Apostila de Agrometeorologia, Notas de estudo de Agronomia

Baixe Apostila de Agrometeorologia e outras Notas de estudo em PDF para Agronomia, somente na Docsity! 1 UNIVERSIDADE FEDERAL DE PELOTAS FACULDADE DE METEOROLOGIA DEPARTAMENTO DE METEOROLOGIA Material de Apoio para as Aulas Teóricas da Disciplina de AGROMETEOROLOGIA Professora: Simone Vieira de Assis Pelotas, RS. 2 Unidade 1: INTRODUÇÃO 1.1 Objetivo da Agrometeorologia A definição da Agrometeorologia segue diretamente daquela consideração fundamental da biologia moderna, na qual o organismo e seu ambiente formam uma dialética. A Agrometeorologia é a ciência que interage com as características físicas do ambiente onde estão crescendo plantas e animais; é relacionada com o estudo dos processos físicos que ocorrem neste ambiente e também com o aproveitamento e influência destes processos físicos na agricultura. É uma combinação de ciências físicas e biológicas e existe uma valiosa ligação entre elas. No seu sentido mais amplo, é aquele ramo da meteorologia aplicada que investiga as respostas dos organismos vivos ao meio atmosférico. Nas décadas recentes o uso da meteorologia na agricultura foi aumentando. Isto tem sido devido, largamente, aos estudos de laboratório, casa de vegetação e de campo, nos quais as respostas biológicas tem sido medidas sob condições controladas. A Agrometeorologia inclui o estudo da energia solar, composição e intensidade da radiação solar, métodos de medida da radiação solar recebida pelos cultivos agrícolas . Também estuda a atmosfera, particularmente a camada em que as partes aéreas das plantas crescem e se desenvolvem e, é de grande importância a questão do regime térmico, desta camada, e sua relação com àquela da camada superficial ao solo. De igual importância são os movimentos verticais e horizontais do ar nesta camada da atmosfera, bem como seu teor de umidade e formação de vários hidrometeoros . Não só auxilia ao estudo da camada da atmosfera mais próxima do solo (primeiros 2 metros), como também existe a preocupação em encontrar métodos que alterem alguns processos físicos a fim de combater condições desfavoráveis do tempo como geadas, secas, ventos fortes e outras. O principal objetivo é melhorar a produção agrícola pela previsão mais precisa e pelo controle do meio atmosférico. A previsão pode variar desde as estimativas dos rendimentos das culturas e a sua qualidade, por um lado, até a estimativa da produção pecuária e os azares climáticos, por outro, passando pelo controle das enchentes e a regulação da temperatura dos estábulos e de outras instalações para animais. No sentido estrito, a Agrometeorologia pode ser 5 Tecnologia Engenharia Os recursos naturais não são ilimitados. Anos atrás, sob condições de população escassa e exploração industrial mínima, parecia que a Terra poderia ser o provedor inesgotável dos recursos naturais. Entretanto, a população cresceu e a industrialização se expandiu, e cada vez mais, nós estamos preocupados com as limitações da Terra. As florestas são destruídas, os solos erosionados, os depósitos minerais exauridos e o ar e a água se tornam cada vez mais poluídos, e caso não sejam tomadas providências eles se tornarão um ambiente impróprio à vida. Se a produção mundial, em crescimento, deve ser alimentada em níveis mínimos aceitáveis, a produção mundial de alimentos precisa ser aumentada, as perdas agrícolas e pastoris minimizadas, e a eficiência da produção agrícola melhorada. Não se pode mais aceitar , hoje em dia, que o homem explore os recursos naturais de uma área ou região (solo, água, ar) e após mude-se para outra região para novos assaltos ao ambiente. A empresa agrícola moderna não mais realiza esta prática; entretanto, os métodos presentes de exploração agrícola estão começando a prejudicar o ambiente, o solo, a água, o ar, de outras maneiras. Para melhorar esta tecnologia moderna, que não pode ser abandonada, precisamos conhecer cada vez melhor o ambiente que usamos (solo, clima, água). As plantas dependem, para o seu crescimento e desenvolvimento, da sua constituição genética e das condições ambientais do solo e do clima. Como um fator ecológico na agricultura, o solo tem sido mais bem estudado e é melhor compreendido do que o clima. Em geral, os agricultores conhecem mais sobre o manejo do solo do que como explorar corretamente os recursos climáticos. Uma razão para o lento progresso da meteorologia agrícola é o pensamento generalizado de que o conhecimento das relações entre o clima e as plantas são de pouco valor prático. Embora o homem não seja ainda capaz de mudar o tempo e o clima, exceto em escala muito reduzida, ele é capaz de ajustar as práticas agrícolas ao clima. A climatologia pode contribuir para solucionar o problema de escolha dos lugares para uma dada cultura ou de uma dada cultura para um lugar. Embora a localização de muitas regiões agrícolas, e por exemplo o trigo no Planalto Gaúcho ou a região arrozeira no litoral do Rio Grande do Sul, tenha sido selecionada pelos agricultores muito antes do desenvolvimento da moderna ciência da climatologia, a falta de um conhecimento detalhado das relações das plantas com o clima 6 tem prejudicado o planejamento inteligente do uso da terra em uma escala maior. Até que a interação do complexo climático com o processo físiológico da cultura seja entendido, a produção desta cultura, adequada para condições climáticas locais, permanece no empirismo. A prática comum de definir as chamadas analogias climáticas, primeiramente em termos de médias mensais de temperatura e precipitação, tem provado ser inadequada como guia para a introdução de plantas ou o planejamento do uso da terra. A radiação solar, a evapotranspiração, a amplitude diária de temperatura, o balanço hídrico e outras variáveis meteorológicas precisam ser completamente analisadas antes de estabelecermos um planejamento para obter o máximo retorno econômico em função de determinado regime climático. Desse modo, a agricultura torna-se dependente dos seguintes fatores do meio vegetal, terrestre e atmosférico. Climáticos  Radiação Comprimento de onda Intensidade Fotoperíodo e outros ciclos  Temperatura do ar Temperatura do solo  Vapor de água Quantidade  Evaporação e Transpiração  Nuvens  Precipitação Quantidade Freqüência  Umidade do solo  Vento Freqüência 7 Velocidade Direção Edáficos  Solo  Propriedades químicas Geográficos  Gravidade  Latitude  Longitude  Altitude Topográficos e outros Cada local na superfície da Terra possui sua combinação particular de recursos naturais. Como as plantas são imóveis, a prática da agricultura, em dada propriedade agrícola, depende do manejo do conjunto dos recursos naturais da propriedade. Isto envolve a integração de todos os recursos para obtenção dos máximos rendimentos. A distribuição atual das plantas cultivadas não é tão ligada com as condições de solo e clima como poderia ser esperado. Fatores bióticos e o homem em particular tiveram um papel muito importante nesta distribuição, e para atendê-la temos de conhecer a história econômica e social de uma determinada cultura. Finalmente devemos chamar a atenção para a grande importância da Ecologia na Agricultura. Qualquer sistema agrícola que deva ser desenvolvido além da agricultura de subsistência deve colocar sua ênfase na Economia para obter-se máximos retornos dos investimentos em capital e mão-de-obra. 1.3 Crescimento e desenvolvimento de plantas cultivadas É necessário diferenciar “crescimento” de “desenvolvimento”. 10 As plantas, animais e outros organismos não vivem só na natureza. Constituem comunidades bióticas. A comunidade biótica é uma unidade funcional mantida unida por uma interdependência entre seus membros. A dinâmica total da comunidade ecológica, formada pelo habitat (condições físicas) e pelos organismos que ocupam, denomina-se ECOSSISTEMA ou sistema ecológico. No ecossistema os organismos e o habitat estão interrelacionados. O ecossistema tem dois componentes: 1. Componente abiótico – como componente abiótico tem-se os processos físico-químicos do meio, por exemplo, fatores climático (luz, temperatura, pluviosidade, ventos, etc) e fatores edáficos (solo, pH, nutrientes, capacidade de retenção de água, etc) e quantidade de alimento disponível. 2. Componente biótico – é aquele em que há a participação de organismos vivos, ou seja, o predatismo e o parasitismo. O tamanho de uma população pode variar dependendo da quantidade de predador e parasita encontrados nessa população. Desse modo, todo ecossistema consta de quatro elementos principais: a) substâncias abióticas; b) produtores de alimento; c) consumidores; d) desintegradores dos compostos complexos de protoplasmas mortos e que produzem substâncias simples para os produtores. Exemplos de ecossistemas: lagos, bosques tropicais chuvosos, uma cultura de milho, etc. O homem pode interferir no funcionamento dos ecossistemas e conduzi-los à um futuro magnífico ou a completa destruição. Por exemplo, o superpastoreio de campos de pastagens pode destruí-los. É uma forma de má exploração dos recursos naturais que destrói o equilíbrio do ecossistema natural. Prudentemente dirigidos, se pode obter a conservação e perpetuação de uma grande quantidade de recursos naturais. Cadeia nutritiva 11 Da energia luminosa absorvida pelas plantas verdes, somente uma pequena parte é transformada em energia potencial, a maior parte é dispersada na forma de energia calorífica. Um animal recebe energia química potencial (alimento e converte grande parte dela em calor), para restabelecer outra pequena parte como energia química potencial de protoplasma novamente formado. A transferência, passo à passo, de energia de um organismo para outro, faz com que uma grande parte dela seja degradada na forma de calor. Segundo o conceito do princípio da estabilidade, qualquer sistema natural fechado, com energia flutuante através dele, tende a mudar, até que se estabeleça um estado estável pela ação dos mecanismos autorreguladores. Neste princípios que se baseia o estudo dos problemas ecológicos das cadeias nutritivas e do conceito de produtividade. Cadeia nutritiva é a transferência da energia nutritiva desde sua origem, nas plantas verdes, através da série de organismos que comem e são comidos repetidamente. Toda cadeia alimentar começa com o produtor e termina com o decompositor (bactérias, fungos e outros). Entre eles temos os consumidores que são classificados em primários secundários, etc, dependendo de quem se alimenta. Por causa das perdas de energia, o número de etapas das cadeias nutritivas, é usualmente limitado a quatro ou cinco. Quanto mais curta a cadeia, mais eficiente ela é na formação de peso vivo ou biomassa. Reconhece-se a existência de 3 classes de cadeias nutritivas: a) predadora: dos menores aos maiores animais; b) parasita: dos maiores aos menores organismos; c) saprófita: da matéria morta aos microorganismos. Os organismos que obtém seus alimentos dos plantas mediante o mesmo número de etapas, pertencem ao mesmo nível trófico; os carnívoros que comem herbívoros ao 3º nível; os carnívoros secundários ao 4º nível. As cadeias nutritivas nos são mais ou menos familiares, pois o homem ocupa uma importante posição no final de várias delas. Referências Bibliográficas ARIZA, D. Ecologia objetiva. São Paulo: Nobel, 1985. 225p. 12 SAMPAIO, E. S. Fisiologia Vegetal: teorias e experimentos. Ponta Grossa: Editora UEPG, 1998.190p. VITKEVICH, V. I. Agricultural Meteorology. Tradução: Israel Program for Scientific Translations. Jerusalem: IPST Press, 1963. 312p. 15 quantitativo e qualitativo, a importância para a agricultura é fundamental no desenvolvimento morfológico das plantas. A intensidade da radiação afeta separadamente o desenvolvimento das células vegetais, por exemplo, uma planta que tem seu habitat num ambiente escuro, experimenta queimaduras e perfurações, principalmente provocadas pelos raios ultravioleta, quando exposta diretamente à radiação solar. A Comissão Holandesa de Irrigação Vegetal (1953) (citado por Mota, 1979) estabeleceu os efeitos específicos causados por determinadas faixas do espectro solar, estabelecendo oito divisões, com características próprias, que são: 1a faixa: Radiação com comprimento de onda maior que 1,0 mícronmetro (m)  Não causa danos às plantas e é absorvida. O aproveitamento é sob a forma de calor, sem que haja interferência com os processos biológicos. 2a faixa: Radiação entre 1,0 m e 0,72 m  Esta é a região que exerce efeito sobre o crescimento das plantas. O trecho mais próximo a 1,0 m é importante para o fotoperiodismo, germinação de sementes, controle de floração e coloração do fruto. 3a faixa: Radiação entre 0,72 m e 0,61 m  Esta região espectral é fortemente absorvida pela clorofila. Gera forte atividade fotossintética, apresentando em vários casos, também, forte atividade fotoperiódica. 4a faixa: Radiação entre 0,61m e 0,51 m  É uma região espectral de baixo efeito fotossintético e de fraca ação sobre a formação da planta. Corresponde à região verde do espectro. 5a faixa: Radiação entre 0,51 m e 0,40 m  Esta é essencialmente a região mais fortemente absorvida pelos pigmentos amarelos e pela clorofila. Corresponde a parte do azul e parte do violeta do espectro de radiação solar, e é também, região de grande atividade fotossintética, exercendo ainda vigorosa ação na formação da planta. 6a faixa: Radiação entre 0,40 m e 0,32 m  Esta faixa exerce efeitos nocivos na formação do vegetal. As plantas tornam-se mais baixas e as folhas mais grossas. 16 7a faixa: Radiação entre 0,32 m e 0,28 m  É prejudicial à maioria das plantas. 8a faixa: Radiação com comprimento de onda menor do que 0,28 m  Mata rapidamente as plantas submetidas a esta faixa de radiação solar. Essa divisão por faixas do espectro é importante até mesmo para a adequação ou ambientação das plantas em diferentes locais do planeta. Além disso, em casa de vegetação onde a radiação solar precisa ser complementada por outra fonte de energia, considerando que em alguns lugares o número de horas de brilho solar é pequeno, lâmpadas incandescentes são usadas para a geração de radiação na faixa do espectro correspondente ao vermelho e ao amarelo e, algumas vezes na faixa do infravermelho (próximo) e pequenas quantidades na faixa do azul e do violeta. Por exemplo, algumas espécies vegetais como girassol, repolho, alface, espinafre, rabanete e outras são extremamente sensíveis a deficiência de radiação na faixa do azul ao violeta, reagindo com forte elongação. Para tanto, lâmpadas de mercúrio com bulbos de quartzo ou tubos luminosos cheios de vapor de mercúrio, devem ser incluídos, por emitirem radiação com comprimentos de onda correspondentes do azul ao violeta e ultravioleta. 2.3 ATENUAÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR AO ATRAVESSAR A ATMOSFERA. A energia radiante do Sol quando passa através da atmosfera é submetida a transformações complicadas. Da camada exterior à atmosfera até chegar à superfície da Terra, a energia radiante é absorvida e espalhada. Devido ao espalhamento desta energia observamos ao nível da superfície do solo, não somente radiação solar direta, na forma de um feixe de raios solares paralelos, mas também a radiação difusa provinda de cada ponto do céu. A radiação solar direta e a radiação difusa constituem a radiação solar global. Quando a radiação solar atravessa a atmosfera ela é parcialmente absorvida e transformada (principalmente em energia calorífica) pela atmosfera dando origem neste processo, a formação de ozônio e ionização das camadas superiores da atmosfera; ela é parcialmente espalhada pelas moléculas de gás e minúsculas partículas de vários tamanhos e composições suspensas na atmosfera e, ela é refletida pelas nuvens. Como resultado destes processos físicos a radiação solar direta é atenuada na sua trajetória até atingir à superfície da Terra. A atenuação não é a mesma em 17 todas as regiões do espectro; certas regiões são efetivamente mais enfraquecidas do que outras. Consequentemente, após atravessar a atmosfera, a radiação solar muda não somente na intensidade total, como também na composição. Esta diferença entre a radiação extraterrestre e a radiação global incidente na superfície da Terra é devido a atenuação sofrida pelos raios solares ao atravessar a atmosfera, e os principais atenuantes são as nuvens, pó, vapor d’água, espalhamento pelas moléculas de próprio ar, absorção pelo O3, H2O e CO2. Isso é facilmente visível na Figura 1, onde as curvas das radiações extraterrestre e global estão representadas mostrando um grande distanciamento entre elas, comprovando o quanto esta radiação é atenuada. Figura 1. Comparação entre as radiações solares extraterrestre e global incidente. 2.3.1 Lei de Beer - Bouguer ( comprimento da trajetória ). O envelope atmosférico de gases que circunda a Terra absorve quantidades consideráveis da luz solar. Esta atenuação é uma função dos constituintes da atmosfera e, devido a absorção seletiva por estes constituintes, certos comprimentos de onda são mais severamente afetados do que outros. A lei de Beer - Bouguer descreve a redução da densidade de fluxo da luz solar como uma função da trajetória ( profundidade ) dentro do meio homogêneo absorvedor dx : I1 / I0 = exp ( - x ) 1 -50 0 50 100 150 200 250 300 350 400 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 Radiação solar global Radiação extraterrestre R ad s. s ol ar es g lo ba l e xt . e e xt ra te rre st re (M J/ m2 ) Dia Juliano 20 Nos dias de céu claro, o total de radiação incidente de ondas curtas é composto por duas partes: a radiação solar direta e a radiação difusa, cuja soma é chamada de radiação solar global. Esta radiação compreende parte do ultravioleta do espectro, com comprimentos de onda entre 0,3m e 0,4 m; espectro visível, com comprimentos entre 0,4m e 0,7 m; e parte do infravermelho relativamente próximo ao espectro visível, entre 0,7m e 5,0m (WMO, 1981) Várias medidas experimentais foram obtidas com a finalidade de determinar a composição espectral da radiação solar global. Tikhov, citado por Kondratyev (1969), foi o primeiro pesquisador a mostrar experimentalmente que a composição espectral da radiação global, recebida por uma superfície horizontal, é praticamente independente da altura solar e, consequentemente, permanece constante no decorrer do dia. Sua afirmativa carece de explicações sobre as condições de nebulosidade observadas no decorrer do experimento, as quais são de extrema importância na caracterização da composição espectral da radiação solar global. Ainda sobre a composição espectral, Kondratyev explica que a radiação global num dia de céu sem nuvens, pode ser, aproximadamente, considerada dependente somente da altura solar e da transparência atmosférica. E que, por conseguinte, os fluxos espectrais da radiação global também dependerão da altura solar. Em outras palavras, quando se analisa os fluxos espectrais das componentes da radiação global, realmente a dependência da altura solar deve ser considerada, porque cada componente separadamente, terá fluxos variantes com a altura solar, ou seja, sofrerá variações durante o dia. E concluiu que, se a composição espectral da radiação global for independente da altura solar, torna-se claro então, que essa dependência do fluxo espectral da radiação global (difusa e direta) será uniforme por todo o espectro, ou seja, os fluxos espectrais continuarão dentro do mesmo intervalo do espectro. Na presença de nebulosidade, o fluxo radiante pode aumentar ou diminuir. Se a nebulosidade é parcial e o sol não é totalmente encoberto, o fluxo da radiação global é maior do que aquele de um dia de céu claro. No caso de nebulosidade total, o fluxo da radiação global é sempre menor do que aquele de um dia de céu sem nuvens (Duffie et al, 1980). Num dia de céu claro ou parcialmente nublado, no intervalo entre 0,35m e 0,80m, quando a altura solar é baixa, a radiação global, gradualmente perde muito nas faixas do espectro correspondentes ao azul e violeta, resultando no avermelhamento da radiação global (comprimentos de onda maiores do espectro visível). Ao mesmo tempo, há um aumento na porção relativa à radiação difusa, a qual torna-se rica em azul e violeta. Este aumento praticamente compensa a 21 atenuação da radiação global na faixa do espectro azul-violeta. Desse modo, a composição espectral da radiação global não sofre qualquer alteração significativa quando a altura do sol varia (Hess, 1979). 2.4.1.1 Instrumento utilizado para medida da radiação solar global O instrumento usado para medida da radiação solar global é o piranômetro. Na Figura 1 tem-se um exemplo, um piranômetro protótipo que foi elaborado com corpo principal em alumínio, o qual possui uma cúpula de vidro, sensor (termopilha de filme fino), chapéu sombreador pintado de branco (colocado sobre o corpo do instrumento para impedir o aquecimento e refletir a radiação incidente), nível de bolha, reservatório de sílica-gel para manter o ambiente livre de umidade, conector elétrico e parafusos niveladores (Figura 2). As termopilhas de filme fino foram construídas através do processo fotolitográfico e por evaporação de metais, conforme metodologia desenvolvida por Escobedo (1997). Os tipos de termopilhas utilizadas - estrela e disco concêntrico, contém em seus circuitos metálicos 36 de termopares de bismuto-antimônio depositados em substratos de acrílico. Figura 2. Corte vertical de um piranômetro protótipo. 2.4.1.2 Variação diária da radiação solar global Nas figuras a seguir estão representadas as curvas correspondentes à variação diária das radiações global medida sob três condições de nebulosidade: céu sem nuvens, parcialmente nublado e nublado. Nos dias com céu sem nuvens, as curvas de radiação global são totalmente sem picos e alterações, e com ponto máximo próximo ao meio-dia (Figura 3a). 22 Nebulosidade parcial significa que em determinado período do dia o céu apresentou algum tipo de nuvem como mostra a Figura 3b, em que na primeira metade do dia o céu esteve claro e na outra, nublado. Na Figura 3c está a curva referente ao dia nublado. 6 8 10 12 14 16 18 0 200 400 600 800 1000 1200 D EN SI D AD E D E FL U XO (W /m 2) TEMPO(h) (a) 6 8 10 12 14 16 18 0 200 400 600 800 1000 1200 D EN SI DA D E D E FL U XO (W /m 2) TEMPO(h) (b) 25 O conhecimento acerca da radiação solar avançou muito rapidamente durante a última metade do século 19, devido ao trabalho de três fontes de trabalho: instrumentação, observação e teoria. A teoria da transferência radiativa num meio espalhador foi firmada em bases teóricas por um proeminente físico inglês John Willian Strutt, posteriormente pelo Lord Rayleigh, em 1871, através de sua famosa explicação sobre a polarização e cor da luz do céu. A teoria de Rayleigh é postulada na consideração de que as partículas espalhadoras são de pequenas dimensões comparadas com o comprimento de onda da radiação. Essas pequenas partículas, como moléculas, e partículas muito menores como aerossóis, tornaram-se conhecidas como partículas de Rayleigh, e uma atmosfera composta destas pequenas partículas é denominada de atmosfera de Rayleigh. Embora a teoria de Rayleigh tenha explicado muitas características observadas sobre a luz celeste, ela não previu a existência de pontos neutros como aqueles já observados por Arago, Babinet e Brewster. O físico francês J. L. Soret tentou, em 1888, explicar os pontos neutros observados como sendo devido a um espalhamento secundário da radiação na atmosfera, enquanto que o modelo de Rayleigh considerava somente um espalhamento primário (simples) pelas moléculas gasosas. Os efeitos óticos produzidos pelas cinzas vulcânicas injetadas na atmosfera pela erupção do vulcão Krakatoa, em 1883, gerou uma avalanche de interesses nas medidas da luz celeste. Durante os anos após a erupção do Krakatoa, a física experimental francesa Marie Alfred Cornu apresentou um método de medida da polarização da luz com um alto grau de perfeição, por meio de um fotopolarímetro (1890) baseado na combinação de um prisma Nicol polarizante e de uma mesa giratória. Da observação atmosférica com seu fotopolarímetro, Cornu primeiramente observou um fato, agora bem conhecido, que o grau de polarização da luz celeste varia com o comprimento de onda da radiação solar. Uma das considerações da análise de Rayleigh é que as partículas espalhadoras tem caráter isotrópico. Espalhamento é o processo pelo qual as moléculas do meio e as pequenas partículas em suspensão no meio difunde a porção da radiação incidente em todas as direções. A lei de Rayleigh estabelece que as moléculas interceptam e espalham a radiação com uma eficiência proporcional a 1/ 4. Assim, a luz azul será espalhada em torno de 10 26 vezes mais efetivamente do que a luz vermelha. Por isso o céu é azul. Os raios diretos da radiação solar que penetra na atmosfera é enriquecido da luz vermelha como resultado do espalhamento da luz azul. A teoria do espalhamento da luz na atmosfera inicialmente apareceu relacionada com a tentativa de explicar a cor azul do céu. A mais importante contribuição neste campo foi feita por Lord Rayleigh, satisfeito por descobrir que as moléculas de ar eram as causadoras do espalhamento da luz. Esta premissa da teoria de Rayleigh, no entanto, não estava totalmente completa. Realmente, o assim chamado espalhamento molecular de Rayleigh é o espalhamento da luz causado pela flutuação da densidade. Investigações posteriores mostraram que não somente flutuações da densidade, mas também flutuações da unisotropia molecular pode determinar o espalhamento da luz. São as seguintes considerações fundamentais da teoria de Rayleigh. a) As dimensões das partículas espalhadoras são pequenas em comparação com o comprimento de onda. As partículas são esféricas (não necessariamente). b) As partículas espalhadoras e o meio não são condutores e não contém cargas elétricas livres. c) As constantes dielétricas da partícula espalhadora e do meio diferem muito pouco. O índice de refração da partícula não é muito alto. d) As partículas espalham a luz independentemente umas das outras. Observações sobre a atenuação da radiação solar incidente pela atmosfera mostram que em condições de claridade máxima do ar, a atenuação da radiação solar no espectro visível é, em alto grau, causada pelo espalhamento de Rayleigh. Tendo comparado os resultados computados por Rayleigh e os coeficientes de espalhamento por aerossóis, Bullrich, citado por Kondratyev, mostrou que a influência do espalhamento de Rayleigh torna-se importante somente quando o intervalo da visibilidade meteorológica excede 5 km, sendo mais importante na região de ângulos de espalhamento em torno de 1300 e aumenta quando o comprimento de onda diminui. Na camada superficial da atmosfera, a contribuição do espalhamento de Rayleigh na atenuação da radiação de comprimento de onda entre 0.4 a 1.0  pode alcançar 50 %. 27 É interessante, no entanto, que até para grandes altitudes o espalhamento pelo aerossol pode ser muito importante. Medidas balométricas feitas por Newkirk e Eddy (citados por Kondratyev) mostraram que o brilho do céu observado no nível de 25 km, com um ângulo de espalhamento de 2.40 (relativo ao sol) é duas vezes maior do que o obtido por Rayleigh. Rayleigh deduziu uma fórmula que fornece a diminuição da intensidade monocromática para o caso do espalhamento molecular. Na forma diferencial a diminuição da intensidade pelo espalhamento é dada por: dI / I = s dx 4 onde dx é o comprimento da trajetória da dispersão, e s é definido como coeficiente de espalhamento pelo ar. No espalhamento de Rayleigh, s pode ter a forma s     = 32 ( n - 1 ) N 3 2 03 4 5 onde N é o número de moléculas por cm3 nas condições padrões de pressão p0= 1013.25 mb e T = 273 0 K, e n é o índice de refração para o comprimento de onda  para o ar sob estas mesmas condições. 0 e  são as densidades padrão e real do ar seco. O essencial da equação de Rayleigh é que o vetor elétrico de um pulso de radiação eletromagnética causa um deslocamento dos centros da carga elétrica positiva e negativa de uma molécula. Tal unidade elétrica, consistindo da cargas positivas e negativas separadas, é chamada de dipolo elétrico. Na radiação monocromática, o vetor elétrico do pulso da radiação oscila com uma certa freqüência. Esta mesma freqüência é imprimida sobre a oscilação forçada do dipolo, o qual, agora atua como uma fonte de radiação eletromagnética. Esta radiação da fonte do dipolo é emitida em todas as direções, tem-se início a radiação não polarizada. A radiação incidente, a qual causou a oscilação do dipolo, foi usada na geração da radiação espalhada. Pode-se notar que no espalhamento de Rayleigh o coeficiente de espalhamento, s, inversamente proporcional a 4 . Uma vez que  representa o comprimento de radiação, na região visível entre 4 x 10-5 cm (azul) e 8 x 10-5 cm (vermelho) é notório que s será, em torno 30 direta (usando-se um pireliômetro). Por diferença, global menos a direta, obtém-se a radiação difusa. No segundo método, mede-se instrumentalmente a radiação difusa. Esta medida é obtida através do sombreamento de um piranômetro (o mesmo usado para medida da radiação global). Este sombreamento é feito por meio da colocação de um anel acoplado a uma base horizontal móvel, sobre a qual repousa o instrumento. A finalidade do anel é interceptar a radiação direta projetando uma faixa sombreada sobre o sensor do piranômetro (Figura 5). Figura 5. Piranômetro com anel de sombreamento. A Figura 6 mostra a plataforma metálica que é constituída de duas placas retangulares (sendo uma para suporte do piranômetro), suporte retangular do anel e eixo com rosca sem fim. A placa suporte sob o anel, está acoplada ao eixo de rosca sem fim para viabilizar o deslocamento do piranômetro ao longo da linha norte-sul com o objetivo de manter o instrumento dentro da faixa sombreada. O suporte retangular do anel é inclinado em relação ao plano horizontal de um ângulo equivalente à latitude local ( por exemplo. 22,910 S, latitude de Botucatu). O anel de sombreamento é fixado ao suporte retangular que 31 por sua vez, encontra-se preso a base horizontal, a qual suporta o instrumento. Figura 6. Plataforma metálica utilizada para medida da radiação difusa. O centro do anel deve posicionar-se acima da base móvel, na mesma altura do sensor do piranômetro. O plano do anel deve ser inclinado de um ângulo  em relação à vertical local, de mesmo valor da latitude do local onde se fez a instalação. Dessa forma, seu eixo fica paralelo ao eixo polar terrestre. O anel fixado nestas condições determina uma faixa sombreada sobre a plataforma horizontal onde se colocou o piranômetro. Como a declinação solar varia de -23.450 (solstício de verão no hemisfério sul) a +23.450 (solstício de inverno no hemisfério sul), há necessidade de se deslocar o piranômetro ao longo do eixo do anel, ou de sua projeção horizontal. A solução que se adota é a instalação de uma base móvel para o deslocamento contínuo do piranômetro desde o solstício de inverno ao solstício de verão e no sentido oposto do verão para o inverno. Existem duas maneiras práticas de posicionar o sensor em relação ao anel para mantê-lo sombreado. Uma delas consiste em posicionar o anel de forma que seu eixo permaneça paralelo ao eixo polar da Terra e o seu sensor estacionado sobre o eixo do anel. Nesse caso, o anel deve ser deslocado periodicamente, para compensar a variação da declinação solar. A outra forma mantém o eixo do anel paralelo ao eixo polar da Terra e o sensor estacionado sobre a projeção do eixo do anel no plano horizontal. Neste caso, para compensar a variação da declinação solar, o sensor é deslocado periodicamente sobre a linha horizontal norte-sul. A periodicidade de deslocamento do 32 sensor depende da largura da faixa sombreada que, por sua vez, depende das dimensões do anel e do raio do sensor. A Figura 7 ilustra os dois sistemas que fazem uso do anel ( linhas AB e CD ). Figura 7. Posicionamento do piranômetro sob o anel de sombreamento. 2.5.4.1 Fator de correção para a radiação difusa. Ao utilizar-se o anel de sombreamento para interceptar a radiação direta sobre o sensor, ele intercepta também uma pequena mais significativa fração da radiação difusa. Devido a isto, o valor medido da radiação difusa deve ser corrigido por um fator de correção (FC) que depende das dimensões do anel (raio e largura), da latitude local (), da declinação solar () e do ângulo horário (). Os valores diários do fator de correção da radiação difusa, do dia 01 de janeiro a 31 de dezembro foram obtidos usando a equação 7, cuja curva é mostrada na Figura 8. Este fator foi definido por Melo (1993) como: FC = 1 - a t         1 7 35 Figura 10. Variação anual da radiação difusa 2.6 BALANÇO DE RADIAÇÃO SOLAR A radiação solar que penetra na atmosfera e atinge a superfície da Terra depende principalmente da turbidez atmosférica, cobertura por nuvens, topografia da região e tipo de cobertura da superfície. A radiação solar ao atravessar a atmosfera tem parte refletida pelas nuvens, parte espalhada pelas moléculas e partículas do ar e parte absorvida pelo vapor d’água, dióxido de carbono, ozônio e compostos nitrosos. A porção absorvida aumenta a temperatura da superfície e, por conseguinte, aumenta a emissão de ondas longas para a superfície terrestre e para o espaço. A avaliação dos diferentes componentes do balanço de radiação na superfície indica como a entrada de radiação no sistema atmosfera-Terra é dividida e usada. O balanço ou saldo de radiação representa as fontes e sumidouros de radiação que afetam as condições meteorológicas e o clima do planeta. 2.6.1 Balanço de radiação de ondas curtas O balanço ou saldo de radiação de ondas curtas (SRoc), definido pela diferença entre a radiação de ondas curtas, que incide na superfície terrestre (radiação solar global) e a radiação de ondas curtas que é refletida, é calculado pela equação: SRoc = Rg – Rr 10 Dez95Jan FevMar Abr Mai Jun Jul AgoSet Out NovDez96 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 R ad ia çã o di fu sa (M J/ m 2 ) 36 onde Rg é a radiação solar global e Rr é a radiação refletida. Como o albedo (A) representa a relação entre a radiação refletida e a radiação solar global, logo, Rg RrA  e Rr = A Rg 11 então, SRoc = Rg – ARg ou SRoc= Rg (1-A) 12 A radiação solar refletida é pouco dependente do comprimento de onda, mas sendo máxima no intervalo visível (Sauberer, citado por Geiger (1961)). 2.6.1.1 Albedo O estudo do albedo é de grande importância porque é um dos fatores que modificam o balanço de energia de uma superfície, participando, portanto, dos processos que condicionam a quantidade de radiação disponível. O albedo reduz a radiação que é absorvida e, consequentemente, dissipada pela troca de calor sensível e latente, a condução de calor no solo e a emissão da radiação de ondas longas.  Superfícies vegetadas exibem albedos diferentes, de acordo com o desenvolvimento da cultura. No início da estação de crescimento ele é determinado, principalmente pelas características óticas das partículas do solo, estrutura da superfície e conteúdo de umidade do solo; e no final da estação de crescimento, pelas condições físicas das folhas e pela estrutura do cultivo.  O albedo do solo sem vegetação é dependente do tipo de solo (incluindo cor e textura), do conteúdo de umidade, da rugosidade (presença de cavidades que podem atuar com intensidade na absorção da radiação incidente) e outros fatores.  O solo seco pode apresentar uma variação de albedo entre 8 % e 40 % e o solo úmido, entre 4 % e 20 %. Esta diminuição com a umidade pode ser explicada devido ao fato de que o albedo da água é significantemente menor do que o albedo do solo seco. Além disso, o albedo de solos secos é, aproximadamente 1,8 mais alto do que o de solos úmidos e diminui mais drasticamente quando o conteúdo de umidade aumenta de 1 a 15 ou 20 %. 37  A variação diária do albedo é afetada pela rugosidade da superfície, ângulo de elevação solar, razão entre radiação difusa e global, bem como pelas mudanças espectrais da radiação incidente. Ao observar a curva diária do albedo, nota-se sua dependência do ângulo de elevação solar, sobretudo nos dias com céu claro. Algumas espécies vegetais exibem uma curva característica, a qual apresenta valor mínimo próximo ao meio-dia (ângulo de elevação solar alto) e valores maiores pela manhã e final da tarde (ângulos de elevação solar baixo). Resultados obtidos por Idso et al (1975) mostraram que para solo úmido, a variação diária do albedo exibe uma simetria em torno do meio-dia, em resposta aos efeitos do ângulo de elevação solar. Este efeito tende a se anular à medida que o solo perde umidade, voltando a apresentar a simetria quando o solo fica completamente seco. Exemplos de albedos de algumas superfícies: - neve fresca 0,80 a 0,95 - neve velha 0,42 a 0,70 - solos arenosos secos 0,25 a 0,45 - solos argilosos secos 0,20 a 0,35 - solos turfosos 0,05 a 0,15 - florestas caducas 0,15 a 0,20 - florestas coníferas 0,10 a 0,15 Figura 11. Radiação solar global e refletida num dia com céu nublado. 6 8 10 12 14 16 18 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 Radiação solar global Radiação refletida R ad ia çã o so la r g lo ba l e re fle tid a( M J/ m 2 ) Tempo (h) 500 600 700 800 900 Radiação solar global Radiação refletida R ad ia çã o so la r g lo ba l e re fle tid a (M J/ m 2 ) 40 Figura 16. Variação do albedo da superfície descoberta. 2.6.2 Balanço ou saldo de radiação de ondas longas A superfície terrestre emite radiação de ondas longas (Rol) com comprimento de onda de 4 m a 100 m. Através da Lei de Stefan-Boltzman pode-se estimar essa emissão. Rol =   Ts4 13 onde  é a emissividade da superfície;  é a constante de Stefan-Boltzman e Ts é a temperatura absoluta da superfície (K). Todos os objetos com temperaturas superiores a zero absoluto emitem radiações proporcionais à quarta potência da temperatura absoluta. Cerca de 90 % da radiação infravermelho emitida pela superfície terrestre ao espaço é absorvida pela atmosfera, particularmente pelo vapor d’água, pelo gás carbônico e pelas nuvens. Grande parte dela volta à superfície terrestre. Todas as camadas da atmosfera participam da absorção e emissão de radiação, porém os processos são quantitativamente mais importantes nas camadas mais baixas onde os absorvedores da radiação de ondas longas estão mais concentrados. O balanço ou saldo de radiação de ondas longas (SRol) é a contabilização entre a radiação que é emitida pela Terra e a que volta da atmosfera. Esta radiação retornada varia com a temperatura do ar, teor de vapor d’água e cobertura por nuvens. Desse modo: 41 SRol = Rol - Rol 14 A diferença entre a radiação infravermelho ascendente da superfície da Terra e a radiação descendente ou contraradiação da atmosfera é chamada de radiação terrestre efetiva (Ret). A equação de Brunt (1934) para essa radiação é:          N neTRSR etol 9,01,009,056,0 4 15 onde e é a tensão de vapor d’água do ar; n/N, razão de insolação; T, temperatura do ar próximo ao solo (K) e , constante de Stefan-Boltzman. A equação demonstra que quanto maior o conteúdo de vapor d’água e maior a cobertura por nuvens, menor será a perda de radiação terrestre de onda longa. Sob condições de céu claro 35 a 40 % da radiação hemisférica total é de onda longa1. Na prática, o balanço ou saldo de radiação de ondas curtas (SRoc), pode ser medido pelo albedômetro, o qual possui duas cúpulas , sendo uma na parte superior (para medida da radiação incidente) e outra na parte inferior (para medida da radiação refletida) e o saldo total de radiação (SRT) pode ser medido pelo saldo-radiômetro (net radiometer). Desse modo, o saldo de ondas longas pode estimado do seguinte modo: SRT = SRoc + SRol 16 A Figura 17 mostra a curva correspondente ao saldo de radiação total. Durante o dia, em que se tem radiação de ondas curtas, a curva apresenta valores positivos, À noite, acontece o contrário, não sem tem ondas curtas, e os valores negativos representam o saldo de radiação de ondas longas. 200 300 400 500 600 700 800 900 SA LD O D E RA DI AÇ ÃO (M J/m 2 ) 42 Figura 17. Saldo de radiação total. Figura 18. Saldo de radiação total (dia com céu claro). ______________________________ 1 A radiação global e a radiação de ondas longas constituem a radiação hemisférica total -2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 03.04.96 ENERGIA = 13.39 MJ/m2 SA LD O D E R AD IA Ç Ã O EX TE RN O (W /m 2 ) TEMPO (h) 400 500 600 700 800 900 SA LD O D E RA DI AÇ ÃO (M J/m 2 ) 45 Figura 20. Variação diária dos componentes do balanço de energia. 2.8 DISTRIBUIÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR DENTRO DE UM DOSSEL VEGETATIVO A densidade de fluxo de radiação solar global diminui à medida que penetra numa comunidade vegetal , ao mesmo tempo que modifica sua composição espectral. A atenuação da radiação solar em um dossel vegetativo é modificada pela geometria da planta, assim como pela grande variedade de folhas, diferentes espécies, idades e origens de plantas. Por exemplo plantas aquáticas transmitem 4 a 8 % da luz incidente, enquanto que árvores perenes e grama transmitem de 5 a 10 %. Se todas as folhas estivessem dispostas verticalmente, poderiam, com relativa facilidade, permitir a penetração da radiação. Entretanto, as folhas apresentam muitas formas e modelos, assim como variáveis orientações e inclinações. Para conhecermos a atenuação basta fazermos medidas do fluxo em diferentes níveis dentro da cultura, o que pode ser feito através de medidas instrumentais. Um conhecimento da radiação solar dentro do dossel vegetativo, baseado na transmissibilidade, no arranjo e inclinação das folhas, densidade e altura das plantas e ângulo de inclinação dos raios solares, é necessário para uma melhor compreensão das relações entre a radiação e rendimento das culturas. A transmissibilidade se altera com a idade da planta. Na primavera e início do verão, a transmissibilidade de folhas jovens é relativamente alta. Com a 46 maturação da folha, esta decresce no verão e torna a crescer quando as folhas se tornam amarelas no outono. Quanto ao arranjo foliar, se as folhas que transmitem 10 % de radiação estivessem dispostas horizontalmente, em camadas contínuas, somente 1 % da radiação, na maioria das regiões verdes, iria penetrar na segunda camada. Nichiprovich (1968) considerou que o arranjo ideal para o uso eficiente da radiação é aquele em que 13 % das folhas mais baixas de uma planta estivessem entre 0 e 300 em relação ao plano horizontal, 37 % das folhas intermediárias entre 30 e 600 e as restantes 50 % superiores, entre 60 e 900. A penetração da radiação em dosséis vegetativo pode ser descrita ou aproximada em termos matemáticos. A primeira aproximação foi feita por Monsi-Saeki (os quais adaptaram a Lei de Beer-Bougher) que expressa a distribuição da radiação dentro de uma comunidade vegetal. KFe I I  0 21 onde, I – intensidade da radiação a uma determinada altura dentro da comunidade de plantas; I0 – intensidade da radiação na parte superior da comunidade de plantas; e - base dos logaritmos naturais; K – coeficiente de extinção pelas folhas; F - índice de área foliar do topo da cultura até a altura em questão. Para tanto eles consideraram que o dossel é um meio homogêneo e que toda a radiação incidente é absorvida pela folha. Consideraram também que o céu é isotrópico (toda a radiação é difusa) e que K é constante. O modelo está sujeito a erros pois a comunidade vegetal é de natureza heterogênea, a inclinação das folhas é variável, a radiação é refletida, dispersa e absorvida, o céu não é isotrópico e qualidade espectral da radiação muda. O coeficiente de extinção é determinado em primeiro lugar pela inclinação e arranjo das folhas e em segundo lugar pela transmissibilidade. Para uma comunidade herbária de folhas eretas, o coeficiente K  0,3 a 0,5 e de folhas horizontais o coeficiente K  0,7 a 1,0, segundo Saeki, 1960. Após a transmissão através da comunidade de plantas, a radiação solar tem sua composição espectral modificada. A percentagem da radiação incidente que penetra no dossel vegetativo muda notadamente com o ângulo do de elevação solar. 47 2.9 UTILIZAÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR PELAS CULTURAS Devido as múltiplas camadas de folhas , a eficiência na utilização do saldo de radiação pelas culturas deveria aumentar, mas isto normalmente é reduzido por duas razões: a) Porque a superfície do solo não é completamente coberta pela cultura, perdendo-se com isso grande parte da radiação; b) Porque existem deficiências variáveis de água, nutrientes minerais, doenças e temperaturas desfavoráveis. Além disso, a falta de informações sobre o material radicular (o qual pode constituir até 30% da matéria seca total em termos de colheita), também pode contribuir para a aparente baixa eficiência de utilização da radiação solar. Spoher (1956) estimou que sob condições ótimas, o milho pode converter cerca de 1,5 % da radiação solar incidente em matéria orgânica, incluindo palha, espigas, colmos e raízes, durante um período de crescimento de quatro meses. 2.10 FOTOPERIODISMO Chamamos “fotoperíodo” ao período em tempo, em que existe radiação num determinado local. Em outras palavras, fotoperíodo é a duração astronômica do dia, enquanto que as reações das plantas frente a esta duração do dia é chamada “fotoperiodismo”. O estudo do fotoperíodo é importante sob o ponto de vista fisiológico, sendo atuante em processos fotossintéticos e morfológicos em uma planta e estabelecendo diferentes atividades em insetos e aracnídeos predadores e também sob o ponto de vista físico, pois propicia a distribuição diferencial de energia para um mesmo meio, ao longo do ciclo anual. O primeiro estudo sobre fotoperíodismo foi publicado por Garner e Allard (1920), os quais através de experimentos realizados em Washington, com diferentes variedades de soja, estabeleceram que variedades podem ser de floração precoce ou tardia, de acordo com a duração do dia que requerem para florescer. As variedades que requerem dias longos para florescer são de “floração precoce” e aquelas que para florescer necessitam de dias curtos são de “floração tardia”. Quando um vegetal dispõe de condições favoráveis de temperatura, umidade, etc, para crescer, mas a duração do dia não é adequada, a planta crescerá indefinidamente, produzindo-se 50 CHIA, Liu-Sien. Albedos of natural surfaces in Barbados. Quarterly Journal Royal Meteorological Society, v.93, p.116-20, 1967. COULSON, K.L. Solar Radiation: Diffuse component. In:_Solar and Terrestrial Radiation. New York: Academic Press,1975. p.86-141. DUFFIE, J.A., BECKMAN, W.A., Available solar radiation. In:_.Solar Engineering of Thermal Process. New York: John Wiley & Sons, Inc., 1980. p.28-110. FRISINA, V. A. Otimização de um albedômetro e aplicação no balanço de radiação e energia da cultura de alface (Lactuca sativa, L) no interior de um estufa de polietileno. Botucatu, 1998. 86p. Dissertação ( Mestrado/Energia na Agricultura ) - Faculdade de Ciências Agronômicas, Universidade Estadual Paulista. GRASER, E.A., VAN BAVEL, C.H.M. The effect of soil moisture upon soil albedo. Agricultural Meteorology, v.27, p.17-26, 1982. IDSO, S.B. The dependence of bare soil albedo on soil water content. Journal of Applied Meteorology, v.14, p.109-13, 1975. KONDRATYEV, K.Ya. Radiation in the atmosphere. New York: Academic Press, 1969. 912p. KONDRATYEV, K.Ya. The shortwave albedo and the surface emissivity. Garp Study Conference on Land Surface Process in Atmospheric General Circulation Models. NASA Goddard Space Flight Center, 1982. 53p. MELO, J.M.D. Desenvolvimento de um sistema para medir simultaneamente radiações global, difusa e direta. Botucatu, 1993. 129p. Tese ( Doutorado/Energia na Agricultura ) - Faculdade de Ciências Agronômicas, Universidade Estadual Paulista. 51 Unidade 3: Temperatura do ar e plantas cultivadas 3.1 Temperatura cardeal e Lei de Van’t Hoff Temperaturas cardeais Independentemente de quão favorável possam ser as condições de radiação solar, o crescimento da planta pára quando a temperatura cai abaixo de um certo valor mínimo ou excede um certo valor máximo. Entre estes limites, existe um ótimo de temperatura no qual o crescimento se dá com maior rapidez. Estes três valores são conhecidos como temperaturas cardeais. Parker (1946) mostrou que a complexidade fisiológica da planta impede a determinação precisa das temperaturas cardeais, porque diferentes processos exigem diferentes temperaturas. Entretanto, os valores aproximados das temperaturas cardeais são conhecidas para a maioria das espécies vegetais. Com culturas típicas de estação fria, como aveia, trigo, centeio e cevada, os pontos são todos comparativamente baixos: mínimo de 0º a 5º C; ótimo 25º a 31º C e máximo 31º a 37º C. Para plantas de verão, como melão e sorgo, as temperaturas são muito maiores: mínima 15º a 18º C; ótimo 31º a 37º C e máxima 44º a 50º C. As temperaturas cardeais também variam com o estágio de desenvolvimento. Certas plantas exigem um período de baixas temperaturas durante a germinação e nos estágios iniciais de plântula, para o crescimento ótimo. Muitas plantas bianuais devem receber tratamento frio no fim do primeiro ano de crescimento para poder induzir-se a formação de gemas florais e a subsequente floração durante o segundo ano. Aparentemente, algumas substâncias destruídas por altas temperaturas se acumulam durante o período frio atrapalhando o ciclo reprodutivo. 52 Lei de Van’t Hoff Alguns investigadores acreditam que entre o mínimo e o ótimo de temperatura, a formação de matéria seca segue a lei de Van’t Hoff. Isto é, para cada 10 º C de aumento da temperatura, a razão de produção de matéria seca dobra, aproximadamente. 3.2 Temperatura do ar requerida durante o período vegetativo-reprodutivo Como o desenvolvimento da cultura é muito afetado pela temperatura, a tabela abaixo mostra algumas informações relacionadas com valores de temperatura. Espécie vegetal Temperatura ótima Fotoperiodismo TM Tm algodão entre 18 e 30º C sensível (adaptada a dias curtos) 40º C 14º C amendoim entre 22 e28º C Não sensível 33º C 18º C arroz Entre 22 e 30º C sensível 30º C 12º C batata Entre 18 e 22º C Não sensível 30º C 15º C cana de açúcar Entre 22 e 30º C sensível 30º C 20º C Continuação..... ...... ...... .... .... feijão Entre 15 e 20º C -- 27º C 10º C milho Entre 15 e 20º C -- 25º C 14º C soja Entre 18 e 35º C sensível 35º C 10º C Fonte: Klaus Reichardt – A água em sistemas agrícolas (1987) 3.3 Fotossíntese em relação à temperatura As plantas são seres autótrofos. Graças à presença de clorofila em suas folhas, elas são capazes de captar energia luminosa do sol e utilizá-la na síntese de moléculas orgânicas, que lhes servirão de alimento. Esse processo é chamado de fotossíntese. Considerada a fonte primária de energia, a fotossíntese é o processo pelo qual as plantas sintetizam, na presença de luz, compostos orgânicos a partir de matéria inorgânica. Essencial para a manutenção de todas as formas de vida, a 55 O menor índice fotossintético se verifica a 10º C, e a partir de 35º C as reações são paralisadas pela desnaturação das enzimas envolvidas. A partir do ponto de saturação luminosa, a intensidade de luz passa a limitar o processo (Figura 3A); na Figura 3B, tem-se a influência da temperatura sobre a taxa de fotossíntese de uma planta exposta a alta intensidade e a baixa intensidade luminosa. Figura 3. Influência da intensidade luminosa e da temperatura na taxa fotossintética. 3.4 Estômatos 56 Os estômatos atuam como válvula regulando a principal passagem de água e CO2 entre a planta e a atmosfera. Em algumas plantas eles ocorrem nas superfícies superior e inferior das folhas, em outras, somente na inferior; encontram-se também nas partes não espessadas do caule, parte das flores e muitos frutos (banana, abacate, etc). Sua densidade varia de 50 a 500 por mm2 , atingindo, às vezes, até 1 300 por mm2 . A Figura 4 mostra o movimento dos estômatos. A parte das duas células-guardas voltada ao orifício, chamado ostíolo, tem as paredes mais grossas, portanto, menos elásticas que as da parte restante. Quando as células estão túrgidas, a diferente elasticidade das paredes produz deformações diferentes, abrindo o ostíolo. Quando as células perdem água, tornam-se flácidas e o ostíolo se fecha. Através dos estômatos passam gás carbônico, oxigênio, vapor d’água e, às vezes, gases poluentes existentes no ar. Figura 4. Estrutura da estômato. As plantas que vivem em ambiente seco e sob condições de alta intensidade de luz, tendem a ter estômatos menores e em maior quantidade do que aquelas que vivem em ambientes de sombra e úmidos. Alguns fatores afetam a abertura dos estômatos, tais como a intensidade luminosa, potencial de água na planta, concentração de CO2, idade da folha, doenças, etc. A concentração de gás carbônico no ar é um fator importante a afetar a abertura estomatal. As plantas expostas ao ar, livre de CO2, abrem os estômatos mesmo no escuro. Por outro lado, o aumento do gás carbônico, além do teor normal existente no ar atmosférico, produz o fechamento dos estômatos, mesmo na presença da luz. 57 A abertura dos estômatos aumenta gradualmente com a temperatura até um ponto determinado (32 a 38º C). O efeito indireto da temperatura interferindo na concentração de vapor d’água pode afetar substancialmente a transpiração, ocasionando inclusive o fechamento dos estômatos por déficit hídrico. Schulze et al (1972) mostraram que baixos teores de umidade do ar podem causar fechamento dos estômatos independentemente do teor de água das folhas. O efeito da temperatura na abertura dos estômatos também é balanceado pela concentração de gás carbônico. Altas temperaturas aumentam as taxas de respiração, levando a um aumento da concentração interna de CO2 e, talvez, esta seja a causa do fechamento dos estômatos em torno do meio dia. Quando as plantas entram em desequilíbrio hídrico, isto é, perdem mais água do que absorvem (Figura 5), as células-guardas tornam-se menos túrgidas e a abertura estomática decresce até fechar-se completamente. Além disso, a umidade relativa do ar decresce em torno do meio-dia, podendo afetar significativamente o movimento dos estômatos, fechando-os. 3.5 Constante térmica O conceito da relação entre temperatura e a taxa de desenvolvimento de uma planta é bem conhecido, pois certas fases de desenvolvimento são antecipadas com aumentos progressivos de temperatura, dentro de certos limites. Este fato originou a criação de métodos de cálculos de Unidades Térmicas de Desenvolvimento (UTD), baseados no somatório de temperatura acumulada 60 Durante o aquecimento de primavera, a temperatura do solo atrasa-se apreciavelmente em relação à temperatura do ar. Portanto, unidades de calor acumuladas baseadas na temperatura do ar podem ser altas demais. A temperatura do solo pode ser usada até a emergência. e) umidade Solos pobremente drenados são frios e também causam maior número de problemas de nutrição. Seca durante o último período de vida da planta normalmente acelera a maturação. A maturação será retardada se a umidade é escassa na época de semeadura ou durante o período inicial de crescimento, embora as unidades de calor sejam acumuladas. 3.7 Termoperiodismo A variação anual, diária e aperiódica da temperatura do ar tem um claro efeito no desenvolvimento dos vegetais superiores. Esta variação, num ciclo completo de um ano, um dia ou vários dias constitui um termoperíodo anual, diário ou aperiódico, respectivamente e se caracteriza por apresentar dois setores bem definidos: a termofase positiva e a termofase negativa. A primeira termofase corresponde ao lapso mais quente e a segunda ao lapso mais frio do termoperíodo. A reação das plantas ao termoperíodo denomina-se termoperiodismo. Distinguem-se três tipos de termoperiodismo: o anual, o diário e o aperiódico, segunde se trate da resposta do vegetal à termoperiodicidade anual, diária ou aperiódica. A importância da periodicidade anual da temperatura se manifesta na distribuição geográfica das culturas. O êxito ou fracasso das introduções de espécies exóticas depende, em grande parte, da semelhança ou não entre as condições termoperiódicas anuais das regiões de origem e das regiões onde se pretenderá cultivá-las. Burgos (1952) estabeleceu uma classificação das plantas, segundo a qual seu ciclo vital coincide ou não com a variação anual da temperatura.  Termocíclicas 61 Aquelas espécies que apresentam tecidos ativos à temperatura durante um ou mais períodos anuais de variação da temperatura. Exemplos: plantas perenes (ameixeiras) e plantas bianuais.  Paratermocíclicas As espécies anuais com tecidos ativos à temperatura em uma parte das termofases positiva e negativa. Exemplo: cereais de inverno (trigo, cevada, etc).  Atermocíclicas As espécies anuais com tecidos ativos à temperatura somente na termofase positiva do termoperiodismo anual. Exemplo: tomate, sorgo, milho, etc. 3.7.1 Termoperiodismo diário Nas espécies termocíclicas a ação do termoperíodo diário deve considerar-se como de interferência com o termoperíodo anual. Não acontece o mesmo nas espécies paratermocíclicas e atermocíclicas, nas quais a termoperiodicidade diária tem uma ação importante na expressão do desenvolvimento. Em espécies paratermocíclicas como cereais de inverno, interessa destacar a ação favorável da termofase negativa do termoperíodo diário, durante o estado juvenil para um normal espigamento. 3.7.2 Termoperíodo aperiódico A advecção irregular de massas de ar quente ou frio determina uma variação aperiódica da temperatura do ar de notáveis conseqüências bioclimáticas. Essa termoperiodicidade pode atuar por si só ou como sucede geralmente, interferindo no termoperíodo anual e diário. A influência do termoperíodo aperiódico se encontra exemplificada na adaptação deficiente às condições climáticas de Buenos Aires da amendoeira e aveleira. Estas espécies exigem 62 uma termofase anual negativa de pouca intensidade e duração, e apresentam além disso um baixo nível térmico de brotação. Em conseqüência, essas espécies de fruteiras raramente frutificam e se o fazem são de baixa produtividade. A ocorrência de um certo número de dias com temperaturas anormalmente elevadas traz em consequência que o pessegueiro floresça prematuramente em plena época hibernal. Esta floração é seguramente prejudicada pelas baixas temperaturas dos dias subsequentes. 3.8 Perfil da temperatura do ar acima do dossel Durante a noite, a temperatura do solo e das superfícies vegetadas cai rapidamente por causa do resfriamento radiativo, de modo que a superfície fica mais fria do que em outro local acima da vegetação e do solo. Por conseguinte, desenvolve-se um inversão de temperatura, mostrando que a camada mais baixa da atmosfera é estável. Perfil da temperatura medido dentro do dossel vegetativo é diferente daquele medido acima. Freqüentemente, durante o dia há uma temperatura máxima entre a metade e a porção superior do dossel. Essa temperatura máxima ocorre próximo do nível de área foliar máxima e é decorrente da radiação solar absorvida. Acima deste nível o perfil tem apresentação normal, temperatura diminuindo com a altura. Abaixo deste nível, há uma inversão de temperatura porque o dossel está mais quente do que o solo abaixo. À noite, o perfil de temperatura no nível mais baixo do dossel está próximo de um isotermia, uma vez que o topo do dossel aprisiona a radiação de onda longa emitida pelo solo. O perfil de temperatura é invertido na parte superior porque a radiação de onda longa é transmitida para o espaço. Naturalmente que alguns perfis podem ser diferentes devido a vários fatores, como por exemplo a resistência estomatal que varia, fontes e sumidouros de calor sensível e calor latente que sofre mudanças consideráveis. Um exemplo de perfil de temperatura é apresentado a seguir, medido numa cultivo de cacau. Quanto ao padrão médio da temperatura das folhas que compõem o terço médio superior e inferior da copa do cacaueiro este é apresentada na Figura (6), para dois dias com padrões diferenciados de nebulosidade. Através dela, se observa que, independentemente da nebulosidade, a temperatura do estrato superior foi superior a do estrato inferior do dossel onde os padrões horários de variação são menos acentuados. No entanto ao se examinar a 65 durante a sua fase inicial pode ser fornecido à semente, antes da semeadura. Para tal preconiza o seguinte método de trabalho: 1. Umedecer a semente com quantidade estritamente necessária de água (uns 55 litros para cada 100 kg de sementes) para dar início à germinação. Como costuma apresentar certos inconvenientes ao utilizar uma quantidade média de água, Mckinney e Sando (1933) sugerem empapar as sementes com excesso de água dentro de um recipiente, durante aproximadamente 18 horas. Transcorrido este período extrai-se todo o excesso de água. 2. Deixam-se as sementes umedecidas em um ambiente relativamente morno (10º a 15º C) até que se observa que os embriões estão saindo das sementes. 3. Chegado este momento, as sementes devem ser mantidas em um ambiente escuro e frio (4º a 5º C) durante um certo número de dias que depende, principalmente, da variedade, porém, em geral oscila entre 20 e 25 dias para os trigos hibernais típicos. Desde que, por meio deste tratamento, os trigos hibernais podem ser semeados se dificuldade na época que corresponde aos trigos primaveris, Lysenko deu o nome russo de “IAROVIZAÇÃO”, que traduzido corresponde à vernalização, palavra derivada de vernal que significa pertencente à primavera. O tratamento sugerido por Lysenko para o trigo pode ser aplicado, com certas variantes, a outros cereais hibernais, tais como a aveia, centeio, etc. A vernalização constitui definitivamente um processo de acumulação de baixas temperaturas por parte da planta, desde o estágio de semente germinada até o momento da formação do talo. Foi demonstrado que o efeito da vernalização pode ser destruído pela ação de altas temperaturas (20º C ou mais) durante vários dias posteriormente ao tratamento. Isto significa que o processo é reversível. Com efeito, em plantas de aveia, demonstrou-se que temperatura de 20 a 25º C inibem parcialmente, a ação das baixas temperaturas de vernalização do dia anterior e que este efeito aumenta com a duração do período submetido a temperaturas elevadas. 66 Outra vantagem agronômica que se consegue, realizando a vernalização, é a utilização de áreas geográficas inadequadas para uma cultura por falta total ou parcial de frio hibernal. 67 Unidade 4: Temperatura do solo 4.1 Importância da temperatura do solo para as culturas Ao estudar alguns fenômenos que ocorrem no solo e que estão ligados a sua fertilidade, tais como composição, atividade da flora microbiana, atividade de íons que tomam parte numa reação de troca, energia livre de água no solo, decomposição da matéria orgânica, germinação de sementes, e outros, verificou-se que eles dependem muito da temperatura. Como exemplo, podemos citar que baixas temperaturas do solo fazem com que a viscosidade da água diminua, diminuindo a velocidade de absorção pelas raízes; por outro lado, altas temperaturas condicionam uma maior perda de água dos poros do solo. Temperaturas do solo extremamente elevadas tem efeito prejudicial sobre as raízes e podem causar lesões destrutivas nos caules. Por outro lado, as temperaturas baixas impedem a absorção de nutrientes minerais. Devido a estes fatos, o conhecimento do comportamento da temperatura no perfil do solo é um aspecto importante em uma agricultura bem orientada e artifícios como irrigação e coberturas mortas tem sido utilizados para seu melhor controle. Sabemos que ao atingir a superfície da Terra, parte da radiação solar é refletida e parte interage com a superfície do solo, transformando-se em energia térmica. A quantidade de energia absorvida pelo solo depende da duração da radiação solar, da inclinação da superfície receptora e das características físicas do solo, tais como: difusividade, condutividade térmica e capacidade térmica. A temperatura do solo responde mais aos efeitos locais, à radiação solar, à topografia e outros efeitos semelhantes, podendo diferir muito da temperatura do ar. Muitas localidades nas áreas polares e em algumas montanhas ficariam certamente sem vegetação se não fosse o fato da temperatura do solo ser muito mais alta do que a do ar, especialmente durante o período de sol. A temperatura do solo é mais responsável do que a do ar, pelo contraste entre as diferentes encostas e exposições que ocorrem nas montanhas. O significado ecológico da temperatura do solo é obviamente importante para aqueles que trabalham na agricultura. Temperatura do solo desfavorável durante a estação de crescimento pode retardar as colheitas. Os horticultores valorizam muito um solo que se 70 dia o fluxo de energia tem sentido descendente, caminhando da superfície em direção às maiores profundidades, pois a superfície está recebendo energia desde o nascer até o pôr do sol, se aquecendo e cedendo calor para as camadas inferiores. Durante a noite este sentido se inverte, uma vez que a superfície em contato com o ar atmosférico é resfriada rapidamente e as camadas inferiores começam a ceder calor para a superfície. Convencionalmente, a energia que vai em direção à superfície é positiva e a que deixa a superfície é negativa. 4.4 Fluxo de calor no solo Uma certa quantidade de calor no solo é requerida por todas as plantas, por exemplo, para haver germinação de sementes de trigo e cevada, a temperatura mínima varia de 0 a 5º C e a máxima de 31 a 37º C, e de melão de 15 a 18 e 44 a 50º C, respectivamente. As temperaturas do solo ótimas para germinação do trigo variam de 25 a 31º C e para o melão de 31 a 37º C. O desenvolvimento radicular sofre considerável influência da temperatura do solo; para culturas de inverno, um bom desenvolvimento ocorre de 6 a 10º C. Decréscimos graduais na temperatura do ar e do solo facilitam a sintetização do açúcar e o desenvolvimento de resistência ao frio e até a seca. Decréscimos repentinos a menos de 0º C baixam as resistências. A condução de calor se processa sempre no sentido contrário ao do gradiente de temperatura e é proporcional ao valor desse gradiente. Considerando-se um volume de controle de um meio homogêneo, limitado por arestas infinitesimais x, y, z orientadas segundo as direções dos eixos cartesianos. Se todo o meio está sendo aquecido uniformemente na sua face superior, então, a temperatura, a uma determinada profundidade, é a mesma em qualquer ponto. Logo, as componentes horizontais do gradiente de temperatura é nula, 0     j y Ti x T  1 Assim, o transporte de calor (Q) se efetua de cima para baixo e depende apenas da componente vertical do gradiente de temperatura, logo, k dz dTk z T     2 71 Como o fluxo vertical (Fz) de calor é proporcional ao gradiente vertical de temperatura e ocorre no sentido inverso, tem-se, em módulo: yx dz dTk dt dQF zz       3 onde kz (cal.cm-2.s-1.K-1) é a constante de proporcionalidade, chamada de coeficiente de difusão de calor ou condutividade calorífica do meio em questão. A Figura 1 mostra a interferência da temperatura do solo sobre a fotossíntese líquida e sobre a transpiração. Nota-se a sensibilidade da cultura do milho a temperaturas baixas próximas a 0º C. O crescimento das plantas, a fotossíntese, a absorção de água, o metabolismo das raízes, o suprimento de O2, a nutrição mineral e a morfologia das raízes são variáveis afetadas pela temperatura do solo (Nielsen & Hunfries, 1966) Figura 1. Efeito de temperatura do solo sobre a fotossíntese líquida e transpiração de uma cultura de milho (Anderson & Macnaughton, 1973) 72 A temperatura do solo é continuamente alterada e os principais fatores atuantes estão relacionados ao ciclo de radiação, que produz flutuações diárias significativas nos primeiros 30 cm abaixo da superfície do solo nú; sob irrigação, a temperatura do solo aumenta mais rapidamente em solos de textura grosseira que nos de textura fina (Fig. 2), decrescendo a curva de evaporação proporcionalmente com o acréscimo da temperatura no solo; logo, quantidades significativas de energia são convertidas em calor latente de vaporização (Klar, 1974). Figura 2. Variação diária da temperatura de dois tipos de solo, com e sem irrigação numa cultura de cebola, em condições de campo (Klar, 1974). 4.5 Inclinação e exposição de encostas A exposição de uma encosta é de pequena importância nas baixas latitudes, mas é importante fora dos trópicos. Nas médias e altas latitudes, no Hemisfério Sul, as encostas norte recebem mais raios solares por unidade de área do que as que ficam expostas para o sul. Para avaliar os raios solares pelas encostas devemos primeiramente separar a radiação direta e a radiação difusa. Raios solares diretos são função da exposição e da inclinação e a radiação difusa, sendo essencialmente uniforme em todos os azimutes, é dependente apenas da inclinação. Uma encosta com 100 de inclinação, exposta ao sul recebe igualmente tanta radiação difusa como uma encosta com 100 de inclinação, exposta ao norte. Quanto maior a proporção da radiação difusa em relação à radiação total, menor é a diferença de energia pelas várias exposições de uma encosta. Em um dia totalmente nublado, quando não há radiação solar direta, o efeito da exposição é minimizado. 75 A cobertura morta do solo passou a ser utilizada em grande escala com o surgimento dos filmes plásticos, devido ao seu baixo custo, praticamente de aplicação e sobretudo pelas evidentes vantagens que trazem aos cultivos. Esta técnica é hoje consagrada em quase todos os países, na maior parte dos cultivos, nas mais sofisticadas lavouras e nas terras dos mais modestos agricultores. A cobertura morta de solo com filmes plásticos tem significantes vantagens sobre os métodos comuns. As principais influências são:  Umidade do solo;  Temperatura do terreno;  Estrutura do solo;  Fertilidade da terra;  Ervas daninhas;  Proteção dos frutos;  Época de colheita;  Produção dos cultivos;  Qualidade dos frutos. 4.7 Temperatura do solo e as diferentes fases do ciclo vegetativo das culturas 4.7.1 Germinação e emergência Algumas espécies germinam assim que as condições externas como temperatura, umidade, concentração de oxigênio sejam favoráveis. Temperaturas frias entre 00 C e 100 C, durante algumas semanas ou meses tem também efeito na quebra de dormência (macieira, pereira, pessegueiro). Sachs determinou três pontos principais de atividade vital, que são:  Uma temperatura mínima abaixo da qual não há atividade;  Uma temperatura ótima onde ocorre o máximo de atividade;  Uma temperatura máxima acima da qual a atividade pode ser nula. Embora, em geral, os processos metabólicos dupliquem sua velocidade com o aumento de 100 C de temperatura, o desenvolvimento expresso como germinação ou 76 elongação da haste mostra freqüentemente, dentro de certos limites, uma resposta linear entre a temperatura mínima e ótima. Uma unidade de calor (S) expressa em graus dias é suposta ser uma constante para um estágio particular do desenvolvimento e pode ser calculada multiplicando-se a temperatura ambiental (T) menos a temperatura mínima (Tmín), em graus centígrados, pelo período de emergência (t), em dias. Assim, S = (T – Tmín) . t 4 A relação entre T e o valor recíproco de t daria uma relação linear, na qual valores desconhecidos de S e Tmín podem ser calculados de acordo com a seguinte expressão: T = ( S / T ) + Tmín 5 Estes dois métodos de cálculo podem dar uma unidade de calor diferente quando a temperatura média diária é menor do que a Tmín. A unidade de calor para a germinação depende muito da profundidade na qual se mede a temperatura do solo, que varia amplamente na camada de 10 cm de profundidade do solo. Nessa camada, a variação do conteúdo de umidade é grande devido a evaporação e a precipitação, mas as medidas da umidade do solo, nessa profundidade, são extremamente difíceis. Desde que a germinação depende também amplamente das condições disponíveis de umidade que cercam a semente, isto poderia influir na unidade de calor sob condições de excesso de umidade (ocorrendo falta de oxigênio) ou condições secas (falta de umidade). 4.7.2 Fases vegetativa e reprodutiva Após a germinação, a temperatura do solo pode ainda influir no desenvolvimento do índice de área foliar das plantas. Gradualmente, a temperatura do ar e outros fatores climáticos, como radiação solar, por exemplo, tornam-se de maior importância para a fase vegetativa e reprodutiva. 77 Para temperaturas quase ótimas a absorção de água aumenta na ordem de 10 % para cada grau de aumento de temperatura do solo. Por outro lado, a condução de água nos vaso do xilema e nas folhas aumenta somente da ordem de 1 % para cada grau de incremento da temperatura do solo. Este último aumento pode ser atribuído principalmente à mudança da viscosidade. A faixa acima da qual ocorrem temperaturas do solo quase ótimas, depende da espécie, por exemplo: baixa para a alface (40 C – 100 C); moderada para tomate (100 C – 160 C) e elevada para o pepino (150 C – 190 C). O cálculo da unidade de calor, entretanto, depende muito da profundidade do solo em que foi feita a medida e as condições de umidade do solo. 80 2) Estrutura do solo A estrutura do solo refere-se ao arranjo das partículas e à adesão de partículas menores na formação de maiores denominadas de agregados. Na proximidade da superfície, a estrutura do solo é afetada pelo preparo do solo e, nos horizontes mais profundos, ela é típica para cada solo. Solo sem estrutura é massivo, pesado para ser trabalhado, com problemas de penetração de água e de raízes. A estrutura do solo, ao contrário da textura, pode ser modificada. Ela pode ser mantida ou mesmo melhorada com práticas agrícolas adequadas, tais como a rotação de culturas, cultivo apropriado e incorporação de matéria orgânica (adubo verde ou esterco). Ciclos de secamento e de molhamento melhoram a estrutura do solo. A umidade do solo no momento de seu preparo (aração e gradagem) é importante, pois solos preparados quando muito úmidos ou muito secos, perdem a estrutura. O solo ocorre em camadas distintas. Um horizonte é qualquer camada que pode ser distinguida visual ou texturalmente das camadas vizinhas acima e abaixo. Um perfil é um conjunto de horizontes expostos normalmente para exame na parede vertical de uma trincheira. O solo do topo é a zona de primeira importância para o horticultor, pois é nele que as sementes são lançadas, as plantas transplantadas e as culturas estabelecidas . Depois do estabelecimento, as raízes exploram também o subsolo que tende a ser menos rico em nutrientes, mas, pelo menos, tão importante quanto o solo do topo pelo fornecimento de água. Abaixo do subsolo, está a camada de rocha. A espessura dos diferentes horizontes varia enormemente dentro e entre as diferentes séries de solo. A propriedade da fase sólida do solo em formar unidades estruturais complexas a partir de unidades menores chama-se “capacidade de agregação do solo”. A estrutura começa a se formar através da fragmentação das rochas. A estrutura dos solos pode agrupar-se em três tipos principais: grãos simples (partículas completamente desunidas umas das outras), maciça (as partículas são unidas entre si, formando grandes blocos), são comuns aos subsolos pesados encontrados em regiões úmidas e a água se move muito lentamente, agregados (é um tipo intermediário entre os dois anteriores) dentro dos blocos, as partículas são unidas de forma mais ou menos estável entre si. 81 Solos argilosos ou de textura fina possuem teores elevados de argila coloidal, sendo plásticos e coesos quando úmidos, tornando-se duros, com formação de torrões, quando secos. Os solos arenosos são friáveis, desagregáveis, de boa drenagem, aeração adequada e aração fácil, porém tem baixas capacidades de retenção e condução de água e nutrientes. A compactação do solo está diretamente ligada à estrutura. Como o solo é um material poroso, por compressão, a mesma massa de material sólido pode ocupar um volume menor. Isto afeta a sua estrutura, o arranjo de poros, o volume de poros e as características de retenção de água. 3) Peso específico do solo O peso específico das partículas (ou peso específico real) do solo está em torno de 2,60 a 2,75 g.cm-3. Isto porque o quartzo, o feldspato e os silicatos coloidais compõem a maior parte dos solos minerais. Matematicamente, o peso específico real ou das partículas (r) pode ser representado por: s s r V m  (1) onde ms é o peso das partículas sólidas do solo e Vs é o volume das partículas sólidas do solo. O conhecimento do peso específico real é importante para os cálculos da velocidade de sedimentação das partículas para efeito de determinação da densidade das suspensões na análise mecânica; do teor de umidade do solo, através do método de pesagens. O peso específico total ou aparente do solo (a) é representado pela relação entre o peso das partículas sólidas (ms) e o volume total do solo seco (Vt). nesse caso, consideram-se os espaços porosos (Vp). t s ps s a V m VV m    (2) 82 Logo, quanto mais estruturado e maior o teor de matéria orgânica do solo menor será seu peso específico aparente, que varia de 0,9 a 1,8 g.cm-3. Os solos arenosos, que são menos porosos e mais pobres em matéria orgânica, são mais densos que os argilosos. O peso específico aparente é afetado pela estrutura, grau de compactação e pelas características de contração e expansão do solo que, por sua vez, são controladas pelo teor de umidade. Em agronomia, o peso específico aparente é importante, entre outros objetivos, para a determinação da quantidade de água e aplicar no solo projetos de irrigação. 4) Porosidade do solo O volume total de poros do solo (Vp) se chama de espaço poroso. O tamanho, a forma e as combinações dos poros variam consideravelmente, pois são resultados de partículas enormemente variáveis em tamanho, forma e características superficiais. O volume total (Vt) é igual ao volume de partículas (Vs) adicionado do número de vazios (Vp), logo: % Vp = 100 - % Vs (3) logo, % Vp = 100 - t r a V    1pV r a   (4) Os valores de Vp variam de 0,3 a 0,6. Solos de textura grosseira são menos porosos que os de textura fina, sendo neste, a porosidade bastante variável, devido à estruturação, contrariamente aos arenosos, que são mais estáveis, embora possuam poros individuais maiores. A profundidade do solo é negativamente correlacionada com os espaços porosos. O cultivo e as culturas afetam o espaço poroso. Quanto maior a porosidade, maior a capacidade 85 Quando o fornecimento de água é localizado, como é o caso da irrigação por sulcos, a infiltração (e redistribuição) dá-se em todas as direções, pois a água sempre procura regiões de potencial mais negativo (Figura 1). Figura 1. Irrigação por sulcos ou por gotejamento. Durante o processo de infiltração, se o solo estiver relativamente seco, existe uma diferença “visível” entre o solo molhado pela lâmina de água que avança e o solo seco. Este plano é denominado de frente de molhamento (Figura 2). Figura 2. Frente de molhamento. O processo de infiltração ocorre porque a água da chuva ou da irrigação tem potencial aproximadamente nulo e a água do solo tem potencial negativo, isto é, tanto mais negativo quanto mais seco é o solo. 86 A água é retida no solo, isto é, em seus poros, devido a fenômenos de capilaridade e adsorção. A capilaridade está ligada à afinidade entre as partículas sólidas do solo e a água, havendo a necessidade de interfaces água-ar. Estas interfaces água-ar, chamadas de meniscos, apresentam uma curvatura que é tanto maior quanto menor for o poro. A curvatura determina o estado de energia da água e, por isso, diz-se que tanto menor o poro, tanto mais retida se encontra a água. Assim, para esvaziar um poro grande precisa-se aplicar menos energia do que para esvaziar um poro pequeno. Como o solo possui uma grande variedade imensa de poros, em forma e diâmetro, quando se aplica uma dada energia ao solo (através de sucção), esvaziam-se inicialmente os poros maiores. Aumentando-se a energia aplicada, esvaziam-se cada vez poros menores. A capilaridade atua na retenção de água dos solos na faixa úmida, quando os poros se apresentam razoavelmente cheios de água. Quando um solo se seca, os poros vão se esvaziando e filmes de água recobrem as partículas sólidas. Nestas condições , o fenômeno de adsorção passa a dominar a retenção de água. A energia de retenção da água nestas condições é muito maior ainda e, por isso, grandes quantidades de energia são exigidas para se retirar esta água do solo. Muitos fatores afetam a retenção da água em um solo. O principal deles é a textura, pois ela diretamente determina a área de contato entre as partículas sólidas e a água e determina as proporções de poros de diferentes tamanhos. A textura refere-se apenas ao tamanho da partícula e, além do tamanho, também é de grande importância na retenção de água a qualidade do material, principalmente das argilas. Existem argilas que, devido às suas características cristalográficas, tem ótimas propriedades de retenção de água, como por exemplo a montmorilonita, a vermiculita e a ilita. Outras argilas como a caulinita e a gibsita, já não apresentam boas propriedades de retenção de água. A matéria orgânica também apresenta boas propriedades de retenção de água, por isso, adições repetidas de esterco ou matéria orgânica ao solo, podem aumentar suas propriedades de retenção de água. 5.3 Acumulação de sais no solo A carga salina de uma fonte de água pode ser aumentada por irrigação excessiva de culturas, com aplicações pesadas de fertilizantes rio acima, por evaporação dos reservatórios, 87 por reciclagem e re-uso de água e por poluição direta de resíduos industriais e depósitos de materiais, como cinza de combustível pulverizado, escória e resíduos de carvão. Salinidade em excesso é prejudicial para as culturas por causa da pressão osmótica na água do solo e também da toxidade dos próprios sais. Além dos íons metálicos comuns, elementos como boro, arsênico e selênio e os metais pesados podem estar presentes em concentrações tóxicas. As culturas variam em sua sensibilidade aos elementos tóxicos e os solos variam em sua habilidade de ocluir ou liberar materiais prejudiciais. A água, normalmente se move para baixo através do solo, mas sob condições de alta evaporação existe movimento lento para cima por capilaridade; a evaporação água da superfície do solo pode então concentrar solutos a tal extensão que a alta pressão osmótica resultante pode interferir na absorção de água e assim reduzir o crescimento vegetal independentemente de que quaisquer elementos particulares estejam numa concentração fitotóxica. Águas moderadamente salinas podem ser usadas para irrigação, contanto que seja aplicada em excesso, em cada irrigação, de modo que exista drenagem e lixiviação dos sais prejudiciais fora da zona das raízes. Isso não é uma prática de irrigação válida onde há água de boa qualidade e disponível. Em casas de vegetação, a concentração de cloro é mais prejudicial do que a concentração salina total e onde culturas são regularmente supridas com fertilizante dissolvido na água de irrigação, fertilizantes livres de cloro são comumente usados. O cloreto prejudica as plantas enquanto o sódio danifica a estrutura do solo, especialmente de solos com alto teor de argila, ou limosos e barro-limosos. A Tabela 2 mostra a tolerância relativa ao íon cloreto, de plantas de diferentes culturas; por proeminência entre estas estão a beterraba e outras plantas cultivadas, derivadas de espécies da costa marítima. Concentrações tão baixas quanto 3 mm/l de cloreto (105 ppm de Cl) na água de irrigação tem prejudicado citrus maduros, frutos com caroço e amêndoas. Tabela 2. Tolerância de culturas típicas a concentração de íon cloreto no solo à capacidade de campo. Concentração de Cloreto Culturas que sofrem 10 % de redução Taxa de sensibilidade 90 5.4.1 Limite inferior de água disponível (ponto de murchamento permanente) As forças que retém a água no solo aumentam coma diminuição de umidade (Figura 4). Assim, existe uma sucção total a que a água não mais passará do solo para as raízes; então, a perda por evaporação excede a entrada, e as folhas murcham. Para muitos solos isto acontece em aproximadamente 15 bars e a umidade dos solos a 15 bars tem sido comumente referida como “o ponto de murchamento permanente” (ou “percentagem”). O conceito é aberto à discussão, porque ele sugere que todas as espécies se comportem similarmente em diferentes solos. Uma das espécies que mostra murchamento a diferentes sucções em dois solos é o girassol, uma planta freqüentemente usada para a determinação biológica do ponto de murchamento permanente. Método do girassol para determinar o ponto de murcha permanente. Girassol é crescida numa amostra de solo de aproximadamente 200 ml, contida numa lata que não deixa vazar água. Quando se percebe que as raízes preencheram completamente a amostra inteira, a superfície do solo é selada com uma capa impermeável ou com cera, e a água não é mais aplicada. A planta é examinada diariamente e, quando se viu que o seu primeiro par de folhas verdadeiro murchou, a cultura é colocada numa atmosfera saturada (uma redoma contendo um recipiente com água). Se as folhas não retomam à turgidez, o solo assume o ponto de murchamento permanente e sua umidade é determinada gravimetricamente. Para determinar o ponto de murcha no laboratório, uma amostra de solo é trazida ao equilíbrio de umidade à 15 bars no aparelho de membrana de pressão e sua umidade determinada gravimetricamente. É, portanto, melhor se referir ao limite inferior de água disponível como a umidade a 15 bars, omitindo-se referência ao comportamento da planta. Entretanto, a determinação física da umidade de equilíbrio de um solo, à pressão de 15 bars, requer aparelhos muito mais complicados do que o teste biológico. Resultados do teste biológico são aceitáveis, contanto que sejam claramente definidos como a condição de umidade a que uma planta específica, normalmente girassol, murchou e não recobrou a turgidez, mesmo quando suas folhas foram colocadas numa atmosfera saturada. 91 Figura 4. Curva característica de perda de água, para um solo barro-arenoso e um solo argiloso; metade da água no barro-arenoso é retida a uma sucção matricial abaixo de 2 bars, mas, no argiloso, metade da água é retida acima de 4 bars ( hachuriado – água retida a alta sucção; pontuado – água retida à baixa sucção). 5.4.2 Limite superior de água disponível (capacidade de campo) O solo saturado se encontra em um estado instável; a água é puxada para baixo pela gravidade aumentada pela sucção exercida pelas zonas não saturadas inferiores. A ação da gravidade é constante, mas a ação das zonas não saturadas depende de sua condição de umidade; quanto mais secas elas são, mais fina é a camada de água ao redor de cada partícula de solo e, consequentemente, maior a tensão superficial ou sucção. A ação de uma zona não saturada depende também de sua profundidade vertical abaixo, porque existe uma coluna contínua de água ligando as partículas de solo e isso origina uma pressão hidrostática negativa 92 simples ou sucção. Quando essa coluna termina em um lençol freático onde existe água livre, de potencial máximo ou sucção mínima, essa limitação de seu comprimento limita obviamente a sucção total sobre o solo saturado acima; assim a sucção, a que um solo saturado drenado livremente é sujeito, depende de muitos fatores. Não é certamente a mesma para todos os solos e todas as condições. O efeito desta sucção é drenar água para fora da zona saturada e substituí-la com ar vindo da atmosfera. A taxa de drenagem depende da condutividade do solo a qual depende da umidade; quanto mais baixa a umidade, mais fina a camada de água ao redor de cada partícula do solo e mais altas as forças que lá a retém e lhe impedem o movimento. Se o lençol freático está a dois metro, a sucção máxima possível é 0,2 bar. Em solos com água disponível especialmente livre, a sucção correspondente à capacidade de campo é não mais que 0,1 bar. A determinação gravimétrica da umidade do solo é feita em amostras retiradas, quando o solo parece, por observação, estar à capacidade de campo, por exemplo no início da primavera no Reino Unido. Em outras estações, uma armação de madeira de aproximadamente 1 metro quadrado e 0,1 metro de altura é colocada sobre o solo e cheia com água, a qual é permitida percolar no solo. Uma cobertura impermeável evita a evaporação e depois de 48 horas ou mais, quando a drenagem é considerada estar a uma taxa baixa, amostras de solo são retiradas para determinação gravimétrica de sua umidade. A capacidade de campo pode também ser medida no laboratório. As amostras são trazidas ao equilíbrio de umidade a 0,1 bar sobre a mesa de tensão ou mesa de areia (Figura 5) ou a 0,33 bar, usando-se o aparelho de membrana de pressão, qualquer que seja considerada como equivalente à capacidade de campo para o solo particular. A umidade de equilíbrio é então determinada gravimetricamente. 95 água no solo. Em decorrência disso, aparece o peso dos corpos, que é uma força igual a mg, sendo g a aceleração da gravidade. A energia potencial gravitacional é medida pela força necessária para mover um corpo contra este campo de força gravitacional e é o produto da força pela distância a que o corpo se moveu (na direção das linhas de força do campo). Se uma pedra de massa m é elevada de uma altura z1 para uma altura maior z2, é preciso ser feito trabalho. Este trabalho é mg (z2 - z1) e é energia adquirida pela pedra na nova posição z2. A pedra, ao voltar de z2 para z1 , libera esta energia mg (z2 – z1). A energia potencial gravitacional na posição z1 é mgz1 e na posição z2 é mgz2. A energia gravitacional pode ser tanto positiva como negativa. Esta fato decorre da escolha da superfície do solo como referência, o que é completamente arbitrário. Se escolhêssemos como referência o topo do morro, todos os valores seriam negativos e se escolhêssemos o fundo do poço, todos os valores seriam positivos. Considerando a água no solo, o campo gravitacional de forças pode ainda afetar o estado de energia da água através de uma pressão. Assim, por exemplo, a água em um ponto a 2 metros de profundidade em uma piscina, está submetida a uma pressão hidrostática de uma coluna de água de 2 metros de altura. Esta pressão é, na verdade, uma energia por volume, que é adicional à energia gravitacional. Para definir o estado de energia da água dentro do solo, é necessário considerar vários campos de força, não só o gravitacional. Trata-se de campos de força que são responsáveis pelos fenômenos de tensão superficial, capilaridade, adsorção, etc. Estes fenômenos são o resultado da interação entre as partículas sólidas do solo, organizadas em dada estrutura (também chamadas de matriz do solo) e a água. Como é difícil separar todos estes fenômenos para fazer uma análise detalhada, eles todos são considerados em conjunto e de sua atuação resulta a energia potencial, designada matricial. Além dos fenômenos matriciais, a presença de solutos na água do solo também afeta seu estado de energia. Como Os solutos se movem junto com a água, esta energia potencial chamada de osmótica, geralmente não é importante. Ela é importante na presença de membranas semipermeáveis, que permitem a passagem da água e não dos solutos. A energia potencial total da água é a soma de todas as energias acima discutidas. Por simplicidade, ela é chamada de potencial total e o símbolo mais freqüente é . 96 5.5.1 Diferença de potencial Se o potencial da água em dado ponto A no solo é (A) e em outro ponto b é (B), logicamente a diferença de potencial entre A e B é:  = A - B (8) Se A é maior que B,  é positivo, o que significa que a água ao passar de A para B o faz espontaneamente, liberando a energia . Ela procura espontaneamente o estado B, mais estável, de menor energia. Se A é menor que B,  é negativo, o que significa que precisamos dar energia  para a água, para que ela passe de A para B. Por exemplo, em uma cultura agrícola, em pleno desenvolvimento, se o potencial de água no solo é da ordem de –1 atm, na planta da ordem de - 5 atm e na atmosfera da ordem de –100 atm, a tendência natural da água é passar do solo para a planta e da planta para a atmosfera. Desse movimento resulta o fluxo de evapotranspiração. 5.5.2 Gradiente de potencial O gradiente é uma grandeza física que mede o sentido no qual um campo potencial apresenta maior crescimento. Assim, se a diferença de potencial  = A - B (onde A é maior que B) for dividida pela distância x entre os pontos A e B, entre os quais  foi medido, obtemos o gradiente de potencial na direção A e B, ou grad : x grad    (9) As unidades de gradiente potencial podem ser as mais variadas possíveis, dependendo das unidades de  e de x. Assim, podemos Ter atm/cm; cm H2O/cm, e se  for medido em pascal e a distância em m, o resultado será o Newton. Lembrando ainda que  é medido em energia por volume, o gradiente de  sempre será força por unidade de volume de água. O gradiente potencial é, então, igual à força responsável pelo movimento da água, porém, de sentido contrário. 5.5.3 Componentes do potencial da água 97 a) Componente gravitacional (g) Considerando apenas o campo gravitacional, a água tem uma energia potencial gravitacional, que depende da posição na qual ela se encontra, em relação a um dado plano referencial. Esta é a componente gravitacional, que tem valor zero no plano de referência, positiva acima dele e negativa abaixo dele. O plano de referência é o estado padrão para a gravidade e o plano mais comumente escolhido é a superfície do solo. Desse modo, dgz V mgz g  (10) onde d – densidade da água (massa por unidade de volume) igual a 1 g.cm-3 b) Componente de pressão (p) A pressão a qual a água pode estar submetida é, na verdade, energia por volume. Daí, quanto maior a pressão, maior o estado de energia da água, e esta energia referente à pressão é denominada de componente de pressão p. A componente de pressão é medida em relação a uma condição padrão, tomada como sendo a da água submetida à pressão atmosférica local e, nestas condições, assume-se p = 0. Imagine um solo inundado, com uma lâmina de 20 cm de água sobre sua superfície. No ponto A, teremos a pressão atmosférica local e, portanto, p = 0. No ponto B, além da pressão atmosférica, atua carga hidráulica de 20 cm, que é uma pressão positiva, acima da atmosférica, que aumenta o estado de energia da água em relação ao ponto A. Da hidrostática sabemos que a pressão em um ponto situado a uma profundidade h, em um líquido de densidade d, é dada por: p = dgh (11) Assim, para o ponto B, teremos: p = (1g.cm-3) (981 cm.s-2) (20 cm) = 19,62 bária, ou 0,019 atm, ou 20 cm H2O ou 1,96 kPa.