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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


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


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


utilizando valores médios de duas horas, entre 22 e 23 de abril de 2007. .. 81


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


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


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



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


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


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


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


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


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




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



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


fluxo de calor sensível estimado pelo método da razão de Bowen no

cambarazal e na pastagem. ......................................................................... 99


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


estimada entre as estimativas de H e entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 pelo




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


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


valores da densidade de fluxo de calor sensível estimadas por razão de








na estação agroclimatológica Ricardo Remetter. ....................................... 123


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



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



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


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)


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).


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


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


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


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


0

20

40

60

80

100

A

B

FIGURA 8. Média diária da umidade relativa do ar no cambarazal (A) e na


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


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


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.




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


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


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


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


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


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


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


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




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




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


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


0

150

300

450

600

750

A

B


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

ssã

o d

e V

ap

or

D'Á

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


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


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


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


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


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


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


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

)

0

5

10

15

20

25

Mês do Ano


0

5

10

15

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



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

nsid

ade

de F

luxo d

e C

alo

r Late

nte

(M

J m

-2 d

ia-1

)

0

4

8

12

16

20

Mês do Ano


0

4

8

12

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


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



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

ade d

e F

luxo d

e C

alo

r S

ensív

el (M

J m

-2 d

ia-1

)

0

2

4

6

8

10

Mês do Ano


0

2

4

6

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).


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



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.


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 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



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



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 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


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


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


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


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


estimada entre as estimativas de LE e entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 pelo




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


estimada entre as estimativas de H e entre as alturas 1-2, 1-3 e 2-3 pelo




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


3

6

9

12

15 Medido


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


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


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


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 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




Mês do Ano


3

6

9

12

15Estimado pelo Método da Razão de Bowen


A

B

FIGURA 38. Média mensal da densidade de fluxo de calor latente estimado


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


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


valores da densidade de fluxo de calor latente estimadas por razão de








na estação agroclimatológica Ricardo Remetter.


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


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. 0,66 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


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


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




Mês do Ano


-2

0

2

4

6Estimado pelo Método da Razão de Bowen


A

B

FIGURA 40. Média mensal da densidade de fluxo de calor sensível estimado


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


valores da densidade de fluxo de calor sensível estimadas por razão de








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


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




Mês do Ano


-2

-1

0

1

2

3Medido


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


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).


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.


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


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


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 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

7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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