs.: Desempenho 1 (Ótimo), 2 (Muito Bom), 3 (Bom), 4 (Mediano), 5 (Sofrível), 6 (Mau) e 7 (Péssimo).
A simulação de H no ENWATBAL foi realizada separadamente para o
dossel e para o solo. Nos dois casos foram resultados dos balanços de
energia no dossel e no solo, tendo como variáveis independentes o saldo de
radiação do dossel e do solo, a densidade de fluxo de calor latente do dossel
124
e do solo e a densidade de fluxo de calor no solo (Evett e Lascano, 1993).
Dessa forma, os desvios da simulação desses componentes em relação aos
valores medidos ou estimados pelo método da razão de Bowen são
transferidos a H, resultando na falta de correlação.
A densidade de fluxo de calor no solo (G) simulado pelo programa
ENWATBAL seguiu a mesma tendência de G medido no cambarazal e na
pastagem (Figuras 42 e 43).
De
nsid
ade
de
Flu
xo
de
Ca
lor
no
So
lo (
MJ m
-2 d
ia-1
)
-2
-1
0
1
2
3Medido
Simulado C/ Valores Diários no Cambarazal
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
Simulado C/ Valores Horários no Cambarazal
Mês do Ano
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
-2
-1
0
1
2
3Medido
Simulado C/ Valores Diários na Estação Agroclimatológica
A
B
FIGURA 41. Média mensal da densidade de fluxo de calor no solo medido e
simulado pelo ENWATBAL no cambarazal (A) e na pastagem (B).
125
G - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0
G -
Ca
mb
. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
y = 1,30x + 0,30r = 0.68
A
G - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0
G -
Ca
mb
. H
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
y = 0,97x + 0,30r = 0,62
B
G - Camb. (MJ m-2
dia-1
)
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0
G -
E. M
et. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
y = 0,97x + 0,30r = 0.62
C
G - Past. (MJ m-2
dia-1
)
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0
G -
E. M
et. D
. (M
J m
-2 d
ia-1
)
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
y = 1,47x + 0,60r = 0,64
D
FIGURA 42. Relação entre a densidade de fluxo de calor no solo medido no
cambarazal (G – Camb.) e simulado pelo ENWATBAL no cambarazal,
utilizando como entrada, dados meteorológicos diários (G – Camb. D.) (A) e
horários (G – Camb. H.) (B) obtidos no local e na estação agroclimatológica
Ricardo Remetter (G – E. Met. D.) (C), e na pastagem, utilizando dados
meteorológicos diários obtidos na estação agroclimatológica Ricardo
Remetter (G – E. Met. D.) (D).
No cambarazal, todas as simulações apresentaram Mau
desempenho, utilizando dados diários medidos no cambarazal (a=1,30;
b=0,30; r=0,68; d=0,69; c=0,47) e na estação agroclimatológica (a=0,97;
b=0,30; r=0,62; d=0,68; c=0,42) e dados horários medidos no cambarazal
(a=1,51; b=0,23; r=0,69; d=0,68; c=0,47), na pastagem, a simulação de G
pelo ENWATBAL apresentou um Péssimo desempenho (a=1,47; b=0,60;
126
r=0,64; d=0,58; c=0,37). Em todas as simulações o coeficiente de correlação
esteve próximo a 0,70, demonstrando que o baixo desempenho da
simulação de G foi devido aos baixos valores do coeficiente de concordância
ou exatidão (d) (Figura 42).
No cambarazal, as simulações de G entre os meses de janeiro e abril
apresentaram um Péssimo desempenho, coincidindo com o período em que
o solo estava inundado, seguido por um aumento no desempenho das
simulações de G com o ENWATBAL a partir de maio (Tabela 26). O
desempenho variou de Muito Bom em junho, com dados horários medidos
no cambarazal e em julho com dados diários medidos no cambarazal, a
Péssimo em outubro, com dados diários da estação agroclimatológica e
dados horários medidos no cambarazal. Na pastagem, foi observado Ótimo
desempenho em dezembro, variando de Sofrível em maio e julho, Mau em
outubro e novembro e Péssimo em abril, junho, agosto e setembro.
O programa ENWATBAL simula o G com base nas condições iniciais
de temperatura e umidade do solo por camadas e por uma relação empírica
da condutividade térmica correlacionada com o transporte de calor por vapor
d‟água (Evett e Lascano, 1993). A forma de cálculo de G pode ter interferido
na simulação no cambarazal e na pastagem.
A condutividade térmica, difusividade térmica e capacidade calorífica
volumétrica do solo variam temporal e espacialmente, dependendo do
conteúdo de água no solo, da composição e estrutura do solo e da cobertura
vegetal (Ramana Rao et al., 2005; Silans et al., 2006). Conhecendo essas
propriedades térmicas do solo pode-se simular a variação horária e diária do
perfil de temperatura do solo, relacionando-as com condições ambientais e
com a disponibilidade hídrica do solo (Silva et al., 2006).
A condutividade térmica do solo utilizada para o cálculo do perfil de
temperatura do solo e do fluxo de calor no solo no programa ENWATBAL é
uma função do conteúdo de água no solo e corrigida por uma função com o
transporte de calor no solo pelo fluxo de vapor (Lascano et al., 1987).
A simulação do fluxo de calor no solo pelo ENWATBAL foi realizada
com as funções originais do programa, definidas nas condições iniciais. A
127
utilização desses parâmetros originais pode simular valores irreais do perfil
de temperatura no solo e do fluxo de calor no solo (Ramana Rao et al., 2005;
Silans et al., 2006; Silva et al., 2006).
TABELA 26. Inclinação (a) e interceptação (b) da reta estimada com os
valores da densidade de fluxo de calor no solo medidos no eixo das
abscissas, coeficiente de correlação (r), coeficiente de concordância ou
exatidão (d), índice de confiança (c) e índice de desempenho por Camargo e
Sentelhas (1997) (Des.) das simulações realizadas com o ENWATBAL. No
cambarazal teve como variáveis de entrada, valores diários medidos no
cambarazal (Camb. D.) e na estação agroclimatológica Ricardo Remetter (E.
Met. D.) e valores horários medidos no cambarazal (Camb. H.), e na
pastagem somente valores diários medidos na estação agroclimatológica
Ricardo Remetter.
Cambarazal Pastagem M Simulação a b r d c Des. a b r d c Des.
J Camb. D. -4,55 1,10 -0,45 0,01 -0,01 7 E. Met. D. 2,50 0,58 0,42 0,11 0,04 7 Camb H. -3,88 0,78 -0,42 0,02 -0,01 7
F Camb. D. -0,55 0,69 -0,16 0,24 -0,04 7 E. Met. D. -0,83 0,75 -0,34 0,21 -0,07 7 Camb H. 0,02 0,59 0,00 0,29 0,00 7
M Camb. D. 0,59 0,43 0,31 0,42 0,13 7 E. Met. D. -0,22 0,44 -0,15 0,26 -0,04 7 Camb H. 1,05 0,41 0,49 0,45 0,22 7
A Camb. D. 1,12 0,52 0,44 0,43 0,19 7 E. Met. D. -0,03 0,32 -0,02 0,29 0,00 7 0,16 -0,13 0,06 0,37 0,02 7 Camb H. 0,90 0,41 0,35 0,43 0,15 7
M Camb. D. 1,39 0,65 0,75 0,73 0,54 5 E. Met. D. 1,16 0,63 0,74 0,72 0,54 5 1,78 0,85 0,81 0,73 0,60 5 Camb H. 1,47 0,59 0,72 0,71 0,51 5
J Camb. D. 1,44 0,55 0,86 0,72 0,62 4 E. Met. D. 1,24 0,51 0,88 0,72 0,63 4 2,98 1,24 0,78 0,31 0,24 7 Camb H. 2,05 0,58 0,89 0,75 0,67 3
J Camb. D. 1,89 0,53 0,92 0,82 0,76 2 E. Met. D. 1,77 0,60 0,94 0,82 0,77 2 2,03 0,76 0,83 0,70 0,57 5 Camb H. 2,28 0,55 0,91 0,77 0,70 3
A Camb. D. 2,20 0,21 0,84 0,72 0,61 4 E. Met. D. 1,77 0,26 0,89 0,80 0,72 3 1,97 1,46 0,70 0,40 0,28 7 Camb H. 2,53 0,19 0,80 0,64 0,51 5
S Camb. D. 1,92 -0,05 0,84 0,76 0,64 4 E. Met. D. 1,59 0,06 0,88 0,80 0,70 3 1,56 1,28 0,67 0,33 0,22 7 Camb H. 2,73 -0,24 0,86 0,66 0,57 5
O Camb. D. 2,53 -0,11 0,80 0,63 0,51 5 E. Met. D. 0,18 0,38 0,09 0,35 0,03 7 1,63 -0,03 0,67 0,65 0,43 6 Camb H. 0,99 -0,02 0,43 0,55 0,24 7
N Camb. D. 1,83 0,08 0,81 0,75 0,60 4 E. Met. D. 0,32 -0,06 0,14 0,41 0,06 5 1,46 0,05 0,64 0,66 0,43 6 Camb H. 2,89 -0,05 0,91 0,68 0,61 4
D Camb. D. 0,99 -0,02 0,73 0,82 0,60 5 E. Met. D. 1,03 -0,05 0,43 0,53 0,23 7 0,89 -0,16 0,95 0,95 0,91 1 Camb H. 2,93 -0,18 0,96 0,65 0,63 4
Obs.: Desempenho 1 (Ótimo), 2 (Muito Bom), 3 (Bom), 4 (Mediano), 5 (Sofrível), 6 (Mau) e 7 (Péssimo).
128
6 CONCLUSÕES
As áreas de estudo não apresentaram diferença nos seus valores
médios diários de temperatura e umidade relativa do ar (p > 0,05), contudo a
radiação solar incidente diária diferiu entre essas áreas. Essas variáveis
micrometeorológicas apresentaram sazonalidade, com maiores médias na
estação chuvosa e menores na seca.
Não se verificou qualquer efeito da área de estudo sobre o saldo de
radiação (p > 0,05), apresentando a mesma tendência da radiação solar
incidente, com maiores valores na estação chuvosa.
Houve diferença entre as estimativas da densidade de fluxo de calor
latente pelo método da razão de Bowen no cambarazal e na pastagem e
pelo método aerodinâmico no cambarazal, utilizando as possíveis
combinações de duas alturas
Considerando o método da razão de Bowen como mais adequado e
considerando válidas as medidas realizadas na maior e menor altura no
cambarazal e nas alturas 2 e 4 na pastagem, energia disponível foi
destinada prioritariamente à densidade de fluxo de calor latente, 80,0% e
56,6%, seguida pelo fluxo de calor sensível, 19,7% e 36,2%, e pelo fluxo de
calor no solo, 0,3% e 7,2%, no cambarazal e na pastagem, respectivamente.
A simulação dos componentes do balanço de energia pelo programa
ENWATBAL apresentou melhores resultados com o saldo de radiação. No
cambarazal, apresentou desempenho Muito Bom, quando da simulação com
dados de entrada diários e horários medidos no cambarazal, e Bom, com
dados diários medidos na estação agroclimatológica. Na pastagem,
apresentou desempenho Muito Bom, com dados diários da estação
agroclimatológica.
O fluxo de calor latente simulado pelo programa ENWATBAL no
cambarazal apresentou desempenho Bom, quando da utilização como
entradas, os dados diários medidos no cambarazal e na estação
agroclimatológica e desempenho Sofrível na pastagem.
O desempenho do programa ENWATBAL em simular o fluxo de calor
129
sensível no cambarazal e na pastagem foi Péssimo em todas as simulações,
devido à ausência de uma estimativa independente para este componente.
O fluxo de calor no solo simulado pelo ENWATBAL apresentou Mau
desempenho no cambarazal, em todas as simulações, e Péssimo na
pastagem. Entretanto, todas as simulações apresentaram coeficientes de
correlações próximos a 0,70.
O programa ENWATBAL estimou de forma satisfatória os
componentes do balanço de energia utilizando como dados de entrada,
medidas realizadas na estação agroclimatológica convencional Ricardo
Remetter, a aproximadamente 80 km de distância.
130
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