Baixe Agrometeorologia e outras Notas de estudo em PDF para Engenharia Agrícola, somente na Docsity! Universidade de São Paulo Instituto Astronômico e Geofísico Departamento de Ciências Atmosféricas Notas de aula da Disciplina ACA-0429 Agrometeorologia Por: Edmilson Dias de Freitas Departamento de Ciências Atmosféricas do IAG-USP São Paulo Fevereiro de 2005 Prefácio Estas notas de aula têm como objetivo introduzir alguns conceitos importantes aos alunos do curso de graduação em meteorologia sobre uma das áreas de maior importância econômica e social do mundo, a Agrometeorologia. Totalmente ligada à Agricultura, a Agrometeorologia busca fornecer informações úteis aos profissionais ligados a área e aos agricultores em geral que possam maximizar a produtividade agrícola e reduzir as perdas que podem ocorrer por ação do tempo ou do clima ou mesmo pelo desconhecimento dos mesmos. O material aqui reunido foi selecionado de várias fontes, tais como livros especializados na área, matérias publicadas em jornais ou na internet e resultados de alguns artigos científicos, para facilitar o desenvolvimento da disciplina através de um material único. Entretanto, em grande parte do mesmo, apenas algumas citações aos assuntos importantes para a área são feitas. Informações mais detalhadas de alguns assuntos necessitam da complementação dos livros aos quais foram utilizados como base para a confecção deste material. Como principais fontes devemos citar: KLAR, A. E. A água no sistema solo-planta-atmosfera. 2.ed. – São Paulo: Nobel, 1984. MOTA, F. S., 1986: Meteorologia Agrícola. 7ed. Novel. 376pp. PEREIRA, A. R., ANGELOCCI, L. R., SENTELHAS, P. C., 2002: Agrometeorologia: fundamentos e aplicações práticas. Livraria e Editora Agropecuária, Guaíba – RS, 478p. REICHARDT, K. 1975: Processos de transferência no Sistema Solo-Planta-Atmosfera. Fundação Cargil, 285 pp. ROSENBERG, N., 1982 – Microclimate, the Biological Environment. 2nd ed. 465 pp. TUCCI, C. E. M. Hidrologia: Ciência e aplicação. 2.ed. Organizado por Carlos E. M. Tucci – Porto Alegre: Editora da Universidade: ABRH, 1997. A agrometeorologia, assim como a meteorologia, é uma área em constante desenvolvimento. Sendo assim, atualizações serão sempre realizadas e sugestões ou críticas serão sempre muito bem vindas. Comentários ou qualquer outro tipo de comunicação podem ser enviadas através do email: efreitas@model.iag.usp.br. 3.2. O sistema solar ................................................................................................ 39 3.3. Fluxo de energia, Densidade de fluxo (irradiância) e Constante Solar ........... 40 3.4. Leis de Radiação.............................................................................................. 42 3.4.1. Natureza da Radiação Solar e Terrestre ................................................. 42 3.4.2. Radiação de cavidade ou de Corpo Negro.............................................. 43 3.4.3. Função de Planck.................................................................................... 43 3.4.4. A lei do deslocamento de Wien.............................................................. 46 3.4.5. A lei de Kirchhoff................................................................................... 46 3.4.6. Emissividade........................................................................................... 47 3.5. Temperatura de emissão de um planeta........................................................... 47 3.6. Efeito estufa..................................................................................................... 49 3.7. O balanço global do fluxo de radiação. ........................................................... 50 3.8. O balanço regional de radiação. ...................................................................... 52 3.8.1. O balanço de ondas curtas (BOC). ......................................................... 53 3.8.2. O balanço de ondas longas (BOL).......................................................... 53 3.8.3. O Saldo de Radiação (RN). ..................................................................... 53 3.8.4. Estimativas de BOC, BOL e RN. ............................................................ 53 3.8.5. Balanço de Energia em ambientes protegidos........................................ 57 3.8.6. Balanço de Energia em ambientes vegetados......................................... 59 3.9. Exercícios. ....................................................................................................... 61 4. Evapotranspiração.................................................................................................. 62 4.1. Introdução........................................................................................................ 62 4.2. Evaporação ...................................................................................................... 62 4.3. Transpiração .................................................................................................... 62 4.4. Evapotranspiração (ET)................................................................................... 63 4.4.1. Evaporação Potencial (ETP) ou de Referência (ET0)............................ 63 4.4.2. Evaporação Real (ETR).......................................................................... 63 4.4.3. Evaporação de Oásis (ETO) ................................................................... 64 4.4.4. Evapotranspiração de Cultura (ETc). ..................................................... 64 4.4.5. Evapotranspiração Real de Cultura (ETr). ............................................. 65 4.5. Fatores determinantes da Evapotranspiração. ................................................. 65 4.6. Medida de Evaporação e Evapotranspiração................................................... 65 4.6.1. Medida de Evaporação. .......................................................................... 65 4.6.2. Medida de Evapotranspiração. ............................................................... 67 4.7. Métodos de estimativa de ETP. ....................................................................... 70 4.7.1. Método de Thornthwaite. ....................................................................... 70 4.7.2. Simplificação de Camargo. .................................................................... 71 4.7.3. Método de Camargo. .............................................................................. 71 4.7.4. Método do Tanque Classe A. ................................................................. 71 4.7.5. Método de Hargreaves & Samani (próprio para regiões semi-áridas). .. 71 4.7.6. Método de Priestley-Taylor. ................................................................... 71 4.7.7. Método de Penman-Monteith. ................................................................ 72 4.8. Exercícios. ....................................................................................................... 72 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera.............................................................. 73 5.1. Propriedades da água....................................................................................... 73 5.1.1. Estrutura molecular da água e mudanças de fase ................................... 73 5.1.2. Coesão, Adesão e Tensão Superficial .................................................... 74 5.1.3. Densidade ............................................................................................... 76 5.2. Potencial da água. ............................................................................................ 77 5.3. Composição e estrutura do solo....................................................................... 79 5.3.1. Estrutura do solo..................................................................................... 80 5.3.2. Definições............................................................................................... 81 5.3.2.1. Massa específica do solo .................................................................... 81 5.3.2.2. Umidade do solo................................................................................. 81 5.3.2.3. Porosidade .......................................................................................... 82 5.3.2.4. Grau de saturação ............................................................................... 82 5.4. Interceptação.................................................................................................... 82 5.4.1. Interceptação vegetal .............................................................................. 83 5.4.2. Medições das variáveis:.......................................................................... 84 5.4.2.1. Precipitação ........................................................................................ 84 5.4.2.2. Precipitação que atravessa a vegetação - (throughfall) ...................... 84 5.4.2.3. Escoamento pelos troncos .................................................................. 85 5.4.3. Quantificação da Interceptação. ............................................................. 85 5.4.3.1. Fórmulas conceituais. ......................................................................... 85 5.4.3.2. Equações empíricas ............................................................................ 86 5.4.3.3. Interceptação em modelos conceituais. .............................................. 87 5.4.4. Interceptação no uso da terra .................................................................. 88 5.4.5. Armazenamento nas depressões. ............................................................ 88 5.5. Infiltração ........................................................................................................ 90 5.5.1. Capacidade de infiltração e taxa de infiltração....................................... 91 5.5.2. Equacionamento geral da infiltração. ..................................................... 92 5.5.3. Variação do Teor de Umidade do Solo Durante a Infiltração ................ 99 5.5.4. Fatores que afetam a Infiltração ........................................................... 100 5.5.5. Medição da Taxa de Infiltração ............................................................ 101 5.5.6. Solos não saturados .............................................................................. 102 5.6. Armazenamento de água no solo................................................................... 103 5.7. Curva de retenção da água no solo. (Curva Característica)........................... 105 5.7.1. Capacidade de campo. .......................................................................... 106 5.7.2. Ponto de murcha Permanente. .............................................................. 106 5.7.3. Capacidade de Água Disponível (CAD). ............................................. 107 5.8. Movimento da Água nas plantas. .................................................................. 108 5.9. Permeabilidade das células e tecidos das plantas à água............................... 108 5.10. Fatores que afetam a permeabilidade das células........................................ 110 5.11. O sistema condutor de água......................................................................... 110 5.12. Mecanismos do movimento da água nas plantas......................................... 111 5.13. Modelagem da dinâmica da água nas plantas.............................................. 112 5.14. Exercícios. ................................................................................................... 114 6. Balanço Hídrico ................................................................................................... 115 6.1. Introdução...................................................................................................... 115 6.1.1. O ciclo hidrológico. .............................................................................. 115 6.1.2. Descrição geral do ciclo hidrológico. ................................................... 116 6.2. Bacia hidrográfica. ........................................................................................ 118 6.3. Balanço hidrológico à superfície ................................................................... 119 6.4. Balanço Hídrico em micro bacias.................................................................. 120 6.5. Balanço Hídrico Climatológico. .................................................................... 122 6.5.1. Roteiro para elaboração do Balanço Hídrico........................................ 123 6.5.2. Período de início do BH climatológico ................................................ 125 6.5.3. Representação gráfica........................................................................... 126 6.5.4. Aplicações do Balanço hídrico climatológico ...................................... 128 6.6. Balanço hídrico seqüencial............................................................................ 128 6.7. Balanço hídrico de cultivos ........................................................................... 129 6.7.1. Elaboração do BH de cultivo................................................................ 129 1. Introdução à Agrometeorologia: Conceitos Básicos e Noções de Agricultura. 8% da safra, hoje produz quase metade do algodão brasileiro. Especialmente no sudeste do Estado, entre os municípios de Campo Verde, Primavera do Leste e Rondonópolis. São mais de 400 mil hectares no já chamado triângulo do algodão. Enquanto no Paraná e São Paulo, as propriedades eram, na maioria, pequenas, no Mato Grosso o algodão é cultivado em grandes áreas com mecanização intensiva. A produtividade que no Sul e Sudeste era de 1.500 kg/ha em 86, subiu para 3.700 kg/ha em 2002 em Mato Grosso. A produtividade das lavouras de algodão em Mato Grosso deve ficar 10% menor nesta safra (2004) em comparação a safra passada devido ao excesso de chuvas. Mesmo assim, o estado deve colher mais de um milhão e 400 mil toneladas de algodão em caroço. O principal obstáculo era a falta de tecnologia adequada para produzir algodão no cerrado. O modelo do sul não servia no local. A primeira lavoura foi plantada em novembro e colhida em abril. Resultado, faltou água no desenvolvimento das plantas e choveu na colheita. Com isso a produtividade caiu. Atualmente, como se planta mais tarde, em dezembro, a colheita vai de junho a agosto, período de muito sol e céu azul.” (Matéria extraída da Revista Globo Rural online 2004) Exemplo: Milho no agreste de Pernambuco. (Agosto de 2004) “O excesso de chuva está prejudicando as lavouras no agreste de Pernambuco. Muitos agricultores já perderam parte do milho e do feijão. Em Caruaru, o excesso de chuvas prejudicou o desenvolvimento das culturas. A perda estimada chegará a 30% na lavoura de milho e 70% na lavoura de feijão. Nos seis primeiros meses deste ano, choveu 20% a mais do que costuma chover durante o ano inteiro em Caruaru. Dias de sol têm sido raros. Em junho, foram 24 dias de chuva. Apesar do excesso de chuva, de acordo com a Empresa Pernambucana de Pesquisa Agropecuária, a safra de milho e de feijão, em Caruaru, foi 50% maior do que em anos de seca. Segundo Fábio César, agrônomo, se no mês de agosto continuar chovendo e fazendo sol, normalmente, podemos esperar alguma produção. Embora possa acontecer de não vingar 100% da produção, mas é possível tirar em torno de 75% da safra do milho e 60% do feijão.” (Matéria extraída da Revista Globo Rural online) Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 2 1. Introdução à Agrometeorologia: Conceitos Básicos e Noções de Agricultura. 1.2. Objetivo da Agrometeorologia Segundo Smith (1975), colocar a ciência da meteorologia a serviço da agricultura para melhorar o uso da terra, para ajudar a produzir o máximo de alimentos e evitar o abuso irreversível dos recursos naturais (água e solo). 1.3. Unidades de medida utilizadas em agricultura 1 légua marítima = 5.555,55 m 1 légua de sesmaria = 6.000 m 1 Palmo = 22 cm 1 Are (A) = 100 m2 1 hectare (ha)= 100 A = 105 m2 1 Acre = 4064 m2 Alqueire é a unidade de medida de superfície agrária. 1 alqueire paulista = 24.200 m2 = 2,42 ha (equivalente a 5.000 braças quadradas – São Paulo) 1 alqueire mineiro ou alqueire goiano = 48.400 m2 4,84 ha (equivalente a 10.000 braças quadradas – Minas Gerais, Rio de Janeiro e Goiás ) 1 alqueire baiano = 96.800 m2 = 9,68 ha (equivalente a 20.000 braças quadradas – Bahia) 1 alqueire do norte = 27.255 m2 = 2,72 ha Tabela 1.1: Algumas conversões de unidades utilizadas em agricultura. Conversão de Medidas Multiplique o número de por Para obter o equivalente em are 100 Metros quadrados acres 4.047 Metros quadrados acres 0,4047 Hectares hectares 10.000 Metros quadrados Alqueires paulistas 2,42 Hectares Alqueires Mineiros 4,84 Hectares Alqueires baianos 9,68 Hectares Alqueires do norte 2,72 Hectares Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 3 1. Introdução à Agrometeorologia: Conceitos Básicos e Noções de Agricultura. Alqueirão - é a medida utilizada em uma região que compreende o Estado de Cabrália (hipotético). É equivalente a 4 alqueires mineiros tradicionais. Cabrália seria fruto da divisão do extremo sul da Bahia e norte-nordeste de Minas Gerais, uma idéia dos tempos do Império. Nesta região usa-se também a medida de 80 medidas de milho como 1 'alqueirim' equivalente também a 48.400m². Alqueire pode ainda ser unidade de medida de capacidade para secos, equivalente a 36,27 litros ou a quatro 'quartas'. E também, no Pará, usa-se como medida de capacidade correspondente a dois paneiros ou a cerca de 30 quilos. Tarefa - medida agrária constituída por terras destinadas à cana de açúcar e que no CE equivale a 3.630 m², em AL e em SE a 3.052m² e na Bahia a 4.356m². Braça - do latim brachia - plural de brachin (braço). Antiga unidade de medida de comprimento, equivalente a 10 palmos, ou seja, 2,2 m (Brasil). Palmo = 8 polegadas = 22 cm. Braça também é unidade de comprimento do sistema Inglês equivalente a cerca de 1,8 m. Braça quadrada (brasileiro) - medida agrária que se usa em Mato Grosso e Mato Grosso do Sul e igual à tarefa, de Alagoas e Sergipe: 3.052m² (1 braça = 2,2 m || 30 braças = 66 m || 30 x 30 braças =4.356m² = braça quadrada). TAREFA BAIANA: Corresponde a uma área de 30 x 30 braços. Portanto uma tarefa é igual a 4.356m². Recomenda-se cuidado, pois existem outras medidas de tarefas em outros estados. Esta é a usada na Bahia. 1 arroba = 14,689 kg 1 Quintal = 58,328 kg ≈ 4 arrobas. 1.4. Tipos de cultura a) culturas anuais: São aquelas em que a semeadura e a colheita ocorrem no intervalo máximo de um ano. Exemplos: soja, milho, trigo, algodão, feijão, arroz, girassol, amendoim, cevada, etc. (OBS: o algodão no centro oeste é uma cultura anual) Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 4 1. Introdução à Agrometeorologia: Conceitos Básicos e Noções de Agricultura. )(soloárea AFIAF = 1.7. Estrutura de uma planta Os seres vivos podem ser divididos em vários reinos: - Reino Monera (bactérias) - Reino Protista (algas) - Reino Fungi (fungos) - Reino Plantae (vegetais) - Reino Metazoa (animais superiores) O Reino Plantae, de maior interesse para a agrometeorologia, pode ser classificado de duas maneiras: Criptógamas e Espermatófitas. As criptógamas são plantas que não produzem sementes. Dentro deste grupo encontram-se: as plantas briófitas, nas quais o corpo é dividido em caulóide, filóide e rizóides, são plantas que não possuem vasos condutores. São plantas pequenas e restritas à locais úmidos (ex. musgos); as plantas pteridófitas, nas quais o corpo é dividido em raiz, caule e folhas. Este é o primeiro grupo a apresentar vasos condutores (ex. samambaia, avenca, etc) As espermatófitas são plantas com sementes. Dentro deste grupo, encontram-se as giminospermas (plantas com sementes nuas, tais como pinheiros, araucária, sequóia, etc) e as angiospermas (plantas com sementes localizadas no interior de um óvulo transformado em fruto, tais como as frutíferas em geral.). As espermatófitas compreendem, aproximadamente, 250.000 espécies variando em forma, habitat, tamanho e ciclo vital. Há plantas de milímetros e outras de 100 m de altura, plantas que duram dias e outras, milênios. Apesar destas diversificações, elas apresentam um plano estrutural semelhante: a parte aérea consiste em caule e folhas, e as raízes localizam-se abaixo da superfície do solo; têm sementes, flores e, eventualmente, frutos. A estrutura vegetativa varia em forma e tamanho para uma determinada espécie e é afetada pelas condições ambientais. O número de partes florais, sua posição e seu arranjo na planta são constantes numa dada espécie de planta, o que é útil para identificação e classificação. As folhas são os órgãos onde ocorrem a fotossíntese e outros processos metabólicos, como respiração e síntese de proteínas; as raízes armazenam alimentos, Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 7 1. Introdução à Agrometeorologia: Conceitos Básicos e Noções de Agricultura. são suporte e sustentação das plantas e absorvem água e solutos; o caule suporta os ramos e folhas, que armazenam alimentos e transportam solutos e sintetizados. Figura 1.3: Esquema de uma planta genérica. As setas indicam alguns fluxos envolvidos no funcionamento da planta. 1.8. Exercícios 1) Um grande agricultor do centro-oeste do Brasil, após sofrer grandes perdas de produção, foi aconselhado a contratar um profissional de meteorologia. Entretanto, o agricultor não está convencido da utilidade e dos benefícios que pode obter com a contratação deste profissional. Que argumentos você utilizaria para convencê-lo? 2) O que são culturas anuais, perenes e semi-perenes? Cite alguns exemplos. 3) Explique as safras das águas, da seca e de inverno. 4) Qual a diferença entre crescimento e desenvolvimento de uma planta? 5) Qual o papel das folhas nos vegetais? Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 8 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada 2.1. Relações hídricas e fotossíntese Como os demais organismos pluricelulares, as plantas devem transportar substâncias entre suas diferentes partes de modo a garantir seu crescimento e desenvolvimento. Em linhas gerais podemos dizer que o movimento da água nas plantas segue os mesmos princípios físicos e químicos que veremos a seguir, embora os aspectos regulatórios envolvidos na absorção e movimento da água possam ser diferentes dependendo do ambiente a que estarão submetidas estas plantas. Ao considerarmos uma planta podemos imediatamente localizar: • o movimento da água e nutrientes do solo para as raízes. • o movimento da água e nutrientes das raízes para as folhas. • o movimento dos produtos da fotossíntese. Para que estes movimentos ocorram, as plantas utilizam três níveis de transporte. Um deles envolve a passagem de água e solutos através das membranas celulares, a passagem célula a célula e por último o movimento entre as partes da planta. As membranas presentes nas células têm a capacidade de controlar o tipo e a direção do movimento das substâncias que passam através delas. A figura 2.1 ilustra de modo simplificado o contexto em que se encontra uma célula vegetal, por exemplo, da epiderme de uma folha. De um lado um ambiente rico em água (os tecidos internos) e do outro lado a atmosfera, cuja umidade relativa é variável. Figura 2.1: A célula de uma planta. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 9 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. ocorrer de modo a permitir a sobrevivência do mesmo, pois o excesso de perda de água na forma de vapor pela transpiração pode levar à morte do vegetal. Os vegetais apresentam várias adaptações para evitar a transpiração excessiva, de acordo com o ambiente onde vivem. A organização do corpo do vegetal está relacionada diretamente com o fenômeno da transpiração. O número de folhas e a superfície foliar são fatores que determinam maior ou menor taxa de transpiração pelo vegetal. Numa primeira análise, a perda de água na forma de vapor parece ser algo extremamente prejudicial aos vegetais. A perda excessiva de água pode levar ao ressecamento, à desidratação e à morte do vegetal. Podemos dizer que a transpiração é um mal necessário para que atividades fisiológicas vitais possam ocorrer no vegetal. A transpiração evita o aquecimento exagerado, principalmente das folhas do vegetal, através da eliminação do excesso de calor na forma de vapor através dos estômatos. Um outro aspecto importante é a própria ascensão de seiva bruta ou inorgânica (água e sais), desde as raízes até as folhas, que é mantida graças à transpiração contínua através das folhas. Com a transpiração é mantida uma coluna de água e sais minerais dentro do corpo do vegetal, das raízes até as folhas, funcionando como uma bomba propulsora de água e sais minerais de baixo para cima. 2.4. Fotossíntese A fotossíntese (síntese pela luz) é o processo pelo qual as plantas absorvem parte da energia solar para fixar o dióxido de carbono atmosférico. Excetuando as formas de energia nuclear, todas as outras formas de energia utilizadas pelo homem foram origidas a partir do sol. A fotossíntese pode ser considerada como um dos processos biológicos mais importantes na Terra. Por liberar oxigênio e consumir dióxido de carbono, a fotossíntese transformou o mundo no ambiente habitável que conhecemos hoje. De uma forma direta ou indireta, a fotossíntese supre todas as nossas necessidades alimentares e nos fornece um grande número de fibras e outros materiais. A energia armazenada no petróleo, gás natural, carvão e lenha, que são utilizados como combustíveis em várias partes do mundo, vieram a partir do sol através do processo de fotossíntese. Uma vez que a fotossíntese afeta a composição atmosférica, o seu entendimento é essencial para compreendermos como o ciclo do CO2 e outros gases, que causam o efeito estufa, afetam o clima global do planeta. Um dos processos mais importantes da fotossíntese é a utilização da energia solar para converter o dióxido de carbono atmosférico em carboidratos, cujo subproduto é o Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 12 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. oxigênio. Posteriormente, se a planta assim o necessitar, ela pode utilizar a energia armazenada nos carboidratos para sintetizar outras moléculas. Nós fazemos o mesmo, todas as vezes que comemos, parte do alimento é oxidado a gás carbônico e água para aproveitar a energia armazenada nos alimentos. Isso ocorre durante a respiração. Assim, se não há fotossíntese, não há alimento para a grande maioria das formas de vida heterotróficas. Entretanto, o processo fotossintético é relativamente ineficiente. Por exemplo, a eficiência de ganho de carbono em um campo de milho durante a época de crescimento corresponde apenas cerca de 2% da energia solar incidente. Nos campos não cultivados, a eficiência é de apenas 0,2 %. A cana-de-açúcar possui uma eficiência de 8%. A maior fonte de perda da energia solar pelos vegetais é a fotorrespiração, processo que será discutido adiante. Existe atualmente uma grande discussão em torno do efeito estufa que seria causado pelo CO2, entre vários outros gases. Como fora dito anteriormente, durante a fotossíntese o CO2 é convertido em carboidratos e outros compostos, com a produção de O2. Diariamente, são queimadas toneladas de combustíveis fósseis, tal que todo o CO2 que fora fixado pelo processo de fotossíntese durante milhões de anos está sendo recolocado na atmosfera. Sabemos que a fotossíntese consome o CO2 e produz O2, todavia as plantas respondem de maneira diferente à quantidade de CO2 disponível. Algumas plantas crescem mais rapidamente em um ambiente rico em CO2 (as chamadas plantas de metabolismo C3), outras não necessitam de uma concentração elevada de CO2 para o seu crescimento (as chamadas plantas de metabolismo C4). A compreensão dos efeitos dos gases que causam o efeito estufa requer um conhecimento maior da interação do reino vegetal com o CO2. 2.4.1. A descoberta da Fotossíntese Na primeira metade do século 17, o médico van Helmont plantou uma planta em um jarro com terra e a regou somente com água da chuva. Ele observou que após 5 anos, a planta tinha crescido bastante, mas a quantidade de terra no jarro quase não decresceu. Van Helmont concluiu que o material utilizado pela planta para o seu crescimento veio da água utilizada para regá-la. Em 1727 o botânico inglês Stephan Hales observou que as plantas usavam principalmente o ar como fonte de nutrientes para o seu crescimento. Entre 1771 e 1777, o químico Joseph Priestly descobriu que quando ele colocava uma vela no interior de um jarro emborcado, a chama extinguia-se Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 13 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. rapidamente sem que a cera fosse completamente consumida. Posteriormente ele observou que se um camundongo fosse colocado nas mesmas condições ele morreria. Ele mostrou então que o ar que fora “viciado” pela vela e pelo camundongo, poderia ser restaurado por uma planta. Em 1778, Jan Ingenhousz repetiu os experimentos de Priestly e observou que era a luz a responsável pela restauração do ar. Ele observou também que somente as partes verdes da planta tinham essa propriedade. Em 1796, Jean Senebier mostrou que o CO2 era quem “viciava” o ar e que o mesmo era fixado pelas plantas durante a fotossíntese. Logo em seguida, Theodore de Saussure mostrou que o aumento da massa das plantas durante o seu crescimento não poderia ser devido somente à fixação de CO2, mas também devido à incorporação da água. Assim a reação básica da fotossíntese foi concluída: 2222 )( nOOCHnOnHnCO luz +→+ (2.1a) onde n é o número de mol das espécies moleculares envolvidas. Verifica-se que para a formação de uma molécula de glicose são necessárias 6 moléculas de CO2. Assim, a equação acima pode ser escrita como: 2612622 666 OOHCOHCO luz +→+ (2.1b) ou 22612622 66126 OOHOHCOHCO luz ++→+ (2.1c) O aparato fotossintético está localizado em membranas especializadas chamadas de tilacóides. Nos organismos fotossintetizantes eucariotas os tilacóides situam-se no interior de uma organela especializada chamada de cloroplasto (Figura 2.3). Nos vegetais superiores, os cloroplastos estão envoltos por uma dupla membrana, conhecida como envelope e no seu interior, os tilacóides estão dispostos em regiões de alta densidade, chamada de grana, e uma outra de baixa densidade, conhecida como lamela. A matriz que cerca os tilacóides é conhecida como estroma. A fotossíntese ocorre pela absorção da luz na faixa de 400-700 nm por pigmentos fotossintéticos, quais sejam, clorofila (vermelho e azul), carotenóides (PAR) e, em alguns casos, as bilinas. Esta faixa do espectro, que é utilizada pelos vegetais como fonte de energia para as suas atividades metabólicas, é comumente chamada em fisiologia de plantas de Radiação Fotossinteticamente Ativa (PAR, do inglês Photosynthetically Active Radiation). A fotossíntese é um processo ineficiente na Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 14 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. A fotorrespiração é uma ineficiência do ciclo de fixação de CO2. A Enzima RuBisCO não é específica para o CO2, ela também aceita como substrato o O2, tal que, ao invés de serem produzidas 2 moléculas de ácido fosfoglicérico após a clivagem molecular, produz-se uma molécula de ácido glicérico e uma molécula de ácido glicólico (glicolato). O glicolato é exportado aos peroxomas onde é oxidado à glioxalato e então aminado para formar o aminoácido glicina (Gli). A glicina por sua vez, é exportada para a mitocôndria onde 2 moléculas de glicina são utilizadas para gerar uma molécula de serina (Ser) e uma molécula de CO2. Daí o nome fotorrespiração, pois há a participação da luz (foto), o consumo de O2 e a liberação de CO2 (respiração). A fotorrespiração é favorecida em ambientes de alta concentração de O2 e baixa de CO2 (condição atmosférica) e em altas temperaturas (Climas tropicais e equatoriais). Pode-se então sumarizar a fotorrespiração na seguinte equação: ( ) 2 2 3 322 2 332)2(2 3325,12 COSerHNADHHPOratofosfoglice NHNADOHObisfosfatoRibulose +++++− →++++−− +− +− (2.2) Na maioria das plantas e gramíneas tropicais, tais como, a cana-de-açúcar, a cevada, o milho e o sorgo, a fixação do CO2 resulta em compostos de 4 carbonos como o oxaloacetato, o malato e o aspartato. Estas plantas possuem folhas que apresentam uma estrutura denominada “Anatomia de Kranz”. Neste tipo de anatomia, existem dois conjuntos de células nas quais ocorre a fixação do carbono: Células da bainha (com cloroplastos sem grana) e células mesofílicas (cloroplastos com grana). A fixação ocorre inicialmente nas células mesofílicas pela carboxilação do fosfoenolpiruvato (PEP) a oxaloacetato, catalisada pela enzima fosfoenolpiruvato carboxilase (PEP carboxilase ou PEP case). O malato é então transportado até as células da bainha e descarboxilado, liberando CO2 e produzindo Piruvato (Pir). O CO2 liberado é refixado via ciclo de Calvin pela RuBisCO nas células da bainha. O Piruvato resultante da descarboxilação retorna às células mesofílicas onde é convertido em fosfoenolpiruvato, regenerando o aceptor de CO2. Neste processo ocorre alta concentração de CO2 nas células da bainha e, assim, predominância da atividade carboxilase da RuBisCO, o que causa uma menor taxa de fotorrespiração. Além disso, ao ocorrer a fotorrespiração, o CO2 produzido não consegue sair das folhas porque é rapidamente refixado pela PEP case nas células mesofílicas. Quando comparadas às plantas C3 as plantas do metabolismo C4 apresentam: Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 17 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. - baixo ponto de compensação de CO2; - fotorrespiração não detectável; - alta eficiência no uso da água; - alta capacidade fotossintética. Figura 2.5: Metabolismo C4 Além dos ciclos C3 e C4, existe ainda o metabolismo ácido das crassuláceas (CAM – Crassulacean Acid Metabolism), cujo nome se deve ao fato de ser primeiro encontrado nas Crassulaceae. Este tipo de metabolismo ocorre em plantas típicas de regiões áridas, com altas temperaturas diurnas, baixas temperaturas noturnas e baixo teor de água no solo. Alguns exemplos de plantas do metabolismo CAM são os cactos, abacaxi, bromélias e orquídeas. Como nas plantas de metabolismo C4, o primeiro metabólito a ser sintetizado pela fixação do CO2 é o oxaloacetato. Este CO2 é posteriormente liberado pela descarboxilação do malato e refixado no ciclo de Calvin pela RuBisCO. Entretanto os metabolismos CAM e C4 diferem entre si pelo local e tempo de ocorrência. Nos vegetais que apresentam metabolismo C4, a fixação do CO2 ocorre nas células fotossintéticas presentes no mesófilo da folha. O carbono fixado na forma de malato migra para as células envolventes da bainha onde ocorre então a liberação e refixação do CO2 através do ciclo de Calvin. Nas plantas do metabolismo CAM as fixações via fosfoenolpiruvato carboxilase e RuBisCO estão separados pelo tempo. Nessas plantas, a fixação ocorre durante a noite quando os estômatos estão abertos via carboxilação do fosfoenolpiruvato e acúmulo do malato, assim formado nos vacúolos. Durante o dia, os estômatos se fecham para minimizar a perda de água e o malato é transportado para o citossol onde é descarboxilado e o CO2 é refixado pela RuBisCO. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 18 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. Figura 2.6: Metabolismo CAM As vantagens dos metabolismos CAM e C4 sobre o C3 são: alta taxa fotossintética (dificilmente atinge-se a saturação da fotossíntese), ausência de fotorrespiração, alta eficiência na utilização da água, alta tolerância salina e baixo ponto de compensação para o CO2. A desvantagem é o alto custo energético e o conseqüente menor rendimento quântico de fixação de CO2. Além disso, com exceção do abacaxi, as plantas de metabolismo CAM, ao contrário das de metabolismo C3, não são muito produtivas em termos de biomassa. Os vegetais de metabolismo C4 são altamente produtivos. 2.4.3. Fatores Limitantes da Fotossíntese Os fatores que influenciam a fotossíntese podem ser externos e internos ao organismo. Como fatores internos podem ser citados as estruturas das folhas e dos cloroplastos, o teor de pigmentos, o acúmulo de produtos da fotossíntese no interior do cloroplasto, a concentração de enzimas e a presença de nutrientes. Como fatores externos podem ser citados a luz, a água, a temperatura e a pressão parcial de CO2. A compreensão, de como cada um destes fatores e seus efeitos sinérgicos afetam a fotossíntese, torna-se fundamental quando se almeja minimizar os seus efeitos adversos, a fim de se obter uma maior produtividade. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 19 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. Figura 2.9: Efeitos esperados do estresse da umidade do solo (US) e demanda evaporativa da atmosfera sobre a fotossíntese em vários níveis de irradiância (Adaptado de Moss, 1965). Figura 2.10: Fotossíntese para soja e milho em vários níveis de potencial de água na folha (Adaptado de Boyer, 1970). A figura 2.10 (Boyer, 1970) ilustra as diferenças na sensitividade de plantas C3 e C4 ao estresse hídrico. Milho, uma planta C4, mostra um decréscimo mais ou menos constante na fotossíntese líquida com o potencial de água na folha decrescendo até –1.6 MPa. A fotossíntese líquida na soja, uma planta C3, é quase que insensível ao estresse hídrico de –0.4 a –1,2 MPa e mostra uma declinação abrupta até –2,0 MPa. Notar que, a fotossíntese no milho é cerca de 50% maior que a na soja quando o estresse hídrico é menor. Esta vantagem é perdida com potenciais cerca de –1,2 MPa. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 22 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. 2.4.3.3. Efeitos da Temperatura Figura 2.11: Resposta da taxa de fotossíntese à temperatura com radiação solar máxima. O aumento da temperatura induz em curto prazo: • O aumento da atividade fotossintética; • Aumento da atividade respiratória; • Diminuição da eficiência catalítica da RuBisCo; • Aumento das irradiâncias de compensação e saturação da fotossíntese; • Diminuição da eficiência fotossintética. Os efeitos em longo prazo do aumento da temperatura são: • Há uma relação inversa entre a capacidade fotossintética (atividade fotossintética máxima em luz saturante) e a temperatura de crescimento; • Aumento na fluidez de membrana; • Aumento da atividade enzimática das enzimas do ciclo de Calvin; • Aumento do teor de pigmentos, do número e do tamanho das unidades fotossintéticas, • Aumento da eficiência fotossintética e da biomassa; • Diminuição das irradiâncias de compensação e de saturação da fotossíntese; • Diminuição da atividade respiratória e do estímulo da atividade fotossintética à temperatura. Entretanto, existem dados na literatura de invariabilidade da eficiência fotossintética de alguns organismos em relação à temperatura de crescimento. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 23 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. 2.4.3.4. Efeitos da Concentração de CO2 No ar atmosférico há uma mistura de gases: N2 78% ; O2 21% ; CO2 0,035%. Figura 2.12: Efeito da concentração de CO2 sobre a fotossíntese. A construção do gráfico acima utiliza dados obtidos em condições experimentais de laboratório. Observa-se que a concentração ótima é atingida em 0,2% de CO2, pois acima dessa concentração a taxa de fotossíntese já não poderá melhorar. Conseqüentemente, qualquer concentração abaixo desse ótimo (0,2%) está funcionando como limitante para o melhor rendimento do processo. A concentração do CO2 no ar atmosférico exerce contribuição importante para a temperatura ambiente. Os estudiosos estimam que se essa concentração chegar em torno de 0,05% o calor será suficiente para descongelar parcela das calotas polares, fazendo subir o nível dos mares, o que provocaria inundações catastróficas. 2.5. Produtividade Primária Bruta e Produtividade Primária Líquida 2.5.1. Conceitos Biomassa: Peso dos tecidos vivos usualmente medidos por unidade de área em um intervalo de tempo particular. Pode incluir partes mortas dos organismos tais como, cabelo, unhas, etc. Produtores primários: são os organismos que ocupam o primeiro nível na cadeia alimentar. Estes organismos são autótrofos fotossintéticos, ou seja, um organismo que produz o seu alimento inorganicamente pela utilização de luz no processo químico da fotossíntese. As plantas são os autótrofos fotossintéticos dominantes na Terra. Estes organismos não necessitam de fontes externas de alimento orgânico para sua sobrevivência. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 24 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. A diferença entre PPL e Rh determina quanto carbono é perdido ou ganho pelo ecossistema na ausência de distúrbios que removam carbono do ecossistema (tais como desflorestamento e queimadas). Este balanço de carbono, ou produtividade líquida do ecossistema (PLE), pode ser estimado das mudanças nos estoques de carbono, ou pela medida dos fluxos de CO2 entre porções de terra e a atmosfera. 2.5.2. Fatores Limitantes para a Produtividade Primária Apesar de todas as atividades biológicas em plantas serem intimamente dependentes da radiação solar recebida, é óbvio que a radiação solar sozinha não determina a produtividade primária. Todas as plantas requerem luz solar, dióxido de carbono e água para a fotossíntese. A fotossíntese é também dependente da temperatura e dos nutrientes do solo. Temperatura (calor) controla a taxa de metabolismo da planta, a qual determina quantidade de fotossíntese que pode acontecer. A maior parte da atividade metabólica acontece dentro do intervalo entre 0 e 50 ºC. Existe pouca atividade acima ou abaixo deste intervalo. A temperatura ótima para a produtividade coincide com o intervalo ótimo para a fotossíntese de 15 a 25 ºC. O gráfico na figura 2.14 ilustra a relação entre a produtividade primária líquida de florestas com a temperatura anual do ar. Figura 2.14: Relação entre a produtividade primária líquida de uma floresta e a temperatura anual (Adaptado de Lieth, 1973) A relação geral entre produtividade primária líquida e precipitação para florestas do mundo é mostrada na figura 2.15. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 27 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. Figura 2.15: Relação entre PPL em florestas e precipitação. (Adaptado de Lieth, 1973) Água é uma necessidade principal para a fotossíntese e a principal componente químico da maior parte das células da planta. Em regiões secas, existe um aumento linear da PPL com o aumento da disponibilidade de água. Em climas mais úmidos de florestas, a produtividade da planta começa sob níveis mais elevados de precipitação. 2.5.3. Eficiência no uso de radiação solar Dependendo da localização, entre 0 e 5 Joules de energia solar são recebidos em cada metro quadrado da superfície da Terra a cada minuto. Entretanto, somente uma pequena porção desta energia é convertida pela fotossíntese em biomassa das plantas. Da radiação solar recebida pela superfície da Terra, somente 44 % da radiação incidente de onda curta ocorre em comprimentos de onda úteis para a fotossíntese (PAR). Ainda, mesmo as espécies de plantas mais eficientes (na maioria, plantações) podem somente incorporar de 3 a 10 % da radiação PAR à sua produção de biomassa. Dos vários biomas da Terra, florestas tropicais e coníferas são as mais eficientes, convertendo entre 1 e 3 % da energia solar utilizável em biomassa. O bioma deserto tem a mais baixa eficiência no uso da radiação. As plantas neste bioma convertem somente de 0,01 a 0,2 % da radiação PAR em biomassa. 2.6. O ciclo do carbono A concentração de CO2 na atmosfera tem aumentado de aproximadamente 280 partes por milhão em 1800, para 315 ppmv em 1957, para 356 ppmv em 1993 e para 367 ppmv em 1999, como uma resposta ao desenvolvimento de alguns setores, tais como agricultura e indústria. Estes dados foram obtidos de inúmeras composições de bolhas de ar aprisionadas no gelo da Antártica. As concentrações de CO2 atmosférico têm sido medidas diretamente com alta precisão desde 1957. Estas medidas concordam Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 28 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. bem com as estimativas feitas pelo gelo e mostram uma tendência contínua de aumento até o presente. Várias evidências adicionais confirmam que o continuo aumento do CO2 atmosférico é causado por emissões antropogênicas, sendo a queima de combustíveis fósseis a mais importante. Primeiro, o oxigênio atmosférico está diminuindo a uma taxa comparável com as emissões de CO2 por combustíveis fósseis (Combustão consome O2). Segundo, as assinaturas isotópicas características de combustíveis fósseis (sua falta de 14C e depleção no conteúdo de 13C) levam sua marca para a atmosfera. Terceiro, o aumento no CO2 observado tem sido mais rápido no hemisfério norte, onde a maior queima de combustíveis fósseis ocorre. Entretanto, o CO2 atmosférico está aumentando apenas em metade da taxa das emissões dos combustíveis fósseis. O restante do CO2 emitido em parte se dissolve na água do mar e se mistura nas profundezas do oceano. Outra parte é absorvida pelos ecossistemas terrestres. O seqüestro de carbono pelos ecossistemas é devido ao excesso de produção primária (fotossíntese) sobre a respiração e outros processos oxidativos (decomposição ou combustão de material orgânico). Os sistemas terrestres são também uma fonte de CO2 antropogênico quando o uso da terra é modificado (particularmente desflorestamento), levando à perda de carbono das plantas e do solo. Entretanto, o balanço global nos sistemas terrestres ainda representa um seqüestro líquido de CO2. A parte do CO2 emitida pelos combustíveis fósseis que é absorvida pelo oceano e a parte que é absorvida pela terra podem ser calculadas através das mudanças nos conteúdos atmosféricos de CO2 e O2 porque os processos terrestres de troca de CO2 envolvem trocas de O2 enquanto que a dissolução no oceano não. O balanço global de CO2 baseado em medidas de CO2 e O2 para as décadas de 80 e 90 são mostrados na tabela 2.2. Tabela 2.2: Balanço Global do CO2 (em PgC/ano) baseado em tendências intra-decadais no CO2 e O2 atmosférico. Valores positivos são fluxos para a atmosfera. Valores negativos representam seqüestro da atmosfera. A emissão por combustíveis fósseis corresponde à década de 80 (Marland et al., 2000) (FONTE: IPCC) 1980s 1990s Aumento na Atmosfera 3.3 ± 0.1 3.2 ± 0.1 Emissões (combustíveis fósseis, cimento) 5.4 ± 0.3 6.3 ± 0.4 Fluxo Oceano-atmosfera -1.9 ± 0.6 -1.7 ± 0.5 Fluxo terra-atmosfera* -0.2±0.7 -1.4 ± 0.7 *particionado como se segue Mudança no uso da terra 1.7 (0.6 a 2.5) NA Sumidouro terrestre residual -1.9 (-3.8 a 0.3) NA Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 29 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. e material particulado orgânico (MPO) de origem biológica resultam num fluxo para baixo conhecido como “export production” (estimativas de Schlitzer, 2000). Este material orgânico é transportado e respirado pelos organismos não-fotossintéticos (respiração heterotrófica) e finalmente ressurgida e retornada para a atmosfera. Somente uma fina fração é enterrada nos sedimentos das profundezas do oceano. Transporte de CaCO3 para as profundezas do oceano é um fluxo menor que o transporte total “export production” (0,4 PgC/ano), mas cerca de metade deste carbono é enterrado como CaCO3 nos sedimentos. A outra metade é dissolvida nas profundezas e se junta à piscina de CID (Milliman, 1993). Também mostrados são os fluxos aproximados de curto prazo de enterrio de carbono orgânico e CaCO3 nos sedimentos costeiros e a re-dissolução de uma parte do CaCO3 enterrado destes sedimentos. A figura 2.16d apresenta o ciclo do carbono sobre a terra. Em contraste com o oceano, a maior parte do ciclo do carbono sobre a terra acontece localmente dentro dos ecossistemas. Cerca da metade da PPB é respirada pelas plantas. O restante (PPL) é aproximadamente balanceado pela respiração heterotrófica com um componente menor de oxidação direta em incêndios (combustão). Através da senescência dos tecidos das plantas, a maior parte da PPL junta-se à piscina de detritos. Alguns detritos se decompõem (isto é, são respirados e retornam para a atmosfera como CO2) rapidamente enquanto outros são convertidos a carbono modificado do solo, o qual se decompõe mais vagarosamente. A pequena fração do carbono modificado do solo que é convertida a compostos resistentes a decomposição, e a pequena quantidade de black carbon produzido nas queimadas, constituem a piscina de carbono inerte. Aparentemente os processos biológicos também consomem muito do carbono inerte, mas pouco se sabe sobre estes processos. Estimativas para a quantidade de carbono no solo foram realizadas por Batjes (1996) e particionamento por Schimel et al. (1994) e Falloon et al. (1998). As estimativas para o fluxo de combustão são de Scholes e Andreae (2000). ‘τ’ denota o tempo de retorno para os diferentes componentes da matéria orgânica do solo. Esta seção sumariza o conhecimento corrente do ciclo do carbono global, com especial referência ao destino do CO2 de combustíveis fósseis e os fatores que influenciam o seqüestro ou a liberação de CO2 pelos oceanos e pela terra. Estes fatores incluem as concentrações de CO2 atmosférico, a variabilidade climática natural, mudanças climáticas causadas pelo aumento do CO2 e outros gases do efeito estufa, mudanças na circulação e biologia do oceano, efeitos de fertilização do CO2 atmosférico e deposição do nitrogênio, e ações humanas diretas, tais como conversão da terra (de Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 32 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. vegetação nativa para agricultura e vice-versa), inibição de incêndios e gerenciamento da terra para armazenamento de carbono como previsto pelo protocolo de Kyoto (IPCC, 2000a). Qualquer mudança nas funções tanto da biosfera terrestre como do oceano, intencionais ou não, poderiam potencialmente ter efeitos significativos, manifestados de anos a décadas, sobre a fração de CO2 de combustíveis fósseis que permanece na atmosfera. Esta perspectiva tem direcionado um grande acordo de pesquisas durante os anos desde o segundo relatório do IPCC (IPCC, 1996) (referenciado como SAR) (Schimel et al., 1996; Melillo et al., 1996; Denman et al., 1996). Para entender como a mudança no ambiente global pode alterar o ciclo do carbono, é necessário examinar mais os fluxos e os processos físico-químicos e biológicos que os determinam. As seções seguintes explicam os controles desses fluxos, com especial referência aos processos pelos quais mudanças antropogênicas podem influenciar o balanço total do carbono da terra e dos oceanos em escalas de tempo de anos a séculos. 2.6.1. Processos do carbono terrestre As plantas superiores adquirem CO2 por difusão através de finos poros (estômatos) para dentro das folhas e depois para o aparato fotossintético. A quantidade total de CO2 que é dissolvido na água da folha está em torno dos 270 PgC/ano, isto é, mais que um terço de todo o CO2 na atmosfera (Farquhar et al., 1993; Ciais et al., 1997). Esta quantidade é mensurável porque este CO2 tem tempo para trocar os átomos de oxigênio com a água da folha e é identificado devido à sua assinatura correspondente ao 18O (Francey and Tans, 1987; Farquhar et al., 1993). A maior parte deste CO2 é difundida de volta sem participar da fotossíntese. A quantidade que é fixada da atmosfera, isto é, convertida de CO2 em carboidratos durante a fotossíntese, é conhecida como produtividade primária bruta (PPB). O PPB terrestre tem sido estimado como sendo cerca de 120 PgC/ano baseado em medidas de 18O do CO2 atmosférico (Ciais et al., 1997). Este é também o valor aproximado necessário para suportar o crescimento observado das plantas, assumindo que cerca da metade da PPB é incorporada dentro de novos tecidos das plantas tais como folhas, raízes e madeira, e que a outra metade é convertida novamente a CO2 atmosférico pelo processo de respiração autotrófica (respiração pelos tecidos das plantas) (Lloyd and Farquhar, 1996; Waring et al., 1998). O crescimento anual das plantas é a diferença entre a fotossíntese e a respiração autotrófica e é referenciado como produtividade primária líquida (PPL). A PPL tem sido Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 33 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. medida nos principais tipos de ecossistemas por corte seqüencial ou por medidas de biomassa das plantas (Hall et al., 1993). O PPL global terrestre tem sido estimado estar em torno de 60 PgC/ano através da integração de medidas de campo (Atjay et al., 1979; Saugier and Roy, 2001). Estimativas de sensores remotos e dados de CO2 atmosférico (Ruimy et al., 1994; Knorr and Heimann, 1995) concordam com esse valor, apesar de existir uma grande incerteza em todos os métodos. Como visto anteriormente, todo o carbono fixado na PPL é retornado para a piscina de CO2 atmosférico através dos processos de respiração heterotrófica (Rh), por decompositores e herbívoros, e da combustão por incêndios naturais ou provocados pelo homem. A maior parte da biomassa morta entra nas piscinas de detritos e de matéria orgânica do solo onde é respirada a uma taxa que depende da composição química dos tecidos mortos e das condições ambientais (por exemplo, baixa temperatura, condições de seca e alagamentos diminuem a decomposição). Conceitualmente, várias piscinas de carbono do solo são distinguidas. A biomassa microbial e dos detritos tem um tempo de retorno curto (< 10 anos). Carbono modificado do solo tem um tempo de retorno que varia entre décadas e séculos. Carbono orgânico inerte do solo (estável) é composto de moléculas mais ou menos resistentes a decomposição. Uma fração muito fina da matéria orgânica do solo e uma pequena fração da biomassa queimada são convertidas em formas inertes (Schlesinger, 1990; Kuhlbusch et al., 1996). Processos naturais e regimes de gerenciamento podem reduzir ou aumentar a quantidade de carbono armazenado nas piscinas com tempos de retorno da ordem de dezenas a centenas de anos (madeira viva, produtos de madeira e matéria orgânica modificada do solo) e assim influenciar a evolução temporal do CO2 atmosférico ao longo do século. A produtividade líquida do ecossistema (PLE = diferença entre PPL e Rh), pode ser estimada das mudanças nos estoques de carbono, ou pela medida dos fluxos de CO2 entre porções de terra e a atmosfera. Medidas do fluxo PLE anual estão no intervalo entre 0,7 a 5,9 MgC/ha/ano para florestas tropicais e 0,8 a 7,0 MgC/ha/ano para florestas temperadas; florestas boreais podem atingir até 2,5 MgC/ha/ano apesar destas terem se mostrado neutras ou liberarem carbono em anos quentes e/ou nublados (Valentini et al., 2000). A integração destes e de outros resultados levam a uma estimativa global da PLE de cerca de 10 PgC/ano, apesar deste valor poder ser uma superestimativa por causa da corrente distribuição apresentar um viés (“bias”) entre os sítios de medidas de fluxos (Bolin et al., 2000). Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 34 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. espessura da lâmina de água formada. Ecossistemas de altas latitudes têm baixa PPL, em parte devido às curtas estações de crescimento e baixo ciclo de nutrientes devido à baixa taxa de decomposição em solos alagados e gelados. Dados de sensoriamento remoto (Myneni et al., 1997) e observações fenológicas (Menzel and Fabian, 1999) independentemente indicam uma tendência recente a estações de crescimento mais longas nas zonas boreal e temperada da Europa. Tal tendência deveria causar um aumento na PPL anual. Um desvio na direção de depleções antecipadas e mais fortes no CO2 atmosférico na primavera também tem sido observado em estações do norte, consistentes com o início antecipado do crescimento em latitudes médias e altas do hemisfério norte (Manning, 1992; Keeling et al., 1996a; Randerson, 1999). Entretanto, medidas recentes de fluxo em sítios individuais em latitudes altas têm geralmente falhado para encontrar PLE apreciável (Oechel et al., 1993; Goulden et al., 1998; Schulze et al., 1999; Oechel et al., 2000). Estes estudos sugerem que, pelo menos em curto prazo, qualquer efeito direto do aquecimento sobre a PPL pode ser mais que um desvio por um aumento na respiração do carbono do solo causado pelos efeitos do aumento da espessura da lâmina de água. O aumento na decomposição pode, entretanto, também causar aumento na mineralização de nutrientes e, assim, estimular um aumento na PPL (Melillo et al., 1993; Jarvis and Linder, 2000; Oechel et al., 2000). Grandes áreas nos trópicos são áridas e semi-áridas e a produção das plantas é limitada pela disponibilidade de água. Existe evidência de que florestas tropicais úmidas permanentes mostram PPB reduzida durante a estação seca (Malhi et al., 1998) e podem tornar-se uma fonte de carbono sob condições quentes e secas, típicas de anos El Niño. Com uma superfície do oceano mais quente, e, geralmente, conseqüente aumento na precipitação, a tendência global nos trópicos pode ser esperada ser na direção do aumento da PPL, mas mudanças nos padrões de precipitação podem levar à secas, reduzindo a PPL e aumentando a freqüência de incêndios nas regiões afetadas. 2.7. Exercícios. 1) Explique sucintamente o processo de fotossíntese. Indique as diferenças entre os ciclos de fixação de carbono para plantas C3, C4 e CAM. Faça um gráfico ilustrando o processo de fotossíntese para plantas C3 e C4. 2) Faça um gráfico da Fotossíntese bruta em função da temperatura. Explique os processos envolvidos. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 37 2. Fundamentos de ecofisiologia aplicada. 3) Leia a matéria abaixo e responda as questões a, b e c. “O desmatamento e as queimadas ilegais avançam pelo país. No balanço de setembro, houve aumento de 17% no número de queimadas em relação ao mesmo período do ano passado... O Pará é o segundo Estado do país com maior número de queimadas. O mapa enviado às unidades de conservação do Estado mostra que a destruição da floresta cresce na mesma velocidade da pecuária e das lavouras de soja.” Matéria divulgada em 09 de novembro de 2004 pelo Globo Rural Online. a) Quais os possíveis impactos causados por essas atividades “criminosas” em termos de balanço de energia? b) Você acredita que possa haver o desenvolvimento das atividades agropecuárias nesta região de maneira sustentável? Cite exemplos, se for o caso. c) Sabendo que a atividade de queimadas emite uma grande quantidade de CO2 para a atmosfera, qual seria o impacto sobre a fotossíntese bruta para plantas C3 e C4 nesta região? Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 38 3. Balanço de Radiação 3. Balanço de Radiação 3.1. Aquecimento e energia Temperatura, uma variável climática chave, é a medida da energia contida no movimento das moléculas. Para entender como a temperatura é mantida, devemos considerar o balanço de energia que é formalmente afirmado na Primeira Lei da Termodinâmica. Basicamente, o balanço global de energia da Terra ocorre entre a energia vinda do Sol e a energia que retorna para o espaço pela emissão radiativa que ela emite. A geração de energia no interior da Terra tem uma influência que pode ser negligenciada no balanço de energia. A absorção da energia solar acontece em grande parte na superfície da Terra, onde a maior parte da emissão para o espaço tem origem na sua atmosfera. Uma vez que a atmosfera terrestre absorve e emite radiação infravermelha de maneira eficiente, a superfície da Terra é muito mais quente do que seria na ausência de sua atmosfera. Quando mediada durante um período de um ano, mais energia solar é absorvida próximo ao equador que nos pólos. A atmosfera e o oceano transportam energia na direção dos pólos para reduzir os efeitos destes gradientes de aquecimento sobre a temperatura da superfície. Muitas das características da evolução e clima terrestre têm sido determinadas pela posição da Terra no sistema Solar. 3.2. O sistema solar A fonte de energia que sustenta a vida na Terra vem do Sol. A Terra completa sua órbita em torno do Sol uma vez por ano mantendo uma distância relativamente constante do mesmo, tal que a nossa fonte de calor e luz é praticamente estável. O Sol é composto de uma massa de gases altamente condensados e muito quentes, envolto por uma atmosfera de gases rarefeitos. A energia radiante é emitida pela fotosfera, uma camada com centenas de km de espessura, que representa o limite mais externo do disco solar. A tabela 3.1 apresenta algumas características do Sol. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 39 3. Balanço de Radiação Ambos esses fatores são determinados por: - Rotação da Terra em torno do seu eixo (hora do dia) - Latitude (inclinação dos raios solares) - Revolução da Terra em torno do Sol (eixo da Terra é inclinado em um ângulo fixo no plano da eclíptica). Insolação média diária no topo da atmosfera (Q ) ( )00 2 0 sencoscossensen hh d dSQ δφδφ π +      = (3.5) em que: φ = latitude δ = declinação solar (23,45º ≤ δ ≤ -23.45º) h0 = ângulo horário no nascer e no pôr do Sol. d = distância média para a qual S0 é medido. d = é a distância real até o Sol. 3.4. Leis de Radiação 3.4.1. Natureza da Radiação Solar e Terrestre A radiação emitida por um corpo devido à sua temperatura é chamada de radiação térmica. Todo corpo emite este tipo de radiação para o meio que o cerca, e dele a absorve. Se um corpo está inicialmente mais quente que o meio, ele irá se resfriar, porque a sua taxa de emissão de energia excede à taxa de absorção. Quando o equilíbrio é atingido, as taxas de emissão e absorção são iguais. A matéria em estado condensado (sólido ou líquido) emite um espectro contínuo de radiação. Os detalhes do espectro são praticamente independentes do material particular do qual o corpo é composto, mas dependem bastante da temperatura. De uma maneira geral, a forma detalhada do espectro da radiação térmica emitida por um corpo quente depende de algum modo da composição deste corpo. Entretanto, a experiência mostra que há um tipo de corpo quente que emite espectros térmicos de caráter universal. Esses corpos são chamados corpos negros, isto é, corpos cujas superfícies absorvem toda a radiação térmica incidente sobre eles. Independentemente dos detalhes da sua composição, verifica-se que todos os corpos negros à mesma temperatura emitem radiação térmica com o mesmo espectro. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 42 3. Balanço de Radiação O mais importante dos processos responsáveis pela transferência de energia na atmosfera é a radiação eletromagnética. A radiação eletromagnética viaja em forma de onda a uma velocidade igual a velocidade da luz no vácuo, c, (2,9973 x 108 m s-1) e a uma velocidade bastante próxima desta no ar. A luz visível juntamente com os raios gamma, raios x, luz ultravioleta, radiação infravermelha, microondas, sinais de TV e ondas de rádio, forma o chamado espectro eletromagnético. A porção mais significativa do espectro eletromagnético associada com a transferência de energia radiativa está entre a luz ultravioleta e o microondas. Estas ondas podem ser caracterizadas pelo comprimento de onda de propagação, λ, ou pela freqüência, ν, as quais estão relacionadas pela expressão: λν = c (3.6) A radiação solar cobre todo o espectro eletromagnético desde raios gama e raios-x, passando pelo ultravioleta e infravermelho, até microondas e ondas de rádio. Entretanto, a porção mais significativa do espectro associada à transferência radiativa de energia no sistema climático está no intervalo entre o ultravioleta e o infravermelho próximo. Essencialmente, toda a energia que entra na atmosfera terrestre vem do sol, uma vez que a condução de calor vinda do interior da Terra pode ser negligenciada. A radiação solar incidente é parcialmente absorvida, parcialmente espalhada, e parcialmente refletida por vários gases na atmosfera, aerossóis e nuvens. 3.4.2. Radiação de cavidade ou de Corpo Negro O campo de radiação dentro de uma cavidade fechada em equilíbrio termodinâmico tem um valor que é unicamente relacionado à temperatura das paredes da cavidade, independente do material do qual a cavidade é feita. Esta intensidade radiante da cavidade, a qual é unicamente relacionada à temperatura da parede é também conhecida por radiação de Corpo Negro, uma vez que esta corresponde à emissão de uma superfície com emissividade unitária. Corpos Negros perfeitos raramente existem na natureza, mas a radiação dentro da cavidade em equilíbrio sempre será igual à radiação de Corpo Negro. 3.4.3. Função de Planck Para ter uma explicação teórica para a radiação de cavidade, Planck, em 1901, fez duas suposições sobre osciladores atômicos. Primeiro, ele postulou que um oscilador não poderia ter qualquer energia, mas apenas energias dadas por: Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 43 3. Balanço de Radiação E = nhν (3.7) em que ν é a freqüência do oscilador, h é a constante de Planck, e n é chamado de número quântico e pode apenas assumir valores inteiros. Esta relação afirma que a energia do oscilador é quantizada. Segundo, ele postulou que os osciladores não irradiam energia continuamente, mas somente em saltos, ou quanta. Esses quanta de energia são emitidos quando um oscilador muda de um estado para outro de seus estados quantizados de energia. Com base nessas duas hipóteses, Planck foi capaz de derivar de um ponto de vista teórico a então chamada Função de Planck, a qual é expressa por:       −      = 1exp 2)( 2 3 kT hc hTE ν ν ν (3.8) em que k é a constante de Boltzmann, igual a 1,37 x 10-23 J K-1, h é a constante de Planck, igual a 6,626 x 10-34 J s, ν é a freqüência da radiação em s-1, c é a velocidade da luz e T é a temperatura em Kelvin. A figura 3.2 abaixo mostra curvas do espectro para diferentes temperaturas em função da freqüência. Figura 3.2: Radiância espectral de um corpo negro em função da freqüência da radiação para diferentes temperaturas. Observa-se que a freqüência na qual a radiância máxima ocorre, aumenta linearmente com a temperatura, e a potência total emitida por metro quadrado (área sob a curva) aumenta muito rapidamente com a temperatura. A função de Planck relaciona a intensidade da radiação monocromática emitida com a freqüência e a temperatura da substância emissora. Utilizando a relação entre comprimento de onda e freqüência apresentada anteriormente, a Função de Planck pode ser escrita como: Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 44 3. Balanço de Radiação Para um dado comprimento de onda, a emissividade de um meio, ελ, definida como a razão entre a intensidade emitida e a função de Planck, é igual a absortividade, Aλ, definida como a razão entre a intensidade absorvida e a função de Plank, para um meio em equilíbrio termodinâmico. Assim, podemos escrever: ελ = Aλ (3.16) Um meio com uma absortividade Aλ absorve somente Aλ vezes a intensidade radiante de corpo negro Bλ(T), e, portanto, emite ελ vezes a intensidade radiante de corpo negro. Para um corpo negro, a absorção e a emissão são máximas. Assim, devemos ter que: ελ = Aλ = 1 (3.17) para todos os comprimentos de onda. Um corpo cinza é caracterizado por absorção e emissão incompletas e pode ser descrito por: ελ = Aλ < 1 (3.18) A lei de Kirchhoff exige a condição de equilíbrio termodinâmico, tal que a condição de temperatura uniforme e radiação isotrópica sejam satisfeitas. Obviamente, o campo de radiação na atmosfera terrestre como um todo não é isotrópico e a temperatura não é uniforme. Entretanto, num volume localizado abaixo de 40 km, como uma boa aproximação, ela pode ser considerada isotrópica e com temperatura uniforme, na qual as transições de energia são determinadas pelas colisões moleculares. É neste contexto de equilíbrio termodinâmico local que a lei de Kirchhoff é aplicável à atmosfera. 3.4.6. Emissividade Em equilíbrio, a intensidade radiante dentro de uma cavidade à temperatura T é . Define-se a emissividade, ε, de um corpo como sendo a razão entre a emissão real deste corpo ou volume de um gás e a emissão de corpo negro à mesma temperatura, tal que: 4TECN σ= 4T ER σ ε = , (3.19) em que ER é a emissão real do corpo. 3.5. Temperatura de emissão de um planeta A temperatura de emissão de um planeta é a temperatura de corpo negro com a qual ele precisa emitir para alcançar o balanço de energia. A idéia básica é igualar a Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 47 3. Balanço de Radiação energia solar absorvida pelo planeta com a energia emitida por um corpo negro. Isto define a temperatura de emissão do planeta, ou seja, Radiação solar absorvida = Radiação Planetária emitida. Para calcular a radiação absorvida começamos com a constante solar, a qual mede a densidade do fluxo de energia da radiação solar chegando à uma distância média do planeta até o Sol. A densidade do fluxo é definida com relação a uma superfície plana perpendicular à direção da radiação. A radiação solar é essencialmente um feixe paralelo e uniforme para um planeta no sistema solar, porque os todos os planetas têm diâmetros pequenos quando comparados à distância do Sol. A quantidade de energia incidente em um planeta é igual à constante solar vezes a área que o planeta esconde o feixe de fluxo de energia paralela. Esta região é chamada de área de sombra (figura 3.3). Uma vez que a atmosfera da Terra é muito fina, podemos ignorar seus efeitos na área de sombra e utilizar o raio de um planeta sólido, rp, para calcular a área de sombra. Figura 3.3: Área equivalente ao sombreamento dos raios solares por um planeta (Área de sombra). (Adaptada de Hartmann, 1994). Nós também devemos levar em consideração o fato de que nem toda energia solar incidente sobre um planeta é absorvida. Uma fração desta energia é refletida de volta para o espaço sem ser absorvida e, portanto, não é considerada no balanço planetário de energia. Esta reflexão planetária é chamada de albedo e é denotada pelo símbolo αp. Assim, temos ( ) 20 1 absorvidasolar Radiação pp rS πα−= A insolação média global no topo da atmosfera é cerca de 342 W m-2. Uma vez que o albedo planetário da Terra é de 30 %, somente 70% são absorvidos pelo sistema climático, cerca de 240 W m-2. Esta quantidade de energia deve ser retornada para o Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 48 3. Balanço de Radiação espaço por emissão terrestre. Assumimos que a emissão terrestre é semelhante a de um corpo negro. A área pela qual a emissão ocorre é a área da superfície de uma esfera, mais do que a área de um círculo. O fluxo de emissão terrestre é então escrito como: 24 4 Emitida Terrestre Radiação pe rT πσ= Se igualarmos o fluxo solar absorvido com o fluxo terrestre emitido, obteremos o balanço de energia planetário, o qual definirá a temperatura de emissão, ( ) 40 1 4 T S p σα =− ou ( ) 4 0 14 σ α p e S T −     = (3.20) O fator 4 dividindo a constante solar é a razão entre a área global da superfície de uma esfera e sua área de sombra, a qual é a área de um círculo com o mesmo raio. A temperatura de emissão pode não ser a temperatura real da superfície ou da atmosfera do planeta. Ela é meramente a temperatura de emissão de corpo negro que um planeta requer para balancear a energia solar que ele absorve. Sabendo que o albedo terrestre é de cerca de 30 %, podemos calcular a temperatura de emissão da Terra, tal que, ( )( ) )º18(255 1067,5 3.014/1367 4 428 2 CK KWm WmTe −=× − = −−− − Esta temperatura de emissão é muito mais baixa do que a temperatura média global da superfície, cerca de 288 K (15 ºC). Este fato é decorrente do efeito estufa. 3.6. Efeito estufa Podemos ilustrar o efeito estufa com uma elaboração muito simples do modelo de balanço de energia utilizado para definir a temperatura de emissão. Uma atmosfera que é considerada ser um corpo negro para a radiação terrestre, mas que é transparente para a radiação solar é incorporada ao balanço global de energia (figura abaixo). Uma vez que a radiação solar está em grande parte no visível e no infravermelho próximo, a Terra emite primariamente radiação infravermelha térmica, a atmosfera pode afetar a radiação solar e a radiação terrestre de maneira bem diferente. O balanço de energia no topo da atmosfera neste modelo é o mesmo do modelo básico de balanço de energia que define a temperatura de emissão. Uma vez que a camada atmosférica absorve toda a Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 49 3. Balanço de Radiação Para a atmosfera: BOC = +19 BOL = 111 - 96 - 64 = - 49 Rn = 19 – 49 = -30 Ou seja, existe um déficit radiativo na atmosfera. Para a superfície: BOC = +51 BOL = 96 – 117 = -21 Rn = 51 – 21 = +30 Ou seja, existe um excesso radiativo na superfície. Entretanto, o resfriamento excessivo da atmosfera e o aquecimento excessivo da superfície não ocorrem, como poderia ser esperado pela análise desses resultados. Isto se deve ao fato de que existem outros mecanismos que transportam energia da superfície para a atmosfera. A convecção transporta esse excedente da superfície na forma de calor sensível e calor latente, conforme pode ser verificado na figura 3.5. A emissão em termos de calor sensível é de aproximadamente 7% e a de calor latente é da ordem de 23%. Sendo assim, o balanço é atingido com a inclusão desses termos, ou seja, Rn = BOC + BOL + LE + H (3.24) em que LE representa o fluxo de calor latente e H o fluxo de calor sensível. 3.8. O balanço regional de radiação. Até agora, foram vistos os termos do balanço de radiação e verificou-se que o albedo global é de cerca de 4%. Entretanto, existe uma variação muito grande desta propriedade sobre a superfície terrestre. A tabela 3.2 apresenta alguns valores do albedo sobre algumas superfícies. Sendo assim, é necessária uma reformulação do balanço de energia feito anteriormente para que seja possível sua aplicação prática. Tabela 3.2: Albedo de algumas superfícies naturais Superfície α (%) Solo nu escuro 5 a 15 Solo nu claro 10 a 20 Gramado 10 a 30 Milho 16 a 23 Floresta 10 a 15 Arroz 10 a 12 Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 52 3. Balanço de Radiação 3.8.1. O balanço de ondas curtas (BOC). Da radiação incidente no topo da atmosfera (Q0) cerca de 51 % atingem a superfície. Essa porção da radiação, chamada de Qg, tem a contribuição da radiação que atinge diretamente a superfície, QDIR, e da radiação difusa que interage com os constituintes da atmosfera, QDIF. QDIF pode ser obtida experimentalmente através do uso de um pireliômetro sombreado. Qg pode ser medida através de um pireliômetro sem sombreamento, tal que QDIR pode ser então obtida como um resíduo dos dois primeiros, tal que QDIR = Qg - QDIF (3.25) Vimos que parte da energia que atinge a superfície é refletida para o espaço. Sendo assim, podemos escrever o balanço de ondas curtas como: { { )1( Re αα −=−= g fletida g Incidente g QQQBOC (3.26) 3.8.2. O balanço de ondas longas (BOL). Para o balanço de ondas curtas, devemos considerar as emissões da superfície e da atmosfera, dadas pela lei de Stefan-Boltzmann. A emissão da atmosfera quase não sofre alteração ao longo do dia, já a emissão da superfície tem um ciclo diurno bem definido. O balanço de ondas longas é então dado por: { Emitida SUP Incidente ATM QQBOL −= 321 (3.26) 3.8.3. O Saldo de Radiação (RN). O saldo de radiação (RN) ou balanço é obtido através da soma dos balanços de onda curta e onda longa, tal que: SUPATMgN QQQBOLBOCR −+−=+= )1( α (3.27) 3.8.4. Estimativas de BOC, BOL e RN. Quando não há disponibilidade de equipamentos para a medida de Qg é possível a utilização de medidas da insolação diária ou número de horas de brilho solar (n). A medida de n é feita através de um heliógrafo. Observações indicam uma relação linear entre a radiação incidente no topo da atmosfera e a radiação incidente na superfície. A Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 53 3. Balanço de Radiação equação que relaciona essas duas variáveis é chamada de equação de Angströn-Prescott e é dada por:            += N nbaQQg 0 (3.28) em que N é o fotoperíodo para o dia em questão e representa o número máximo de horas com brilho solar naquele dia, a e b são coeficientes específicos para cada local e são obtidos empiricamente, através de uma regressão simples. Sendo assim, o balanço de ondas curtas pode ser escrito como: ( ) ( )αα            +=−= 11 0 N nbaQQBOC g − (3.29) Quando não há informações sobre os coeficientes a e b para o local, Glover & McCulloch (1958) propuseram a seguinte aproximação: a = 0,29 cos φ b = 0,52 em que φ é a latitude, expressa em graus e décimos. O valor de N pode ser calculado conhecendo-se a latitude e o dia do ano através da expressão: N = 2 h0/15º (3.30) em que ho = arccos(-tan φ tan δ) é o ângulo horário no nascer ou pôr do sol, sendo φ a latitude do local e δ é a declinação solar, dada por: δ = 23,45 sen[360(NDA-80)/365] (3.31) Q0 é dado pela expressão 3.5 como: ( )00 2 0 0 sencoscossensen hhd dSQQ δφδφ π +      == (3.5*) Notar que o valor de h0 na equação 3.5* deve ser dado em radianos. O quadrado da razão d d é obtido através da expressão empírica )02sen(000077,0)02cos(000719,0 )0sen(001280,0)0cos(034221,0000110,1 2 dd dd d d ×+×+ ×+×+=      (3.32) em que d0 = 6,2831853x(NDA-1)/365 e d02 = 2 x d0. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 54 3. Balanço de Radiação 3.8.5. Balanço de Energia em ambientes protegidos. O conhecimento dos princípios do balanço de radiação ajuda a entender fenômenos como o efeito estufa e a formação de geadas e também fornece meios para minimizar efeitos desfavoráveis. O uso de coberturas plásticas (estufas) ou de outro tipo, podem promover temperaturas adequadas para o crescimento das plantas. Quando do uso dessas coberturas, existe uma alteração no balanço de energia uma vez que existe absorção e emissão pelo material utilizado para a cobertura. O uso de coberturas pode ter objetivos diferentes dependendo da região em que essas são utilizadas. Por exemplo, estufas na região sul são geralmente utilizadas para minimizar os efeitos de baixas temperaturas, sendo fechadas. Na região norte é comum o uso de coberturas para evitar o efeito de granizo ou excesso de exposição aos raios solares e são geralmente abertas. Em geral, a cobertura da estufa, quando o objetivo é captar energia solar, deve ter uma transmissividade grande e refletividade baixa. Por outro lado, quando o objetivo é a proteção contra o excesso de radiação, as coberturas devem ser de baixa transmissividade e alta refletividade. A tabela 3.5 apresenta algumas propriedades de coberturas geralmente utilizadas. Tabela 3.5: Atenuação média provocada por alguns tipos de cobertura. (Fonte: Sentelhas et al., 1997. Adaptado de Pereira et at., 2002) Tipo de cobertura Atenuação (Absorção + reflexão) Polietileno de baixa densidade (PEBD) 19,9 % Tela branca (50%) 23,7 % PVC 32,8 % Tela verde (50%) 39,9 % Tela preta (50%) 51,6 % A figura 3.6 mostra um esquema para o balanço de ondas curtas dentro de estufas pláticas. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 57 3. Balanço de Radiação Figura 3.6: Balanço de ondas curtas dentro de estufas plásticas. (Adaptado de Pereira et al., 2002) Verificamos na figura 3.6 que a radiação incidente no topo da cobertura, Qg, é absorvida em parte pela cobertura que possui absortividade a, transmissividade t e albedo, ou coeficiente de reflexão, r1. Parte dessa radiação é transmitida e atinge a superfície de coeficiente de refletividade r2. Parte dessa porção da radiação é novamente refletida pela superfície e atinge novamente a cobertura, sendo parcialmente transmitida para o exterior e parcialmente refletida. O balanço de ondas curtas pode então ser escrito como: gggg tQrrtQrrtQrtQBOC 2 21212 −+−= (3.39a) ou )1( 221212 4342 rrrrrtQBOC g −+−= (3.39b) O valor de r2 varia entre 0,1 e 0,3. Quando o objetivo é o de captar energia, r1 tem valores em torno de 0,15. Nessas condições os dois últimos termos da equação 3.39b são desprezíveis (menos de 3% de erro). No caso da proteção contra excesso de radiação, utiliza-se cobertura com alto poder refletor (r = 0,55) e, neste caso, os dois termos corresponderiam a cerca de 6% do total, podendo novamente ser desprezados com erro inferior a 10 %. Sendo assim, o balanço de ondas curtas pode ser escrito como: )1( 2rtQBOC g −= (3.40) Para o balanço de ondas longas considera-se a lei de Kirchhoff em que um bom absorvedor é também um bom emissor. Portanto, o balanço de ondas longas dentro de um ambiente protegido artificialmente depende fundamentalmente da diferença de Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 58 3. Balanço de Radiação temperatura das plantas (Tp) e da cobertura (Tc). Um fator que afeta significativamente o balanço de ondas longas é o tipo de cobertura. Resultados experimentais de Pezzopane et al. (1995), obtidos com coberturas plásticas de polietileno de baixa densidade (PEBD) com espessura de 0,1 mm, indicam que o BOL interno representa uma fração do BOL externo. No caso em questão, essa fração foi de 0,5 para noite com céu sem nuvens e de 0,6 para noites nubladas. Sendo assim, o BOL interno é uma fração do BOL externo, tal que, BOLint = f BOLext (3.41) Assim, o saldo de radiação, ou radiação líquida, dentro do ambiente protegido pode ser escrito como: Rn = tQg(1-r2) + f BOLext (3.42) 3.8.6. Balanço de Energia em ambientes vegetados. Vimos que para o balanço de energia global, alguns termos relativos ao transporte de energia não radiativa (fluxos de calor sensível e latente) devem ser incluídos para que o equilíbrio seja atingido. O balanço é atingido quando são determinadas todas as entradas e saídas do sistema. Quando tratamos de superfícies vegetadas (florestas, plantações, etc) outros termos devem ser considerados, pois participam efetivamente das trocas de energia entre a superfície e a atmosfera. A diferença entre a energia que entra e a que sai é a energia captada ou utilizada pelo sistema. Nos sistemas vegetados, essa energia captada pode ser utilizada no aquecimento do ar e das plantas (H), no aquecimento do solo (G), na evapotranspiração (LE) e nos processos de síntese biológica (F). Também existe o transporte lateral de energia de/para outras regiões. A figura 3.7 ilustra os termos envolvidos no balanço de energia em superfícies vegetadas. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 59 4. Evapotranspiração. 4. Evapotranspiração 4.1. Introdução Os processos evaporativos têm grande importância no ciclo hidrológico. De toda a precipitação que ocorre sobre os continentes, 57% evapora, enquanto que nos oceanos a evaporação corresponde a 112% do total precipitado. Em uma região semi-árida, cerca de 96% da precipitação total anual pode evaporar. A evapotranspiração diária pode variar em uma faixa de 0 a 12 mm por dia (Porto et al., 2000) Durante uma chuva intensa, a evaporação é reduzida a um mínimo, por causa das condições de saturação do ar. Entretanto, a evapotranspiração entre as tormentas é normalmente suficiente para deplecionar completamente a umidade do solo em regiões áridas e tem influência significativa na umidade do solo e nas respostas hidrológicas futuras em todos os lugares. As estimativas de precipitação são críticas em projetos de reservatórios e planejamento agrícola. Por exemplo, a evaporação do lago Nasser, formado pela barragem de Assua, no Egito, é da ordem de 15 % da vazão anual média do Rio Nilo. As perdas de água dessa magnitude influenciam o projeto, a operação e o gerenciamento de recursos hídricos que afetam muitos países. (Bras, 1990). Sendo assim, nesta seção estudaremos os processos evaporativos que acontecem próximo à superfície da terra, são eles: evaporação, transpiração e o processo conjunto chamado de evapotranspiração. 4.2. Evaporação Evaporação é o processo físico de mudança de fase da água ocorrendo da fase líquida para a fase gasosa. Ocorre em superfícies livres de água, de solo e da água interceptada pelas plantas (Orvalho e chuva interceptada - Seção 5.3). A evaporação potencial é a taxa de evaporação de uma dada superfície, controlada climaticamente, quando a quantidade disponível e a taxa de alimentação de água à superfície são ilimitadas. 4.3. Transpiração A transpiração é um processo biofísico pelo qual a água que se fez presente no metabolismo da planta é transferido para a atmosfera na forma de vapor. Ocorre em Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 62 4. Evapotranspiração. maior parte através das folhas (estômatos e cutícula). A transpiração potencial é uma função do clima e da fisiologia da planta, ocorrendo sob uma taxa ilimitada de alimentação de água na zona de raízes. A transpiração real, sob condições limitadas de água, depende da habilidade da planta em extrair a umidade do solo parcialmente saturado com capacidade limitada de transferir água. A manutenção da transpiração é feita no sistema condutor das plantas através dos gradientes de potencial da água. 4.4. Evapotranspiração (ET) Evapotranspiração é o processo simultâneo de transferência de água para a atmosfera por evaporação da água do solo, superfícies livres de água e água retida pelas plantas e pela transpiração das plantas. 4.4.1. Evaporação Potencial (ETP) ou de Referência (ET0) A evapotranspiração potencial (ETP) é a máxima evapotranspiração que ocorreria se o solo dispusesse de suprimento de água suficiente e a plantação em questão tivesse no auge da quantidade de folhas. Define-se a ETP como sendo a quantidade de água que seria utilizada por uma extensa superfície vegetada com grama, com altura entre 8 e 15 cm, em crescimento ativo, cobrindo totalmente a superfície do solo, com área foliar constante, com ampla área de bordadura e sem restrição hídrica de água no solo. É limitada pelo balanço vertical de energia. A ETP é um valor de referência, pois caracteriza a perda de água da bacia como se toda a vegetação fosse um gramado de uma espécie vegetal padronizada. Portanto, é um índice que depende das características particulares da transpiração da cultura plantada na região estudada, levando em conta apenas o clima, o tipo de solo, e as superfícies livres de água na bacia. Em geral, considera-se: IAF = 3 m2 folha / m2 solo. Albedo = 0,23 Bordadura = entre 100 e 200 m. 4.4.2. Evaporação Real (ETR) A evapotranspiração real (ETR) é a água evapotranspirada nas mesmas condições da ETP, porém, com ou sem restrição hídrica. Nos períodos de deficiência de chuva em Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 63 4. Evapotranspiração. que os solos tornam-se mais secos, a ETR é sempre menor do que a ETP. Estas diferenças também são observadas quando as plantas estão germinando e na época de colheita. No período de maturação das lavouras se dá a maior proximidade entre os valores real e potencial. Sendo assim, ETR ≤ ETP (3.1) A ETR, para uma dada cultura, depende do balanço vertical de energia e da disponibilidade hídrica da região. 4.4.3. Evaporação de Oásis (ETO) A evapotranspiração de oásis (ETO) é a quantidade de água evapotranspirada por uma pequena área vegetada úmida, circundada por uma extensa área seca, de onde provém energia por advecção. Este tipo de evapotranspiração é comum em áreas em que se aplica irrigação. A figura 4.1 ilustra este efeito. Figura 4.1: Ilustração dos diferentes tipos de evapotranspiração que ocorrem em áreas irrigadas. 4.4.4. Evapotranspiração de Cultura (ETc). É a evapotranspiração que ocorre numa cultura qualquer em uma fase fenológica de desenvolvimento sem restrição hídrica e com ampla bordadura. É a evaporação “potencial” para uma determinada cultura e está relacionada à ETP através da seguinte expressão: ETc = kc ETP (4.2) Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 64 4. Evapotranspiração. Figura 3: Tanque de 20 m2. Foto tirada na estação meteorológica da ESALQ. A evaporação de espelhos de água (lagos) é obtida multiplicando-se a lâmina medida nos tanques por um coeficiente de ajuste, chamado de coeficiente de tanque. Oliveira (1971) apresenta as seguintes relações para as medidas de evaporação realizadas nos três tipos de tanque, comparadas com a evaporação de um lago de 1 ha: Elago = E 20m2 = 0,76 ECA = 0,95 EGGI (4.4) 4.6.2.Medida de Evapotranspiração. As medidas de evapotranspiração são feitas através de lisímetros, também conhecidos por evapotranspirômetros, que são tanques enterrados no solo, por meio dos quais mede-se a evapotranspiração potencial ou a evapotranspiração de cultura. Nos lisímetros que medem a ETP, uma grama padrão é plantada sobre o tanque e ao redor do mesmo, conforme mostra a figura 4. Este lisímetro é chamado de lisímetro de drenagem. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 67 4. Evapotranspiração. Figura 4: Lisímetro de drenagem. Foto tirada na estação meteorológica da ESALQ. Os lisímetros de drenagem são utilizados para a medida da evapotranspiração potencial em períodos longos (> 10 dias). Como base para os cálculos é utilizado o principio de conservação de massa: DPETIPArm −−+=∆ (4.5) Figura 5: Termos envolvidos na conservação de massa para o cálculo da ET utilizando lisímetros de drenagem. Como o armazenamento no solo dentro do tanque é mantido constante por irrigação, a variação no armazenamento, ∆Arm, é igual a zero. Sendo assim, a expressão 4.5 pode ser escrita como: DPIPET −+= (4.6) Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 68 4. Evapotranspiração. sendo ET a evapotranspiração, no caso apresentado potencial, P a precipitação, medida em pluviômetros, I a irrigação, e DP a drenagem profunda, medida diariamente através de uma proveta graduada. Outro tipo de lisímetro bastante utilizado é o lisímetro de lençol freático constante. Este tipo de lisímetro adota um sistema automático de alimentação e registro da água reposta de modo a manter o nível do lençol freático constante, sendo a evapotranspiração igual ao volume de água que sai do sistema de alimentação (Assis, 1978). Também é utilizado para períodos longos de tempo. Quando se deseja obter medidas de evapotranspiração em períodos mais curtos de tempo, utiliza-se outro tipo de lisímetro, o lisímetro de pesagem. Este tipo de lisímetro utiliza a medida automatizada de células de carga instaladas sob uma caixa impermeável, medindo a variação de peso desta. Deste modo, havendo consumo de água pelas plantas do lisímetro, ocorre uma diminuição do peso do volume de controle, a qual é proporcional à evapotranspiração. A figura 6 apresenta este tipo de lisímetro. (a) (b) Figura 6: (a) Lisímetro de pesagem instalado numa plantação de laranja. (b) células de carga do lisímetro. Fotos tiradas na ESALQ – Piracicaba-SP. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 69 4. Evapotranspiração. W=0,407 + 0,0145 T (0º C < T < 16 ºC) (4.18a) W=0,483 + 0,01 T (16,1 ºC < T < 32 ºC) (4.18b) Quando G não estiver disponível ele pode ser calculado em função da temperatura do ar pela equação: G=0,38 (Td – T-3d) (4.19) No caso de estimativa mensal G=0,14 (Tm – T-m) (4.20) 4.7.7.Método de Penman-Monteith. ( ) ( ) ( )2 2 34,01 273 900 408,0 Us T eeU GRns ETP as ++ + − +− = γ γ (4.21) Nesta expressão: γ=é a constante psicrométrica (0,063 kPa/ ºC) Rn= é a radiação líquida total diária (MJ m-2 d-1) G= fluxo de calor no solo (MJ m-2 d-1) s é a declividade da curva de pressão de vapor, sendo dado por: )4098( ses = 4.8. Exercícios. 1) O que é evapotranspiração? 2) Qual a diferença entre evapotranspiração potencial e evapotranspiração real. 3) Defina evapotranspiração de oásis. Faça um esboço ilustrando sua ocorrência. 4) Qual a diferença entre evapotranspiração de cultura e evapotranspiração real de cultura. 5) Quais são os fatores determinantes da ET. 6) Utilizando o método de Penmam-Monteith, faça uma estimativa para a evapotranspiração potencial (ETP), para as seguintes condições: Rn = 8,5 MJm-2d-1, G = 0,8 MJm-2d-1, Tmin =18 ºC, Tmax = 30 ºC, U2m = 1,8 m/s, URmin= 40%, URmax = 100% O que você espera que aconteça com o valor de ETP obtido nas seguintes situações: a) com um aumento de 100% na velocidade do vento? b) com um aumento de 100% na umidade relativa mínima? Justifique sua resposta. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 72 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera 5.1. Propriedades da água A água é uma das mais importantes substâncias da crosta terrestre. Nas formas líquida e sólida cobre mais de dois terços de nosso planeta e, na forma gasosa, é constituinte da atmosfera estando presente em toda parte. Sem água não seria possível a vida como a conhecemos. Os organismos vivos se originaram em meio aquoso e se tornaram absolutamente dependentes dele no decurso de sua evolução. A água é constituinte do protoplasma, em proporções que podem alcançar 95% do peso total. No protoplasma, participa em importantes reações metabólicas tais como a fotossíntese e a fosforilação oxidativa. Ela é o solvente universal, possibilitando uma série de reações. Nas plantas, tem ainda a função de manter o turgor celular, responsável pelo crescimento vegetal. Assim, o conhecimento de suas propriedades físicas é essencial para o estudo de suas funções na natureza, em particular, seu comportamento no sistema solo-planta-atmosfera. 5.1.1. Estrutura molecular da água e mudanças de fase A fórmula química da água é H2O, isto é, é formada de dois átomos de hidrogênio e um de oxigênio. O diâmetro médio da molécula de água é de 3 Å (3 x 10-10 m) e os dois átomos de hidrogênio estão ligados ao átomo de oxigênio formando um ângulo de aproximadamente 105º, conforme ilustrado na Figura 5.1. Esta ligação causa um desequilíbrio de cargas na molécula de água. Figura 5.1: Representação esquemática de uma molécula de água. O desequilíbrio de cargas da molécula de água é responsável por várias propriedades físico-químicas, tais como a atração eletrostática por outras moléculas de água, íons e colóides e a adsorção sobre superfícies sólidas. Cada molécula de água estabelece quatro ligações de hidrogênio com as moléculas vizinhas, sendo, portanto, muito intensas as forças que as mantêm unidas. Estas ligações Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 73 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. entre moléculas de água são chamadas de pontes de hidrogênio. A Figura 5.2 ilustra essas ligações. Figura 5.2: Estrutura da água ilustrando as pontes de hidrogênio. A água dissolve uma grande variedade de compostos iônicos ou moleculares. Esta propriedade permite, por exemplo, que a água transporte nutrientes dissolvidos através de organismos vivos e retire os desperdícios dos mesmos tecidos, servindo como agente de limpeza. 5.1.2. Coesão, Adesão e Tensão Superficial Coesão é o fenômeno de afinidade entre moléculas ou substâncias idênticas, enquanto que adesão ocorre por atração entre moléculas ou substâncias diferentes. No caso da água líquida, devido às pontes de hidrogênio, a afinidade entre as suas moléculas é elevada. A natureza polar da molécula de água permite interações eletrostáticas com outras moléculas polares e estas ocorrem em grande quantidade na natureza, inclusive nas plantas. O fenômeno de capilaridade, que é responsável por uma parte considerável das forças de retenção da água no solo e em outros materiais porosos, ocorre devido à atuação das forças de adesão e coesão. Pode-se usar a capilaridade para se avaliar a tensão superficial: as moléculas da superfície de um líquido em contato com o seu vapor são atraídas para seu interior, tendendo a formar uma área superficial mínima na ausência de forças externas. Assim, volumes de líquido livremente suspensos assumem a forma esférica para atingir a relação mínima entre área e volume. Para aumentar a área Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 74 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. Aquecendo a água acima do seu ponto de fusão, a referida rede cristalina começa a ser destruída, sendo os espaços anteriormente vazios ocupados por algumas moléculas. Por isso se verifica a contração de volume, que atinge um ponto máximo para a temperatura de 4o C. A expansão (aumento de volume) da água ao se congelar pode ser a razão da fratura de rochas e de pavimentos de ruas, do arrebentamento dos canos da água e da quebra do bloco do motor dos automóveis, e do rompimento das células das plantas durante ocorrências de geadas. 5.2. Potencial da água. Vimos na seção 2 que o movimento da água se dá como uma resposta à uma diferença de potencial entre dois pontos. Nesta seção, veremos alguns detalhes sobre o potencial da água. A água do solo, da planta e da atmosfera, assim como qualquer corpo na natureza, pode ser caracterizada por um estado de energia. Diferentes formas e quantidades de energia determinam este estado. Em física clássica, identificamos duas formas principais de energia. A energia potencial e a energia cinética. Como o movimento da água nas diferentes partes do sistema solo-planta-atmosfera é muito lento, sua energia cinética, que é proporcional ao quadrado da velocidade, é muito baixa. Por outro lado, a energia potencial, que é uma função da posição e condição interna da água no ponto em consideração, é de primordial importância na caracterização do seu estado de energia. O estado de energia pode ser então descrito por uma função termodinâmica chamada de energia livre de Gibbs, que no caso da água recebe o nome de potencial total da água. Diferenças no potencial da água geram o movimento da mesma de ponto para ponto. Na busca de um estado de equilíbrio, a água de desloca de regiões de maior potencial para regiões de menor potencial. O conceito de potencial total depende da primeira e da segunda lei da termodinâmica. A primeira lei estabelece que a energia pode ser convertida de uma forma para outra, porém, não pode ser criada ou destruída. Matematicamente, dWPdVdUdQ ++= (5.1) em que dQ é o calor adicionado ao sistema, dU é a variação da energia interna U do sistema, PdV é o trabalho feito pelo sistema, P é a pressão, V é o volume e dW representa outros trabalhos feitos pelo sistema sobre o meio. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 77 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. A segunda lei da termodinâmica afirma que a direção de alteração de um sistema isolado é sempre no sentido do equilíbrio: ,TdSdQ = (para processos reversíveis) (5.2) em que S é a entropia do sistema e representa uma medida da desordem interna do sistema. Nos processos reversíveis, dS é maior que zero e a entropia tende a aumentar espontaneamente. A primeira lei da termodinâmica associada ao conceito de entropia pode ser escrita para a água da seguinte forma: dWPdVTdSdU −−= (5.3) A energia livre de Gibbs é definida como: TSPVUTSHG −+=−= (5.4) em que H = U + PV é a entalpia do sistema. G é uma propriedade termodinâmica do sistema e, assim como a entropia e a energia interna, ela envolve energia. É uma função de ponto, isto é, seu valor depende apenas do estado do sistema, da mesma forma como U e S. Sendo assim, se um sistema em um estado A, possuindo energia livre GA, passa para outro estado B como energia livre GB, a diferença GB – GA é idêntica para todos os processos que levam o sistema do estado A para o estado B. Esta propriedade nos permite calcular a variação da energia livre de Gibbs por qualquer processo que ligue os estados A e B. Podemos então escolher o processo mais conveniente ou mais simples. Diferenciando a equação 5.4 e utilizando a equação 5.3, obtemos, dWSdTVdPdG +−= (5.5) utilizando derivadas parciais, 5.5 pode ser escrita como dW W GdT T GdP P GdG TPWPWT ,,,     ∂ ∂ +    ∂ ∂ +    ∂ ∂ = (5.6) Tal que G = G (P, T, W). Para o caso da água no sistema solo-planta-atmosfera a energia livre de Gibbs é denominada de potencial total da água, simbolizado pela letra grega ψ. Na equação 5.6 o termo dW representa outros trabalhos que podem ser realizados pelo (positivo) ou sobre (negativo) o sistema. Os de maior importância são: 1) trabalho gravitacional que determina o potencial gravitacional ψg e é uma função da altura z. 2) trabalho das forças osmóticas que determina o potencial osmótico ψOS. 3) o trabalho que Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 78 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. resulta da interação entre partículas sólidas do sistema e a água (adsorção, capilaridade, etc.) existentes na matriz do solo e que determina o potencial matricial ψm. O potencial total da água é então a soma de cinco componentes: Térmico, pressão, gravitacional, osmótico e matricial. O potencial térmico é de difícil medida. Entretanto, as variações de T que ocorrem no sistema solo-planta-atmosfera implicam, na maioria das vezes, em variações desprezíveis desse potencial, de tal forma que os processos podem ser considerados isotérmicos (Reichart, 1975). Sendo assim, podemos resumir o potencial total de água como: ψ = ψp + ψg + ψOS + ψm (5.7) 5.3. Composição e estrutura do solo As três fases comuns na natureza são a sólida, a líquida e a gasosa, normalmente encontradas no solo. O solo é, portanto, um sistema trifásico tendo uma fase gasosa denominada “ar do solo”, uma líquida denominada “água do solo”, que é composta por água e substâncias dissolvidas, e a sólida, que é composta por minerais, matéria orgânica e vários componentes químicos (Figura 5.7). Figura 5.7: O sistema trifásico do solo. A textura do solo diz respeito à distribuição das partículas de acordo com o tamanho, envolvendo conotações quantitativas e qualitativas, Quantitativamente, envolve as proporções relativas dos vários tamanhos de partículas num dado solo, cujas frações texturais básicas são a areia, o limo (silte) e a argila. A granulometria determina as classes de tamanho das partículas do solo. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 79 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. O uso de θ torna-se mais adequado que µ no caso da computação de quantidades de água adicionadas ao solo por irrigação ou chuva e retiradas por drenagem ou evapotranspiração. 5.3.2.3. Porosidade Porosidade é a máxima umidade volumétrica (ou de saturação) 33 em − + = mm V VV t aw sθ (5.5) Em solos arenosos θs ≈ 0,25 – 0,35 m3 m-3 Em solos argilosos θs ≈ 0,5 m3 m-3 Em solos siltosos θs ≈ 0,2 – 0,5 m3 m-3 5.3.2.4. Grau de saturação O grau de saturação é a fração unitária da máxima umidade ( ) (0;1) / / sθ θ = + = + = twa tw wa w VVV VV VV V w (5.6) Esta quantidade é geralmente utilizada em modelos numéricos para facilitar o processo de inicialização. 5.4. Interceptação A interceptação é a retenção de parte da precipitação acima da superfície do solo (Blake, 1975). A interceptação pode ocorrer devido a vegetação ou outra forma de obstrução ao escoamento. O volume retido é perdido por evaporação, retornando à atmosfera. Este processo interfere no balanço hídrico da bacia hidrográfica, funcionando como um reservatório que armazena uma parcela da precipitação para consumo. A tendência é de que a interceptação reduza a variação da vazão ao longo do ano, retarde e reduza o pico das cheias. Linsley et al (1949) menciona que sob condições similares, as perdas por interceptação vegetal podem chegar até a 25 % da precipitação anual. Helvey e Patric, citado por Wigham (1970) indicam que em regiões úmidas e com florestas, a interceptação anual pode chegar a 250 mm. A retenção de parte do escoamento por depressões do solo não pode ser considerada uma interceptação propriamente dita, já que parte do volume retido retorna ao fluxo da bacia através da infiltração. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 82 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. As depressões do solo ou a baixa capacidade de drenagem podem provocar o armazenamento de grandes volumes de água reduzindo a vazão média da bacia. No rio Paraguai observa-se em alguns trechos que a vazão média diminui para jusante devido ao aumento das áreas de inundação que represam parte do volume de montante. 5.4.1. Interceptação vegetal A interceptação vegetal depende de vários fatores: características da precipitação e condições climáticas, tipo e densidade da vegetação e período do ano. As características principais da precipitação são a intensidade, o volume precipitado e a chuva antecedente. Em florestas, para pequenos volumes de precipitação (< 0,3 mm), todo o volume é retido e para precipitações superiores a 1 mm, de 10 a 40 % pode ficar retido (Kittredge, apud Viessman et al., 1977). Na figura 5.9 são apresentadas curvas para uma determinada vegetação, relacionando total precipitado e interceptado, para diferentes intensidades de precipitação. Pode-se observar que para o mesmo total precipitado a interceptação diminui com o aumento da intensidade. Precipitações precedidas por 24 horas de período seco produzem curva de precipitação-interceptação diferente de ocorrências precedidas por condições úmidas (Blake, 1975). Figura 5.9: Relação entre interceptação-intensidade-precipitação (Blake, 1975) Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 83 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. A intensidade do vento é o fator climático mais significativo na interceptação, aumentando a mesma para uma cheia longa e diminuindo para cheias menores (Wigham, 1970). O tipo de vegetação caracteriza a quantidade de gotas que cada folha pode reter e a densidade da mesma indica o volume retido numa superfície de bacia. As folhas geralmente interceptam a maior parte da precipitação, mas a disposição dos troncos contribui significativamente. Em regiões em que ocorre uma maior variação climática, ou seja, em latitudes mais elevadas, a vegetação apresenta uma significativa variação da folhagem ao longo do ano, que interfere diretamente com a interceptação. A época do ano também pode caracterizar alguns tipos de cultivos que apresentam as diferentes fases de crescimento e colheita. A equação da continuidade do sistema de interceptação pode ser descrita por CTPSi −−= (5.7) em que Si é a precipitação interceptada, P é a precipitação, T é a precipitação que atravessa a vegetação e C é a parcela que escoa pelo tronco das árvores. 5.4.2. Medições das variáveis: 5.4.2.1. Precipitação A quantificação da precipitação é realizada com postos localizados em clareiras próximas às áreas de interesse. A distribuição dos postos depende do tipo de precipitação no local e do grau de precisão desejado. Os problemas maiores ocorrem em locais onde a vegetação tem altura considerável. Blake (1972) utilizou cinco postos numa floresta da Nova Zelândia, sendo um dos pluviômetros colocado no topo de uma árvore de 36 m. Os resultados apresentaram alta correlação entre a precipitação das clareiras e a do topo das árvores. A magnitude do erro da avaliação da precipitação pode ser superior a faixa de magnitude das outras variáveis envolvidas na equação 1, portanto, a sua quantificação deve ser suficientemente precisa para evitar resultados falsos. 5.4.2.2. Precipitação que atravessa a vegetação - (throughfall) A precipitação que atravessa a vegetação é medida por drenagem especial colocada abaixo das árvores e distribuída de tal forma a obter uma representatividade Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 84 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. Bultot et al (1972) adotaram uma parábola para relacionar o armazenamento com a precipitação diária, ou seja, bPaPSi += 2 (5.12) Esta equação é válida até um valor de P, a partir do qual Sv torna-se constante. Clark (1940) após a estimativa da interceptação para diferentes coberturas, principalmente para cultivos agrícolas, apresentou os resultados na forma de tabela (tabela 2). Estes valores devem ser interpretados como um experimento, são úteis para se ter uma idéia de grandeza, pois os mesmos variam de acordo com as condições antecedentes de umidade. Tabela 2: Interceptação em 1 m2 de área (Clark, 1940). Vegetação Precipitação polegadas Característica Interceptação % Trigo 0,02 – 0,07 0,24 0,32 – 0,35 0,46 0,80 1,48 Uma chuva de pequena intensidade Duas chuvas fracas Uma chuva rápida Uma chuva intensa Três chuvas Chuva intensa seguida por outra fraca 76 – 90 74 52 – 64 46 51 33 Cevada 0,11 0,15 0,74 Uma chuva fraca Várias chuvas leves Chuva forte seguida de chuva fraca 72 57 45 Vegetação de Várzea 0,02 0,06 – 0,07 0,38 – 0,45 Chuva muito fraca Chuva fraca Chuva forte 80 66 – 80 67 – 78 5.4.3.3. Interceptação em modelos conceituais. Nos modelos conceituais que retratam a transformação da precipitação em vazão a interceptação tem sido tratada como um reservatório com uma capacidade máxima, de acordo com o tipo de cobertura. Durante a simulação este reservatório retira água da precipitação até atingir a sua capacidade máxima. Nos períodos secos o reservatório é deplecionado com base na evaporação e evapotranspiração. Crawford e Linsley (1966) utilizaram este critério no modelo Stanford IV e sugeriram os valores da tabela 3 para a capacidade máxima do reservatório de interceptação em função da cobertura vegetal. Este tipo de algoritmo faz parte de um conjunto que analisa o processo de transformação de precipitação em vazão dentro de uma visão macroespacial da bacia. Neste contexto a interceptação, em grande parte das bacias, durante as enchentes tem um peso relativo pequeno, perto dos demais processos. Em bacias onde a vegetação tem peso significativo e deseja-se estudar o comportamento da retirada ou acréscimo da cobertura de vegetação, é necessário retratar este processo com maior detalhe. Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 87 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. Tabela 3: Capacidade máxima do reservatório de Interceptação utilizado pelo modelo STANFORD IV (Crawford e Linsley, 1966). Cobertura Capacidade máxima mm Campo, prado 2,50 Floresta ou mato 3,75 Floresta ou mato denso 5,00 5.4.4. Interceptação no uso da terra A quantificação do impacto da modificação da interceptação, ou seja, da cobertura vegetal, sobre o escoamento é uma questão importante para regiões em desenvolvimento com grande ocupação do espaço rural e urbano como o Brasil. Existe dificuldade de quantificar efetivamente este processo devido à magnitude deste componente no ciclo hidrológico, se comparado com os demais. A determinação experimental deste processo é difícil devido à interação com os outros processos como a infiltração e a evaporação. Alguns modelos têm utilizado diferentes tipos de cobertura e área projetada para simular a interceptação de pequenas bacias (Li, 1974) Com dados de uma bacia no país de Gales foi desenvolvido e ajustado um modelo (Institute of hidrology, 1973). O modelo foi utilizado para análise de sensibilidade da interceptação e obteve redução na vazão média de 6 a 20 %, de acordo com a cobertura vegetal implantada (2-8 mm de capacidade de interceptação). Quanto maior for a capacidade de interceptação, maior é a redução na vazão média. 5.4.5. Armazenamento nas depressões. Na bacia hidrográfica existem obstruções naturais e artificiais ao escoamento, acumulando parte do volume precipitado. Em áreas rurais isso pode ser observado após uma enchente, quando áreas sem drenagem formam pequenas lagoas. O volume de água retido nessas áreas somente diminui por evaporação e por infiltração. Como o lençol freático fica alto, logo após a enchente, a saída de água dá-se principalmente pela evaporação, reduzindo a vazão média da bacia. Isso é mais grave em solos que se impermeabilizam com a umidade, como o argiloso. Bacias com baixa drenagem tendem a ter menor vazão média e maior capacidade de regularização natural do escoamento. Os banhados são exemplos de bacias com este Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 88 5. A água no Sistema solo-planta-atmosfera. comportamento. O Pantanal, por onde o rio Paraguai atravessa, é exemplo de uma bacia de grande porte onde a vazão se reduz de montante para jusante devido à retenção do escoamento por depressões das várzeas inundadas. Em bacias urbanas, podem ser criadas artificialmente áreas com retenção do escoamento em função de aterros, pontes e construções. O somatório destas perdas se reflete na redução da vazão média e no abatimento dos picos de enchentes. Linsley et al. (1949) utilizou a seguinte expressão empírica para retratar o volume retido pelas depressões do solo após o início da precipitação. ( )kPedd eSV −−= 1 (5.13) em que Vd é o volume retido, Sd é a capacidade máxima, Pe é a precipitação efetiva, k é o coeficiente equivalente a 1/Sd. No uso desta equação, admite-se que no início da precipitação as depressões estão vazias e para gerar escoamento superficial é necessário que as depressões estejam preenchidas. São aproximações do comportamento real já que o escoamento superficial ocorre sem que as depressões sejam todas preenchidas, devido à variabilidade espacial da capacidade de retenção das mesmas. Hickis (1944) indicou valores de 0,10 polegadas para solos argilosos e 0,20 polegadas para solos arenosos. Viessman (1967) apresentou uma relação entre capacidade das depressões e declividade do solo obtida com base em quatro pequenas bacias impermeáveis, indicando uma grande correlação entre as variáveis (figura 5.10). Figura 5.10: Relação entre depressão do solo e declividade para superfícies impermeáveis (Viessman, 1967). Notas de Aula- ACA 0429 – Agrometeorologia. Por: Edmilson Dias de Freitas 89