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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DE PELOTAS FACULDADE DE METEOROLOGIA DEPARTAMENTO DE METEOROLOGIA Material de Apoio para as Aulas Teóricas da Disciplina de AAGGRROOMMEETTEEOORROOLLOOGGIIAA Professora: Simone Vieira de Assis Pelotas, RS. 2 Unidade 1: INTRODUÇÃO 1.1 Objetivo da Agrometeorologia A definição da Agrometeorologia segue diretamente daquela consideração fundamental da biologia moderna, na qual o organismo e seu ambiente formam uma dialética. A Agrometeorologia é a ciência que interage com as características físicas do ambiente onde estão crescendo plantas e animais; é relacionada com o estudo dos processos físicos que ocorrem neste ambiente e também com o aproveitamento e influência destes processos físicos na agricultura. É uma combinação de ciências físicas e biológicas e existe uma valiosa ligação entre elas. No seu sentido mais amplo, é aquele ramo da meteorologia aplicada que investiga as respostas dos organismos vivos ao meio atmosférico. Nas décadas recentes o uso da meteorologia na agricultura foi aumentando. Isto tem sido devido, largamente, aos estudos de laboratório, casa de vegetação e de campo, nos quais as respostas biológicas tem sido medidas sob condições controladas. A Agrometeorologia inclui o estudo da energia solar, composição e intensidade da radiação solar, métodos de medida da radiação solar recebida pelos cultivos agrícolas . Também estuda a atmosfera, particularmente a camada em que as partes aéreas das plantas crescem e se desenvolvem e, é de grande importância a questão do regime térmico, desta camada, e sua relação com àquela da camada superficial ao solo. De igual importância são os movimentos verticais e horizontais do ar nesta camada da atmosfera, bem como seu teor de umidade e formação de vários hidrometeoros . Não só auxilia ao estudo da camada da atmosfera mais próxima do solo (primeiros 2 metros), como também existe a preocupação em encontrar métodos que alterem alguns processos físicos a fim de combater condições desfavoráveis do tempo como geadas, secas, ventos fortes e outras. O principal objetivo é melhorar a produção agrícola pela previsão mais precisa e pelo controle do meio atmosférico. A previsão pode variar desde as estimativas dos rendimentos das culturas e a sua qualidade, por um lado, até a estimativa da produção pecuária e os azares climáticos, por outro, passando pelo controle das enchentes e a regulação da temperatura dos estábulos e de outras instalações para animais. No sentido estrito, a Agrometeorologia pode ser 3 definida como o estudo dos processos físicos na atmosfera, que produzem o tempo bem como suas relações com a produção agrícola. É uma ciência horizontal, a qual aplica a física do ar atmosférico e do solo à agricultura. De fato, muitos investigadores neste campo acreditam que as investigações sobre o microclima das plantas e animais, assim como as estatísticas dos elementos do tempo, são propriamente assuntos da meteorologia agrícola. Entretanto, nós enfatizamos o estudo das respostas dos organismos vivos ao meio atmosférico, porque esta é a ligação entre a meteorologia e a agricultura, e é o aspecto fundamental do assunto. Os organismos vivos estudados na meteorologia agrícola são restritos as plantas cultivadas, ao gado e as aves domésticas, aos insetos e ao microorganismo de importância econômica. Nesse caso, o objeto de estudo da meteorologia agrícola é relacionado, principalmente, com as relações quantitativas entre o meio atmosférico e as respostas biológicas das espécies vegetais cultivadas e animais domésticos. Outra importante tarefa da Agrometeorologia é estudar o solo, considerando a aeração, regime térmico, balanço de umidade da camada mais superficial em relação a sua composição, clima local e sua influência na formação do solo, e outros fatores. Uma interação com as medidas agronômicas inclui a retenção de neve, uso de cobertura morta, uso de máquinas agrícolas para lavrar a solo, irrigação e outras. Outros assuntos relacionados com a Agrometeorologia são: desenvolvimento de zoneamento agrícola; exploração e uso racional do solo, incluindo solos desnudos e plantados em regiões montanhosas e planas. A Agrometeorologia não deve ser confundida com a Meteorologia Geral que estuda a atmosfera como um todo, sendo uma das suas maiores tarefas, a previsão do tempo. Existem diversas aplicações das técnicas meteorológicas às operações de campo. Alguns exemplos importantes: 1. A previsão e proteção contra geadas; 2. Os avisos contra fogo nas florestas; 3. Planejamento da irrigação; 4. Os calendários de plantio e colheitas; 5. A seleção de lugares para as culturas; 6. Controle de insetos; 7. Controle de doenças; 8. Modificações microclimáticas, como a utilização da prática de quebra-ventos. 4 Grande número de experimentos tem sido feitos no campo aberto, numa tentativa de melhorar a produção agrícola. Entretanto, esses experimentos são complicados devido a vários fatores do ambiente físico. Novas teorias metodológicas e instrumentos necessitam ser desenvolvidos, para sobrepujar as limitações da pesquisa no campo natural. 1.2 Importância do tempo e do clima para produção agrícola A agricultura é o manejo dos recursos naturais visando a produção das plantas para satisfazer as necessidades do homem. A produção das plantas pode ser usada diretamente para alimentação como no caso de frutas e hortaliças, ou pode ser convertida através dos animais em produtos como ovos, leite, carne, etc. ou usada para propósitos industriais como a juta. A agricultura é dependente da interação de todos os atributos dos recursos da terra com os atributos do homem. Os vários campos das ciências aplicadas que tem sido desenvolvidos pelo homem para estudar as várias limitações impostas pelos recursos figuram na Tabela I. A maioria dos problemas agrícolas requer os conhecimentos de mais de uma ciência para obtenção da melhor resposta agrícola, e equipes de trabalho são necessárias para a ciência agronômica. Como o crescimento das plantas é o centro de objetividade de agricultura, é o agrônomo que comumente age como integrador dos vários cientistas. Tabela 1. Recursos da Terra e os atributos do homem Recursos da Terra Ciências aplicadas ao seu manejo na agricultura Clima Agrometeorologia, agroclimatologia Topografia Conservação do solo Solo Fertilidade do solo, física do solo Vegetação Agronomia (incluindo silvicultura) fitopatologia Animais Entomologia, zootecnia Água Hidrologia – irrigação, drenagem RECURSOS HUMANOS Mão de obra Sociologia Capital Economia 5 Tecnologia Engenharia Os recursos naturais não são ilimitados. Anos atrás, sob condições de população escassa e exploração industrial mínima, parecia que a Terra poderia ser o provedor inesgotável dos recursos naturais. Entretanto, a população cresceu e a industrialização se expandiu, e cada vez mais, nós estamos preocupados com as limitações da Terra. As florestas são destruídas, os solos erosionados, os depósitos minerais exauridos e o ar e a água se tornam cada vez mais poluídos, e caso não sejam tomadas providências eles se tornarão um ambiente impróprio à vida. Se a produção mundial, em crescimento, deve ser alimentada em níveis mínimos aceitáveis, a produção mundial de alimentos precisa ser aumentada, as perdas agrícolas e pastoris minimizadas, e a eficiência da produção agrícola melhorada. Não se pode mais aceitar , hoje em dia, que o homem explore os recursosnaturais de uma área ou região (solo, água, ar) e após mude-se para outra região para novos assaltos ao ambiente. A empresa agrícola moderna não mais realiza esta prática; entretanto, os métodos presentes de exploração agrícola estão começando a prejudicar o ambiente, o solo, a água, o ar, de outras maneiras. Para melhorar esta tecnologia moderna, que não pode ser abandonada, precisamos conhecer cada vez melhor o ambiente que usamos (solo, clima, água). As plantas dependem, para o seu crescimento e desenvolvimento, da sua constituição genética e das condições ambientais do solo e do clima. Como um fator ecológico na agricultura, o solo tem sido mais bem estudado e é melhor compreendido do que o clima. Em geral, os agricultores conhecem mais sobre o manejo do solo do que como explorar corretamente os recursos climáticos. Uma razão para o lento progresso da meteorologia agrícola é o pensamento generalizado de que o conhecimento das relações entre o clima e as plantas são de pouco valor prático. Embora o homem não seja ainda capaz de mudar o tempo e o clima, exceto em escala muito reduzida, ele é capaz de ajustar as práticas agrícolas ao clima. A climatologia pode contribuir para solucionar o problema de escolha dos lugares para uma dada cultura ou de uma dada cultura para um lugar. Embora a localização de muitas regiões agrícolas, e por exemplo o trigo no Planalto Gaúcho ou a região arrozeira no litoral do Rio Grande do Sul, tenha sido selecionada pelos agricultores muito antes do desenvolvimento da moderna ciência da climatologia, a falta de um conhecimento detalhado das relações das plantas com o clima 6 tem prejudicado o planejamento inteligente do uso da terra em uma escala maior. Até que a interação do complexo climático com o processo físiológico da cultura seja entendido, a produção desta cultura, adequada para condições climáticas locais, permanece no empirismo. A prática comum de definir as chamadas analogias climáticas, primeiramente em termos de médias mensais de temperatura e precipitação, tem provado ser inadequada como guia para a introdução de plantas ou o planejamento do uso da terra. A radiação solar, a evapotranspiração, a amplitude diária de temperatura, o balanço hídrico e outras variáveis meteorológicas precisam ser completamente analisadas antes de estabelecermos um planejamento para obter o máximo retorno econômico em função de determinado regime climático. Desse modo, a agricultura torna-se dependente dos seguintes fatores do meio vegetal, terrestre e atmosférico. Climáticos Radiação Comprimento de onda Intensidade Fotoperíodo e outros ciclos Temperatura do ar Temperatura do solo Vapor de água Quantidade Evaporação e Transpiração Nuvens Precipitação Quantidade Freqüência Umidade do solo Vento Freqüência 7 Velocidade Direção Edáficos Solo Propriedades químicas Geográficos Gravidade Latitude Longitude Altitude Topográficos e outros Cada local na superfície da Terra possui sua combinação particular de recursos naturais. Como as plantas são imóveis, a prática da agricultura, em dada propriedade agrícola, depende do manejo do conjunto dos recursos naturais da propriedade. Isto envolve a integração de todos os recursos para obtenção dos máximos rendimentos. A distribuição atual das plantas cultivadas não é tão ligada com as condições de solo e clima como poderia ser esperado. Fatores bióticos e o homem em particular tiveram um papel muito importante nesta distribuição, e para atendê-la temos de conhecer a história econômica e social de uma determinada cultura. Finalmente devemos chamar a atenção para a grande importância da Ecologia na Agricultura. Qualquer sistema agrícola que deva ser desenvolvido além da agricultura de subsistência deve colocar sua ênfase na Economia para obter-se máximos retornos dos investimentos em capital e mão-de-obra. 1.3 Crescimento e desenvolvimento de plantas cultivadas É necessário diferenciar “crescimento” de “desenvolvimento”. 8 Crescimento se refere a um aumento em peso ou volume de um certo órgão de uma planta como um todo, dentro do intervalo de tempo de uma certa fase ou de toda a vida da planta. Desenvolvimento é o aparecimento de uma fase ou de uma série de fases durante o ciclo vital da planta. Por exemplo: o florescimento da planta é desenvolvimento, enquanto o alongamento de um ramo é crescimento. No que se refere às mudanças na composição química e física da planta, o crescimento implica em mudanças quantitativas, mas não em profundas mudanças qualitativas. O desenvolvimento, por outro lado, indica o progresso de uma série de mudanças qualitativas, através de todos os estágios, até a morte. Conclui-se que o crescimento pode ser medido pelo aumento de comprimento de um ramo ou aumento de peso, etc. Entretanto, o desenvolvimento é usualmente observado pela data de germinação, brotação, floração, frutificação, etc. Em outras palavras, o estudo do desenvolvimento de uma planta, é morfológico e fenológico (fenologia é o estudo dos acontecimentos periódicos da vida), mas o crescimento é geralmente fisiológico e ecológico. Os fisiologistas consideram o crescimento um fenômeno complexo, e de difícil definição, porque o crescimento compreende aspectos como: a reprodução, o aumento em dimensões, o ganho de peso, a multiplicação das células. Depende do órgão (da espécie do órgão), que se toma como medida de crescimento. Na prática agrícola, o descanso invernal das plantas, a quebra de dormência das sementes e gemas, são problemas de desenvolvimento e não de crescimento. Uma vez que esses são problemas essenciais em agricultura, a investigação das relações entre o meio e o desenvolvimento, constituem importante trabalho de pesquisa. Exemplo de fases visíveis e invisíveis: a maioria das fases e sub-fases de uma planta são reconhecíveis morfologicamente, mas algumas não são aptas de serem vistas à olho nú. Entre as visíveis temos a emergência, o empendoamento do milho a floração das ervilhas, etc. Entre as que não podem ser vistas podemos citar o estágio formativo do milho, o estágio de rápido crescimento da ervilha e a maturação da ervilha. Destas, algumas podem ser medidas com instrumentos, como por exemplo, a maturação da ervilha pode ser medida com o tenderômetro, enquanto que o estágio formativo do milho deve ser medido indiretamente pela contagem do número de folhas e altura das plantas. 9 Ao examinar-se a curva de crescimento de um vegetal, observa-se um período inicial de crescimento lento, seguido de um rápido aumento de tamanho, culminando, finalmente, com uma parada no processo (Figura 1). O crescimento inicial lento ocorre porque a planta depende das reservas da semente para a produção de seus órgãos. Em seguida, após o desenvolvimento do sistema radicular e a emergência das folhas, os processo anabólicos dependentes da fotossíntese se intensificam e resultam num crescimento rápido e eficiente. Por último, ao atingir o tamanho definitivo, a planta inicia a fase de senescência, que se reflete inicialmente na paralisação da produção de matéria orgânica. Essa curva de crescimento representa, para plantas anuais, todo o ciclo de vida. Para plantas perenes, ela representa o crescimento durante uma época doano (em regiões temperadas, a primavera e o início do verão). Figura 1. Representação gráfica do crescimento de um vegetal. 1.4 Ecossistemas e cadeia nutritiva 10 As plantas, animais e outros organismos não vivem só na natureza. Constituem comunidades bióticas. A comunidade biótica é uma unidade funcional mantida unida por uma interdependência entre seus membros. A dinâmica total da comunidade ecológica, formada pelo habitat (condições físicas) e pelos organismos que ocupam, denomina-se ECOSSISTEMA ou sistema ecológico. No ecossistema os organismos e o habitat estão interrelacionados. O ecossistema tem dois componentes: 1. Componente abiótico – como componente abiótico tem-se os processos físico-químicos do meio, por exemplo, fatores climático (luz, temperatura, pluviosidade, ventos, etc) e fatores edáficos (solo, pH, nutrientes, capacidade de retenção de água, etc) e quantidade de alimento disponível. 2. Componente biótico – é aquele em que há a participação de organismos vivos, ou seja, o predatismo e o parasitismo. O tamanho de uma população pode variar dependendo da quantidade de predador e parasita encontrados nessa população. Desse modo, todo ecossistema consta de quatro elementos principais: a) substâncias abióticas; b) produtores de alimento; c) consumidores; d) desintegradores dos compostos complexos de protoplasmas mortos e que produzem substâncias simples para os produtores. Exemplos de ecossistemas: lagos, bosques tropicais chuvosos, uma cultura de milho, etc. O homem pode interferir no funcionamento dos ecossistemas e conduzi-los à um futuro magnífico ou a completa destruição. Por exemplo, o superpastoreio de campos de pastagens pode destruí-los. É uma forma de má exploração dos recursos naturais que destrói o equilíbrio do ecossistema natural. Prudentemente dirigidos, se pode obter a conservação e perpetuação de uma grande quantidade de recursos naturais. Cadeia nutritiva 11 Da energia luminosa absorvida pelas plantas verdes, somente uma pequena parte é transformada em energia potencial, a maior parte é dispersada na forma de energia calorífica. Um animal recebe energia química potencial (alimento e converte grande parte dela em calor), para restabelecer outra pequena parte como energia química potencial de protoplasma novamente formado. A transferência, passo à passo, de energia de um organismo para outro, faz com que uma grande parte dela seja degradada na forma de calor. Segundo o conceito do princípio da estabilidade, qualquer sistema natural fechado, com energia flutuante através dele, tende a mudar, até que se estabeleça um estado estável pela ação dos mecanismos autorreguladores. Neste princípios que se baseia o estudo dos problemas ecológicos das cadeias nutritivas e do conceito de produtividade. Cadeia nutritiva é a transferência da energia nutritiva desde sua origem, nas plantas verdes, através da série de organismos que comem e são comidos repetidamente. Toda cadeia alimentar começa com o produtor e termina com o decompositor (bactérias, fungos e outros). Entre eles temos os consumidores que são classificados em primários secundários, etc, dependendo de quem se alimenta. Por causa das perdas de energia, o número de etapas das cadeias nutritivas, é usualmente limitado a quatro ou cinco. Quanto mais curta a cadeia, mais eficiente ela é na formação de peso vivo ou biomassa. Reconhece-se a existência de 3 classes de cadeias nutritivas: a) predadora: dos menores aos maiores animais; b) parasita: dos maiores aos menores organismos; c) saprófita: da matéria morta aos microorganismos. Os organismos que obtém seus alimentos dos plantas mediante o mesmo número de etapas, pertencem ao mesmo nível trófico; os carnívoros que comem herbívoros ao 3º nível; os carnívoros secundários ao 4º nível. As cadeias nutritivas nos são mais ou menos familiares, pois o homem ocupa uma importante posição no final de várias delas. Referências Bibliográficas ARIZA, D. Ecologia objetiva. São Paulo: Nobel, 1985. 225p. 12 SAMPAIO, E. S. Fisiologia Vegetal: teorias e experimentos. Ponta Grossa: Editora UEPG, 1998.190p. VITKEVICH, V. I. Agricultural Meteorology. Tradução: Israel Program for Scientific Translations. Jerusalem: IPST Press, 1963. 312p. 13 Unidade 2: RADIAÇÃO SOLAR 2.1 IMPORTÂNCIA DA RADIAÇÃO SOLAR PARA A AGRICULTURA O Sol é considerado, cometendo-se um erro desprezível, a única fonte de energia para os processos físicos e biológicos que ocorrem na Terra. Em Agrometeorologia, um dos estudos mais importantes é o que diz respeito a esta energia recebida do Sol. Tal estudo é fundamental em numerosos campos da ciência pura e aplicada. Um conhecimento do total de radiação recebida e de sua distribuição, é de relevante importância pois todo organismo, planta ou animal, na superfície da Terra está mergulhado neste ambiente de radiação, respondendo de acordo. A importância da radiação solar para a agricultura foi bem definida por Monteith (1958), como sendo “a exploração da radiação solar, desde que haja um suprimento de água e nutrientes para manutenção e crescimento das plantas”. Em agricultura, a produção agrícola é diretamente proporcional a intensidade de radiação solar que incide sobre uma determinada área, quando não existem outros fatores limitantes como: falta de água, deficiência de elementos minerais, má estrutura do solo, etc. A quantidade de radiação solar que atinge a superfície da Terra em dado local, tempo e época do ano são fundamentais para a produtividade de uma cultura, devido a sua proporcionalidade com relação à quantidade e distribuição durante o ano. A planta responderá a quantidades instantâneas da radiação solar e, valores máximos durante o dia são críticos para determinados processos da planta, por exemplo, crescimento, fotossíntese, aumento de peso úmido, reserva de açúcar, absorção de água, etc, dependem sobretudo da quantidade de radiação de solar que atinge a planta nas diversas horas do dia. A temperatura da planta, que governa a taxa de processos biológicos, depende da radiação solar global ou total incidente sobre a planta. 2.2 ESPECTRO DA RADIAÇÃO SOLAR GLOBAL E SEU SIGNIFICADO BIOLÓGICO A distribuição da radiação eletromagnética emitida pelo Sol, como função do comprimento de onda incidente no topo da atmosfera, é chamada de espectro solar. Medições indicam que 99 % da energia solar está contida entre 0,25 m e 4,00m, ficando 1% para comprimentos maiores do que 4,00 m. Por esse motivo, a radiação solar é conhecida como radiação de ondas curtas. 14 O espectro solar é classicamente dividido em três faixas ou bandas de comprimento de onda, ou sejam: Ultravioleta 0,38 m Luz visível 0,38 m < 0,76 m Infravermelho > 0,76 m A radiação solar visível, por sua vez é formada por: Tabela 1: Variação de energia de acordo com a repartição do espectro solar. Cores Comprimento de onda (m) Energia (W.m-2) % da Constante Solar Violeta 0,38 m a 0,42m 108,85 7,96 Azul 0,42 m a 0,49m 73,63 5,39 Verde 0,49 m a 0,54m 160,00 11,70 Amarelo 0,54 m a 0,59m 35,97 2,63 Laranja 0,59 m a 0,65m 43,14 3,16 Vermelho 0,65 m a 0,76m 212,82 15,57 Tabela 2: Percentual da energia solar correspondente as faixas de comprimento de onda. Energia solar (%) Comprimento de onda (m) 95,2 0,30 – 2,40 1,2 < 0,30 3,6 > -2,40 Os seres vivos, especialmente as plantas,são direta e grandemente influenciados pela radiação solar e a ação desta depende muito das condições de nebulosidade. Como a intensidade e a composição dos raios solares são função do ângulo de elevação solar, essa influência é também verificada sobre as plantas dependendo da hora do dia, da estação do ano, latitude e altitude do ponto de observação, principalmente com relação ao albedo de várias culturas. Do ponto de vista 15 quantitativo e qualitativo, a importância para a agricultura é fundamental no desenvolvimento morfológico das plantas. A intensidade da radiação afeta separadamente o desenvolvimento das células vegetais, por exemplo, uma planta que tem seu habitat num ambiente escuro, experimenta queimaduras e perfurações, principalmente provocadas pelos raios ultravioleta, quando exposta diretamente à radiação solar. A Comissão Holandesa de Irrigação Vegetal (1953) (citado por Mota, 1979) estabeleceu os efeitos específicos causados por determinadas faixas do espectro solar, estabelecendo oito divisões, com características próprias, que são: 1a faixa: Radiação com comprimento de onda maior que 1,0 mícronmetro (m) Não causa danos às plantas e é absorvida. O aproveitamento é sob a forma de calor, sem que haja interferência com os processos biológicos. 2a faixa: Radiação entre 1,0 m e 0,72 m Esta é a região que exerce efeito sobre o crescimento das plantas. O trecho mais próximo a 1,0 m é importante para o fotoperiodismo, germinação de sementes, controle de floração e coloração do fruto. 3a faixa: Radiação entre 0,72 m e 0,61 m Esta região espectral é fortemente absorvida pela clorofila. Gera forte atividade fotossintética, apresentando em vários casos, também, forte atividade fotoperiódica. 4a faixa: Radiação entre 0,61m e 0,51 m É uma região espectral de baixo efeito fotossintético e de fraca ação sobre a formação da planta. Corresponde à região verde do espectro. 5a faixa: Radiação entre 0,51 m e 0,40 m Esta é essencialmente a região mais fortemente absorvida pelos pigmentos amarelos e pela clorofila. Corresponde a parte do azul e parte do violeta do espectro de radiação solar, e é também, região de grande atividade fotossintética, exercendo ainda vigorosa ação na formação da planta. 6a faixa: Radiação entre 0,40 m e 0,32 m Esta faixa exerce efeitos nocivos na formação do vegetal. As plantas tornam-se mais baixas e as folhas mais grossas. 16 7a faixa: Radiação entre 0,32 m e 0,28 m É prejudicial à maioria das plantas. 8a faixa: Radiação com comprimento de onda menor do que 0,28 m Mata rapidamente as plantas submetidas a esta faixa de radiação solar. Essa divisão por faixas do espectro é importante até mesmo para a adequação ou ambientação das plantas em diferentes locais do planeta. Além disso, em casa de vegetação onde a radiação solar precisa ser complementada por outra fonte de energia, considerando que em alguns lugares o número de horas de brilho solar é pequeno, lâmpadas incandescentes são usadas para a geração de radiação na faixa do espectro correspondente ao vermelho e ao amarelo e, algumas vezes na faixa do infravermelho (próximo) e pequenas quantidades na faixa do azul e do violeta. Por exemplo, algumas espécies vegetais como girassol, repolho, alface, espinafre, rabanete e outras são extremamente sensíveis a deficiência de radiação na faixa do azul ao violeta, reagindo com forte elongação. Para tanto, lâmpadas de mercúrio com bulbos de quartzo ou tubos luminosos cheios de vapor de mercúrio, devem ser incluídos, por emitirem radiação com comprimentos de onda correspondentes do azul ao violeta e ultravioleta. 2.3 ATENUAÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR AO ATRAVESSAR A ATMOSFERA. A energia radiante do Sol quando passa através da atmosfera é submetida a transformações complicadas. Da camada exterior à atmosfera até chegar à superfície da Terra, a energia radiante é absorvida e espalhada. Devido ao espalhamento desta energia observamos ao nível da superfície do solo, não somente radiação solar direta, na forma de um feixe de raios solares paralelos, mas também a radiação difusa provinda de cada ponto do céu. A radiação solar direta e a radiação difusa constituem a radiação solar global. Quando a radiação solar atravessa a atmosfera ela é parcialmente absorvida e transformada (principalmente em energia calorífica) pela atmosfera dando origem neste processo, a formação de ozônio e ionização das camadas superiores da atmosfera; ela é parcialmente espalhada pelas moléculas de gás e minúsculas partículas de vários tamanhos e composições suspensas na atmosfera e, ela é refletida pelas nuvens. Como resultado destes processos físicos a radiação solar direta é atenuada na sua trajetória até atingir à superfície da Terra. A atenuação não é a mesma em 17 todas as regiões do espectro; certas regiões são efetivamente mais enfraquecidas do que outras. Consequentemente, após atravessar a atmosfera, a radiação solar muda não somente na intensidade total, como também na composição. Esta diferença entre a radiação extraterrestre e a radiação global incidente na superfície da Terra é devido a atenuação sofrida pelos raios solares ao atravessar a atmosfera, e os principais atenuantes são as nuvens, pó, vapor d’água, espalhamento pelas moléculas de próprio ar, absorção pelo O3, H2O e CO2. Isso é facilmente visível na Figura 1, onde as curvas das radiações extraterrestre e global estão representadas mostrando um grande distanciamento entre elas, comprovando o quanto esta radiação é atenuada. Figura 1. Comparação entre as radiações solares extraterrestre e global incidente. 2.3.1 Lei de Beer - Bouguer ( comprimento da trajetória ). O envelope atmosférico de gases que circunda a Terra absorve quantidades consideráveis da luz solar. Esta atenuação é uma função dos constituintes da atmosfera e, devido a absorção seletiva por estes constituintes, certos comprimentos de onda são mais severamente afetados do que outros. A lei de Beer - Bouguer descreve a redução da densidade de fluxo da luz solar como uma função da trajetória ( profundidade ) dentro do meio homogêneo absorvedor dx : I1 / I0 = exp ( - x ) 1 -50 0 50 100 150 200 250 300 350 400 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 Radiação solar global Radiação extraterrestre R ad s. s ol ar es g lo ba l e xt . e e xt ra te rre st re (M J/ m2 ) Dia Juliano 18 onde, I0 é a densidade de fluxo inicial da luz , I1 é a densidade de fluxo após passar através da trajetória x do meio de coeficiente de extinção . A equação é facilmente adaptada a extinção da radiação solar na atmosfera substituindo I0 pela constante solar Rsc e I1, pela densidade de fluxo de radiação global Rs, então, Rs = Rsc exp ( - a x ) 2 onde a é o coeficiente de extinção atmosférica. Por causa de vários fenômenos envolvidos, o coeficiente de extinção deve, exatamente, considerar as quantidades e características dos maiores materiais absorvedores e espalhadores, como gases, gotas de água, pó e outros. O coeficiente de extinção a tem a forma tal qual proposta por Sutton ( 1953 ), citado por Rosemberg. a = ag + sas + waw 3 onde ag e as são os coeficientes espalhadores para as moléculas de ar (gasosas) e para partículas secas sólidas, respectivamente; aw é ocoeficiente de absorção para o vapor d’água; s e w são os conteúdos de pó e outros sólidos e vapor d’água, respectivamente. Estes coeficientes são dependentes do comprimento de onda. O coeficiente de extinção atinge valores em torno de 0.01 km-1, no céu muito claro a 0.03 ou 0.05 km-1 no ar turvo. Nota-se que esses dois fatores controlam a extinção da radiação solar. Isto é, o comprimento da trajetória através da atmosfera, o qual depende do ângulo de elevação solar e azimute, e os efeitos de extinção devido aos gases atmosféricos, pó, vapor d’água e outros materiais em suspensão. 2.3.2 Turbidez. Turbidez é definida como “ qualquer condição da atmosfera que reduz sua transparência à radiação, especialmente a radiação visível “. Normalmente, o termo é aplicado a porção livre de nuvens. Pó, pólen, vapor d’água, e todos os materiais em suspensão afetam a turbidez da atmosfera. 19 O termo aerossol é usado para denominar partículas sólidas ou líquidas dispersadas ou suspensas na mistura de gases que chamamos de ar atmosférico. O fator de turbidez atmosférica é obtido por meio de cálculos matemáticos complexos. Sabe-se que a atenuação da radiação solar na atmosfera é causada, principalmente, por três fatores: espalhamento molecular, espalhamento e absorção da radiação pelo vapor d’água e gotas de água, espalhamento e absorção da radiação pela poeira. O fator de turbidez caracteriza a correlação entre a transparência da atmosfera e aquela da atmosfera ideal, na qual a atenuação da radiação solar é causada somente pelo espalhamento molecular. A transparência atmosférica não é constante durante todo o dia. A variação diurna do fator de turbidez tem sido observada depender , de um modo bem marcante, das condições observacionais. Na maioria dos casos, o fator de turbidez máximo ocorre ao meio dia, no verão, como resultado do alto conteúdo de poeira nas camadas mais baixas da atmosfera, devido a convecção grandemente desenvolvida nestas horas. No inverno, não há variação tão marcante da transmissão atmosférica e várias ocorrências do fator de turbidez mínimo (transparência máxima), foram encontradas ao meio dia. Tanto no inverno quanto no verão, a transparência atmosférica durante à tarde é normalmente mais baixa do que antes do meio dia. A variação diária da transparência atmosférica é complexa e muito dependente das condições de observação (estação do ano, ventos e outros fatores do tempo meteorológico). Medidas das características da transparência atmosférica mostram uma variação anual comparativamente simples, com um máximo de transparência nos meses de inverno e um mínimo durante os meses de verão. 2.4 RADIAÇÃO SOLAR GLOBAL 2.4.1 Radiação solar global As informações obtidas sobre a radiação solar global tem amplas aplicações em diferentes atividades, como por exemplo: agricultura, arquitetura, hidrologia, meteorologia, biologia, entre outras. 20 Nos dias de céu claro, o total de radiação incidente de ondas curtas é composto por duas partes: a radiação solar direta e a radiação difusa, cuja soma é chamada de radiação solar global. Esta radiação compreende parte do ultravioleta do espectro, com comprimentos de onda entre 0,3m e 0,4 m; espectro visível, com comprimentos entre 0,4m e 0,7 m; e parte do infravermelho relativamente próximo ao espectro visível, entre 0,7m e 5,0m (WMO, 1981) Várias medidas experimentais foram obtidas com a finalidade de determinar a composição espectral da radiação solar global. Tikhov, citado por Kondratyev (1969), foi o primeiro pesquisador a mostrar experimentalmente que a composição espectral da radiação global, recebida por uma superfície horizontal, é praticamente independente da altura solar e, consequentemente, permanece constante no decorrer do dia. Sua afirmativa carece de explicações sobre as condições de nebulosidade observadas no decorrer do experimento, as quais são de extrema importância na caracterização da composição espectral da radiação solar global. Ainda sobre a composição espectral, Kondratyev explica que a radiação global num dia de céu sem nuvens, pode ser, aproximadamente, considerada dependente somente da altura solar e da transparência atmosférica. E que, por conseguinte, os fluxos espectrais da radiação global também dependerão da altura solar. Em outras palavras, quando se analisa os fluxos espectrais das componentes da radiação global, realmente a dependência da altura solar deve ser considerada, porque cada componente separadamente, terá fluxos variantes com a altura solar, ou seja, sofrerá variações durante o dia. E concluiu que, se a composição espectral da radiação global for independente da altura solar, torna-se claro então, que essa dependência do fluxo espectral da radiação global (difusa e direta) será uniforme por todo o espectro, ou seja, os fluxos espectrais continuarão dentro do mesmo intervalo do espectro. Na presença de nebulosidade, o fluxo radiante pode aumentar ou diminuir. Se a nebulosidade é parcial e o sol não é totalmente encoberto, o fluxo da radiação global é maior do que aquele de um dia de céu claro. No caso de nebulosidade total, o fluxo da radiação global é sempre menor do que aquele de um dia de céu sem nuvens (Duffie et al, 1980). Num dia de céu claro ou parcialmente nublado, no intervalo entre 0,35m e 0,80m, quando a altura solar é baixa, a radiação global, gradualmente perde muito nas faixas do espectro correspondentes ao azul e violeta, resultando no avermelhamento da radiação global (comprimentos de onda maiores do espectro visível). Ao mesmo tempo, há um aumento na porção relativa à radiação difusa, a qual torna-se rica em azul e violeta. Este aumento praticamente compensa a 21 atenuação da radiação global na faixa do espectro azul-violeta. Desse modo, a composição espectral da radiação global não sofre qualquer alteração significativa quando a altura do sol varia (Hess, 1979). 2.4.1.1 Instrumento utilizado para medida da radiação solar global O instrumento usado para medida da radiação solar global é o piranômetro. Na Figura 1 tem-se um exemplo, um piranômetro protótipo que foi elaborado com corpo principal em alumínio, o qual possui uma cúpula de vidro, sensor (termopilha de filme fino), chapéu sombreador pintado de branco (colocado sobre o corpo do instrumento para impedir o aquecimento e refletir a radiação incidente), nível de bolha, reservatório de sílica-gel para manter o ambiente livre de umidade, conector elétrico e parafusos niveladores (Figura 2). As termopilhas de filme fino foram construídas através do processo fotolitográfico e por evaporação de metais, conforme metodologia desenvolvida por Escobedo (1997). Os tipos de termopilhas utilizadas - estrela e disco concêntrico, contém em seus circuitos metálicos 36 de termopares de bismuto-antimônio depositados em substratos de acrílico. Figura 2. Corte vertical de um piranômetro protótipo. 2.4.1.2 Variação diária da radiação solar global Nas figuras a seguir estão representadas as curvas correspondentes à variação diária das radiações global medida sob três condições de nebulosidade: céu sem nuvens, parcialmente nublado e nublado. Nos dias com céu sem nuvens, as curvas de radiação global são totalmente sem picos e alterações, e com ponto máximo próximo ao meio-dia (Figura 3a). 22 Nebulosidade parcial significa que em determinado período do dia o céu apresentou algum tipo de nuvem como mostra a Figura 3b, em que na primeira metade do dia o céu esteve claro e na outra, nublado. Na Figura 3c está a curva referente ao dia nublado. 6 8 10 12 14 16 18 0 200 400 600 800 1000 1200 D ENSI D AD E D E FL U XO (W /m 2) TEMPO(h) (a) 6 8 10 12 14 16 18 0 200 400 600 800 1000 1200 D EN SI DA D E D E FL U XO (W /m 2) TEMPO(h) (b) 23 6 8 10 12 14 16 18 0 200 400 600 800 1000 1200 D EN SI D AD E D E FL U XO (W /m 2) TEMPO(h) (c) Figura 3. Curvas de radiação solar global (a) céu sem nuvens (19/09/96) (b) céu parcialmente nublado (15/09/96) (c) céu nublado (13/12/96). 2.4.1.3 Variação anual da radiação solar global Como de se esperar, a variação anual da radiação solar global exibe valor mínimo em junho e valores máximos nos extremos da curva. Cabe informar que essa medida foi feita na cidade de Botucatu, cujas coordenadas geográficas são: Latitude 22º 54’ Sul e Longitude 48º 27’ Oeste. Figura 4. Variação anual da radiação solar global 2.5 ESPALHAMENTO DE ONDAS ELETROMAGNÉTICAS. Dez5JanFevMarAbr MaiJun Jul AgoSetOutNovDez6 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 Ra di aç ão s ol ar g lob al (M J/ m 2 ) 24 Quando uma onda eletromagnética atravessa um átomo (ou molécula), perturba o movimento dos elétrons ligados, e o átomo (ou molécula) pode ficar em um estado excitado. Por um processo recíproco, uma vez que os elétrons atuam como dipolos elétricos (duas cargas iguais e opostas separadas por uma distância muito pequena) em oscilação forçada, o átomo excitado pode emitir radiação eletromagnética de freqüência igual à da onda incidente sem atraso apreciável de tempo. A energia que o átomo emite é a absorvida da onda incidente . Esse processo é chamado de espalhamento. No processo de espalhamento, a intensidade da onda primária, ou incidente, decresce porque a energia absorvida da onda é reemitida em todas as direções, resultando em uma efetiva remoção de energia da radiação primária. Verificou-se experimentalmente que a intensidade da onda difundida depende da freqüência da onda primária e do ângulo de espalhamento. A intensidade da radiação difundida deve ser maior nas freqüências nas quais a energia de absorção da onda é maior, e essas são as mesmas freqüências do espectro de emissão do átomo. Outra propriedade interessante é que, para gases cujas moléculas tem um espectro de emissão na região ultravioleta, a difusão de ondas eletromagnéticas da região visível aumenta com sua freqüência. Isso é fácil de entender, desde que quanto maior a freqüência na região visível, mais perto estará ela da freqüência de ressonância ultravioleta da molécula, e maior será a amplitude das oscilações forçadas. Isso resulta em um espalhamento maior. O brilho e o azul do céu são atribuídos à difusão da luz azul do sol pelas moléculas do ar atmosférico. Em particular, a cor azul é o resultado do espalhamento mais intenso das freqüências maiores (ou comprimentos menores). O mesmo processo explica a cor vermelho-brilhante observada ao nascer e ao por do sol , quando os raios do mesmo atravessam uma grande espessura de ar antes de alcançar à superfície da Terra, resultando uma forte atenuação para as freqüências altas (ou comprimento de onda curto ), em virtude do espalhamento. O espalhamento pode também ser produzido por pequenas partículas (tais como de fumaça ou poeira) ou gotas d’água suspensas no ar. 2.5.1 Espalhamento de Rayleigh. 25 O conhecimento acerca da radiação solar avançou muito rapidamente durante a última metade do século 19, devido ao trabalho de três fontes de trabalho: instrumentação, observação e teoria. A teoria da transferência radiativa num meio espalhador foi firmada em bases teóricas por um proeminente físico inglês John Willian Strutt, posteriormente pelo Lord Rayleigh, em 1871, através de sua famosa explicação sobre a polarização e cor da luz do céu. A teoria de Rayleigh é postulada na consideração de que as partículas espalhadoras são de pequenas dimensões comparadas com o comprimento de onda da radiação. Essas pequenas partículas, como moléculas, e partículas muito menores como aerossóis, tornaram-se conhecidas como partículas de Rayleigh, e uma atmosfera composta destas pequenas partículas é denominada de atmosfera de Rayleigh. Embora a teoria de Rayleigh tenha explicado muitas características observadas sobre a luz celeste, ela não previu a existência de pontos neutros como aqueles já observados por Arago, Babinet e Brewster. O físico francês J. L. Soret tentou, em 1888, explicar os pontos neutros observados como sendo devido a um espalhamento secundário da radiação na atmosfera, enquanto que o modelo de Rayleigh considerava somente um espalhamento primário (simples) pelas moléculas gasosas. Os efeitos óticos produzidos pelas cinzas vulcânicas injetadas na atmosfera pela erupção do vulcão Krakatoa, em 1883, gerou uma avalanche de interesses nas medidas da luz celeste. Durante os anos após a erupção do Krakatoa, a física experimental francesa Marie Alfred Cornu apresentou um método de medida da polarização da luz com um alto grau de perfeição, por meio de um fotopolarímetro (1890) baseado na combinação de um prisma Nicol polarizante e de uma mesa giratória. Da observação atmosférica com seu fotopolarímetro, Cornu primeiramente observou um fato, agora bem conhecido, que o grau de polarização da luz celeste varia com o comprimento de onda da radiação solar. Uma das considerações da análise de Rayleigh é que as partículas espalhadoras tem caráter isotrópico. Espalhamento é o processo pelo qual as moléculas do meio e as pequenas partículas em suspensão no meio difunde a porção da radiação incidente em todas as direções. A lei de Rayleigh estabelece que as moléculas interceptam e espalham a radiação com uma eficiência proporcional a 1/ 4. Assim, a luz azul será espalhada em torno de 10 26 vezes mais efetivamente do que a luz vermelha. Por isso o céu é azul. Os raios diretos da radiação solar que penetra na atmosfera é enriquecido da luz vermelha como resultado do espalhamento da luz azul. A teoria do espalhamento da luz na atmosfera inicialmente apareceu relacionada com a tentativa de explicar a cor azul do céu. A mais importante contribuição neste campo foi feita por Lord Rayleigh, satisfeito por descobrir que as moléculas de ar eram as causadoras do espalhamento da luz. Esta premissa da teoria de Rayleigh, no entanto, não estava totalmente completa. Realmente, o assim chamado espalhamento molecular de Rayleigh é o espalhamento da luz causado pela flutuação da densidade. Investigações posteriores mostraram que não somente flutuações da densidade, mas também flutuações da unisotropia molecular pode determinar o espalhamento da luz. São as seguintes considerações fundamentais da teoria de Rayleigh. a) As dimensões das partículas espalhadoras são pequenas em comparação com o comprimento de onda. As partículas são esféricas (não necessariamente). b) As partículas espalhadoras e o meio não são condutores e não contém cargas elétricas livres. c) As constantes dielétricas da partícula espalhadora e do meio diferem muito pouco. O índice de refração da partícula não é muito alto. d) As partículas espalham a luz independentemente umas das outras. Observações sobre a atenuação da radiação solar incidente pela atmosfera mostram que em condições de claridade máxima do ar, a atenuação da radiação solar no espectro visível é, em alto grau, causada pelo espalhamento de Rayleigh. Tendo comparado os resultados computados por Rayleigh e os coeficientes de espalhamento por aerossóis, Bullrich, citado por Kondratyev, mostrou que ainfluência do espalhamento de Rayleigh torna-se importante somente quando o intervalo da visibilidade meteorológica excede 5 km, sendo mais importante na região de ângulos de espalhamento em torno de 1300 e aumenta quando o comprimento de onda diminui. Na camada superficial da atmosfera, a contribuição do espalhamento de Rayleigh na atenuação da radiação de comprimento de onda entre 0.4 a 1.0 pode alcançar 50 %. 27 É interessante, no entanto, que até para grandes altitudes o espalhamento pelo aerossol pode ser muito importante. Medidas balométricas feitas por Newkirk e Eddy (citados por Kondratyev) mostraram que o brilho do céu observado no nível de 25 km, com um ângulo de espalhamento de 2.40 (relativo ao sol) é duas vezes maior do que o obtido por Rayleigh. Rayleigh deduziu uma fórmula que fornece a diminuição da intensidade monocromática para o caso do espalhamento molecular. Na forma diferencial a diminuição da intensidade pelo espalhamento é dada por: dI / I = s dx 4 onde dx é o comprimento da trajetória da dispersão, e s é definido como coeficiente de espalhamento pelo ar. No espalhamento de Rayleigh, s pode ter a forma s = 32 ( n - 1 ) N 3 2 03 4 5 onde N é o número de moléculas por cm3 nas condições padrões de pressão p0= 1013.25 mb e T = 273 0 K, e n é o índice de refração para o comprimento de onda para o ar sob estas mesmas condições. 0 e são as densidades padrão e real do ar seco. O essencial da equação de Rayleigh é que o vetor elétrico de um pulso de radiação eletromagnética causa um deslocamento dos centros da carga elétrica positiva e negativa de uma molécula. Tal unidade elétrica, consistindo da cargas positivas e negativas separadas, é chamada de dipolo elétrico. Na radiação monocromática, o vetor elétrico do pulso da radiação oscila com uma certa freqüência. Esta mesma freqüência é imprimida sobre a oscilação forçada do dipolo, o qual, agora atua como uma fonte de radiação eletromagnética. Esta radiação da fonte do dipolo é emitida em todas as direções, tem-se início a radiação não polarizada. A radiação incidente, a qual causou a oscilação do dipolo, foi usada na geração da radiação espalhada. Pode-se notar que no espalhamento de Rayleigh o coeficiente de espalhamento, s, inversamente proporcional a 4 . Uma vez que representa o comprimento de radiação, na região visível entre 4 x 10-5 cm (azul) e 8 x 10-5 cm (vermelho) é notório que s será, em torno 28 de 16 vezes maior para a cor azul, do que para a cor vermelha. Desse modo, o enfraquecimento da radiação pelo espalhamento será muito mais efetivo nos comprimentos de onda menores. No crepúsculo, no entanto, a trajetória maior percorrida pelos raios através da atmosfera mais baixa, produz um espalhamento maior da luz azul, dessa forma, a luz refletida pelas nuvens, ou espalhada por uma camada de névoa, comumente parece avermelhada. Para partículas maiores do que as moléculas, Angstron mostrou que o coeficiente de espalhamento pelo pó, sd ,pode ser expresso por sd = - 6 onde é proporcional a densidade da partícula, e é um parâmetro que diminui com o aumento do tamanho da partícula. Sob condições normais, o valor médio de é 1.3, e o diâmetro médio da partícula, para esta condição, é aproximadamente 1 . Quando o ar torna- se poluído com partículas maiores, por exemplo, tempestades de poeira ou erupções vulcânicas, o valor de pode diminuir para 0.5 ou menos. O resultado do coeficiente de espalhamento, mostrado acima, é para um espalhamento da radiação menos seletivo com relação ao comprimento de onda. Por fim, o espalhamento por gotas de nevoeiro, correspondendo a = 0, e chamado de reflexão difusa. Neste caso, visto que o feixe de luz solar incidente é constituído de “luz branca “, devido a reflexão difusa da luz, o nevoeiro apresenta-se esbranquiçado. 2.5.2 Crepúsculo. Após o pôr do sol, o mesmo se encontra abaixo do plano do horizonte e a Terra gradualmente distribui sua sombra sobre a atmosfera, começando das camadas mais baixas. A atmosfera acima fica iluminada pelos raios diretos do sol. Cada molécula da atmosfera e cada partícula em suspensão espalha os raios solares incidentes. Isto é devido ao efeito do crepúsculo. Para o sol abaixo do horizonte, a camada sombreada da atmosfera aumenta, e a camada mais baixa da porção iluminada é deslocada para cima. O crepúsculo termina quando o sol “ se coloca “ 6.50 abaixo do horizonte. Astronomicamente, o crepúsculo é dito finalizar quando o sol está 180 abaixo do horizonte; quando isto acontece, a escuridão total inicia e as estrelas de todos os tamanhos e 29 brilho são claramente visíveis. Um fenômeno idêntico é observado antes do nascer do sol. O tempo que pode ser gasto no trabalho do campo sem recorrer a luz artificial depende do intervalo entre o amanhecer e o fim do crepúsculo. A duração do período entre o amanhecer e o crepúsculo é uma função da latitude e da data do calendário. 2.6 RADIAÇÃO DIFUSA Dos cálculos teóricos obtidos, pode ser concluído que a radiação difusa do céu sem nuvens difere fortemente na composição espectral da radiação solar direta. Um objeto sombreado da luz solar direta, seria iluminado pela radiação espalhada ou radiação celeste e não ficaria no escuro. Particularmente, nas altas latitudes a radiação difusa é muito importante. Nas latitudes médias, a radiação difusa pode contribuir com 30 a 40 % da radiação solar total. A contribuição difusa é muito maior durante os meses de inverno quando o ângulo solar é baixo (comprimento da trajetória é grande). A nebulosidade também aumenta, grandemente, a razão entre a radiação difusa e a radiação direta. Os efeitos biológicos da radiação difusa podem ser consideravelmente mais significantes do que o valor de sua energia. Por exemplo, a radiação difusa penetra na comunidade vegetal mais efetivamente do que os raios diretos. 2.5.4 Medida da radiação difusa. Para objetivos tais como estudos do balanço de energia, a resposta dos organismos à luz, efeitos direcionais na atmosfera e muitos outros, é desejável medir tanto a energia solar difusa e o fluxo total da energia solar incidente numa superfície horizontal (isto é, radiação global). Por causa do caráter difuso da luz celeste, uma integração por todo o hemisfério celeste é exigido para as medidas da radiação difusa e global. Esta integração angular impõe difíceis exigências tanto nos materiais usados para a confecção do instrumento, quanto no desenho dos piranômetros. Para obtenção da medida da radiação difusa, pode-se utilizar dois métodos instrumentais diferentes. O primeiro método, parte do princípio que a radiação solar global é constituída da soma das radiações solar direta e difusa. Neste caso, mede-se a radiação solar global e a radiação solar 30 direta (usando-se um pireliômetro). Por diferença, global menos a direta, obtém-se a radiação difusa. No segundo método, mede-se instrumentalmente a radiação difusa. Esta medida é obtida através do sombreamento de um piranômetro (o mesmo usado para medida da radiação global). Este sombreamento é feito por meio da colocação de um anel acoplado a uma base horizontal móvel, sobre a qual repousa o instrumento. A finalidade do anel é interceptar a radiação direta projetando uma faixa sombreada sobre o sensor do piranômetro (Figura 5). Figura 5. Piranômetro com anel de sombreamento. A Figura6 mostra a plataforma metálica que é constituída de duas placas retangulares (sendo uma para suporte do piranômetro), suporte retangular do anel e eixo com rosca sem fim. A placa suporte sob o anel, está acoplada ao eixo de rosca sem fim para viabilizar o deslocamento do piranômetro ao longo da linha norte-sul com o objetivo de manter o instrumento dentro da faixa sombreada. O suporte retangular do anel é inclinado em relação ao plano horizontal de um ângulo equivalente à latitude local ( por exemplo. 22,910 S, latitude de Botucatu). O anel de sombreamento é fixado ao suporte retangular que 31 por sua vez, encontra-se preso a base horizontal, a qual suporta o instrumento. Figura 6. Plataforma metálica utilizada para medida da radiação difusa. O centro do anel deve posicionar-se acima da base móvel, na mesma altura do sensor do piranômetro. O plano do anel deve ser inclinado de um ângulo em relação à vertical local, de mesmo valor da latitude do local onde se fez a instalação. Dessa forma, seu eixo fica paralelo ao eixo polar terrestre. O anel fixado nestas condições determina uma faixa sombreada sobre a plataforma horizontal onde se colocou o piranômetro. Como a declinação solar varia de -23.450 (solstício de verão no hemisfério sul) a +23.450 (solstício de inverno no hemisfério sul), há necessidade de se deslocar o piranômetro ao longo do eixo do anel, ou de sua projeção horizontal. A solução que se adota é a instalação de uma base móvel para o deslocamento contínuo do piranômetro desde o solstício de inverno ao solstício de verão e no sentido oposto do verão para o inverno. Existem duas maneiras práticas de posicionar o sensor em relação ao anel para mantê-lo sombreado. Uma delas consiste em posicionar o anel de forma que seu eixo permaneça paralelo ao eixo polar da Terra e o seu sensor estacionado sobre o eixo do anel. Nesse caso, o anel deve ser deslocado periodicamente, para compensar a variação da declinação solar. A outra forma mantém o eixo do anel paralelo ao eixo polar da Terra e o sensor estacionado sobre a projeção do eixo do anel no plano horizontal. Neste caso, para compensar a variação da declinação solar, o sensor é deslocado periodicamente sobre a linha horizontal norte-sul. A periodicidade de deslocamento do 32 sensor depende da largura da faixa sombreada que, por sua vez, depende das dimensões do anel e do raio do sensor. A Figura 7 ilustra os dois sistemas que fazem uso do anel ( linhas AB e CD ). Figura 7. Posicionamento do piranômetro sob o anel de sombreamento. 2.5.4.1 Fator de correção para a radiação difusa. Ao utilizar-se o anel de sombreamento para interceptar a radiação direta sobre o sensor, ele intercepta também uma pequena mais significativa fração da radiação difusa. Devido a isto, o valor medido da radiação difusa deve ser corrigido por um fator de correção (FC) que depende das dimensões do anel (raio e largura), da latitude local (), da declinação solar () e do ângulo horário (). Os valores diários do fator de correção da radiação difusa, do dia 01 de janeiro a 31 de dezembro foram obtidos usando a equação 7, cuja curva é mostrada na Figura 8. Este fator foi definido por Melo (1993) como: FC = 1 - a t 1 7 33 onde, t = C r sec + r tg - L / 2 cos + sen 2 8 e, a p = 2 CLr cos + sen + cos cos sen 2 cos sen p 9 onde, R: raio do anel ( cm ); : declinação solar ( rad. ); : latitude local ( rad. ); L: largura do anel ( cm ); p: ângulo horário no por do sol ( rad. ); t: radiação difusa incidente no sensor ( W/m2 ); a: radiação difusa interceptada pelo anel ( W/m2 ); C: constante de proporcionalidade ( W/m2 ) A razão entre a e t representa a fração da radiação interceptada pelo anel. 0 50 100 150 200 250 300 350 400 1,08 1,10 1,12 1,14 1,16 1,18 FA TO R D E C O R . D A R AD . D IF US A DIA JULIANO Figura 8. Curva do fator de correção da radiação difusa. 34 O valor mínimo do fator de correção mínimo, 1.09503, ocorreu no dia número 173 do ano e os dois máximos, 1.16675, ocorreram um por volta do dia número 72 e o outro em torno do dia número 275 do ano. Este valor mínimo ocorreu no solstício de inverno, quando a largura da faixa sombreada pelo anel, assume o menor valor e o sensor se posiciona no extremo sul em relação ao anel. 2.5.4.2 Variação diária da radiação difusa Na Figura 9 tem-se as curvas da radiação difusa referentes aos dias sem nuvens (9a), parcialmente nublado (9b) e nublado (9c), respectivamente. Na Figura 9c, a parte da curva correspondente ao céu sem nuvens, quase não apresenta alterações e os valores de radiação difusa são menores quando comparados com os da outra parte da curva. 6 8 10 12 14 16 18 0 100 200 300 400 500 600 700 D EN SI DA D E D E FL U XO E XT . ( W /m 2) TEMPO(h) (a) 6 8 10 12 14 16 18 0 100 200 300 400 500 600 700 D EN SI DA D E D E FL U XO E XT . ( W /m 2) TEMPO(h) (b) 6 8 10 12 14 16 18 0 100 200 300 400 500 600 700 D EN SI DA D E D E FL U XO E XT .(W /m 2) TEMPO(h) (c) Figura 9. Curvas de radiação difusa externa nos dias com céu claro (a), parcialmente nublado (b) e nublado (c) 2.5.4.3 Variação anual da radiação difusa A curva representativa da variação anual da radiação difusa segue o mesmo comportamento da radiação global, com valor mínimo no mês de julho, ao invés de junho, e valores máximos nos extremos (Figura 10). Cabe ressaltar que o mês de julho apresentou-se claro, com poucas nuvens, as quais diminuíram a sua contribuição para o aumento da radiação difusa na localidade onde foram feitas as medidas. 35 Figura 10. Variação anual da radiação difusa 2.6 BALANÇO DE RADIAÇÃO SOLAR A radiação solar que penetra na atmosfera e atinge a superfície da Terra depende principalmente da turbidez atmosférica, cobertura por nuvens, topografia da região e tipo de cobertura da superfície. A radiação solar ao atravessar a atmosfera tem parte refletida pelas nuvens, parte espalhada pelas moléculas e partículas do ar e parte absorvida pelo vapor d’água, dióxido de carbono, ozônio e compostos nitrosos. A porção absorvida aumenta a temperatura da superfície e, por conseguinte, aumenta a emissão de ondas longas para a superfície terrestre e para o espaço. A avaliação dos diferentes componentes do balanço de radiação na superfície indica como a entrada de radiação no sistema atmosfera-Terra é dividida e usada. O balanço ou saldo de radiação representa as fontes e sumidouros de radiação que afetam as condições meteorológicas e o clima do planeta. 2.6.1 Balanço de radiação de ondas curtas O balanço ou saldo de radiação de ondas curtas (SRoc), definido pela diferença entre a radiação de ondas curtas, que incide na superfície terrestre (radiação solar global) e a radiação de ondas curtas que é refletida, é calculado pela equação: SRoc = Rg – Rr 10 Dez95Jan FevMar Abr Mai Jun Jul AgoSet Out NovDez96 1 2 3 45 6 7 8 9 10 R ad ia çã o di fu sa (M J/ m 2 ) 36 onde Rg é a radiação solar global e Rr é a radiação refletida. Como o albedo (A) representa a relação entre a radiação refletida e a radiação solar global, logo, Rg RrA e Rr = A Rg 11 então, SRoc = Rg – ARg ou SRoc= Rg (1-A) 12 A radiação solar refletida é pouco dependente do comprimento de onda, mas sendo máxima no intervalo visível (Sauberer, citado por Geiger (1961)). 2.6.1.1 Albedo O estudo do albedo é de grande importância porque é um dos fatores que modificam o balanço de energia de uma superfície, participando, portanto, dos processos que condicionam a quantidade de radiação disponível. O albedo reduz a radiação que é absorvida e, consequentemente, dissipada pela troca de calor sensível e latente, a condução de calor no solo e a emissão da radiação de ondas longas. Superfícies vegetadas exibem albedos diferentes, de acordo com o desenvolvimento da cultura. No início da estação de crescimento ele é determinado, principalmente pelas características óticas das partículas do solo, estrutura da superfície e conteúdo de umidade do solo; e no final da estação de crescimento, pelas condições físicas das folhas e pela estrutura do cultivo. O albedo do solo sem vegetação é dependente do tipo de solo (incluindo cor e textura), do conteúdo de umidade, da rugosidade (presença de cavidades que podem atuar com intensidade na absorção da radiação incidente) e outros fatores. O solo seco pode apresentar uma variação de albedo entre 8 % e 40 % e o solo úmido, entre 4 % e 20 %. Esta diminuição com a umidade pode ser explicada devido ao fato de que o albedo da água é significantemente menor do que o albedo do solo seco. Além disso, o albedo de solos secos é, aproximadamente 1,8 mais alto do que o de solos úmidos e diminui mais drasticamente quando o conteúdo de umidade aumenta de 1 a 15 ou 20 %. 37 A variação diária do albedo é afetada pela rugosidade da superfície, ângulo de elevação solar, razão entre radiação difusa e global, bem como pelas mudanças espectrais da radiação incidente. Ao observar a curva diária do albedo, nota-se sua dependência do ângulo de elevação solar, sobretudo nos dias com céu claro. Algumas espécies vegetais exibem uma curva característica, a qual apresenta valor mínimo próximo ao meio-dia (ângulo de elevação solar alto) e valores maiores pela manhã e final da tarde (ângulos de elevação solar baixo). Resultados obtidos por Idso et al (1975) mostraram que para solo úmido, a variação diária do albedo exibe uma simetria em torno do meio-dia, em resposta aos efeitos do ângulo de elevação solar. Este efeito tende a se anular à medida que o solo perde umidade, voltando a apresentar a simetria quando o solo fica completamente seco. Exemplos de albedos de algumas superfícies: - neve fresca 0,80 a 0,95 - neve velha 0,42 a 0,70 - solos arenosos secos 0,25 a 0,45 - solos argilosos secos 0,20 a 0,35 - solos turfosos 0,05 a 0,15 - florestas caducas 0,15 a 0,20 - florestas coníferas 0,10 a 0,15 Figura 11. Radiação solar global e refletida num dia com céu nublado. 6 8 10 12 14 16 18 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 Radiação solar global Radiação refletida R ad ia çã o so la r g lo ba l e re fle tid a( M J/ m 2 ) Tempo (h) 500 600 700 800 900 Radiação solar global Radiação refletida R ad ia çã o so la r g lo ba l e re fle tid a (M J/ m 2 ) 38 Figura 12. Radiação solar global e refletida num dia com céu claro. Figura 13. Variação diária do albedo da superfície vegetada, durante o ciclo da cultura de alface, variedade Elisa (céu nublado). 0,25 0,30 0,35 Al be do 6 8 10 12 14 16 18 0,10 0,15 0,20 0,25 0,30 Al be do Tempo (h) 39 Figura 14. Variação diária do albedo da superfície vegetada, durante o ciclo da cultura de alface, variedade Elisa (céu descoberto). Figura 15. Variação do albedo da superfície vegetada, durante o ciclo da cultura de alface, variedade Elisa. 0,15 0,20 0,25 Al be do 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 0,10 0,15 0,20 0,25 0,30 0,35 0,40 0,45 0,50 Al be do Dias 40 Figura 16. Variação do albedo da superfície descoberta. 2.6.2 Balanço ou saldo de radiação de ondas longas A superfície terrestre emite radiação de ondas longas (Rol) com comprimento de onda de 4 m a 100 m. Através da Lei de Stefan-Boltzman pode-se estimar essa emissão. Rol = Ts4 13 onde é a emissividade da superfície; é a constante de Stefan-Boltzman e Ts é a temperatura absoluta da superfície (K). Todos os objetos com temperaturas superiores a zero absoluto emitem radiações proporcionais à quarta potência da temperatura absoluta. Cerca de 90 % da radiação infravermelho emitida pela superfície terrestre ao espaço é absorvida pela atmosfera, particularmente pelo vapor d’água, pelo gás carbônico e pelas nuvens. Grande parte dela volta à superfície terrestre. Todas as camadas da atmosfera participam da absorção e emissão de radiação, porém os processos são quantitativamente mais importantes nas camadas mais baixas onde os absorvedores da radiação de ondas longas estão mais concentrados. O balanço ou saldo de radiação de ondas longas (SRol) é a contabilização entre a radiação que é emitida pela Terra e a que volta da atmosfera. Esta radiação retornada varia com a temperatura do ar, teor de vapor d’água e cobertura por nuvens. Desse modo: 41 SRol = Rol - Rol 14 A diferença entre a radiação infravermelho ascendente da superfície da Terra e a radiação descendente ou contraradiação da atmosfera é chamada de radiação terrestre efetiva (Ret). A equação de Brunt (1934) para essa radiação é: N neTRSR etol 9,01,009,056,0 4 15 onde e é a tensão de vapor d’água do ar; n/N, razão de insolação; T, temperatura do ar próximo ao solo (K) e , constante de Stefan-Boltzman. A equação demonstra que quanto maior o conteúdo de vapor d’água e maior a cobertura por nuvens, menor será a perda de radiação terrestre de onda longa. Sob condições de céu claro 35 a 40 % da radiação hemisférica total é de onda longa1. Na prática, o balanço ou saldo de radiação de ondas curtas (SRoc), pode ser medido pelo albedômetro, o qual possui duas cúpulas , sendo uma na parte superior (para medida da radiação incidente) e outra na parte inferior (para medida da radiação refletida) e o saldo total de radiação (SRT) pode ser medido pelo saldo-radiômetro (net radiometer). Desse modo, o saldo de ondas longas pode estimado do seguinte modo: SRT = SRoc + SRol 16 A Figura 17 mostra a curva correspondente ao saldo de radiação total. Durante o dia, em que se tem radiaçãode ondas curtas, a curva apresenta valores positivos, À noite, acontece o contrário, não sem tem ondas curtas, e os valores negativos representam o saldo de radiação de ondas longas. 200 300 400 500 600 700 800 900 SA LD O D E RA DI AÇ ÃO (M J/m 2 ) 42 Figura 17. Saldo de radiação total. Figura 18. Saldo de radiação total (dia com céu claro). ______________________________ 1 A radiação global e a radiação de ondas longas constituem a radiação hemisférica total -2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 03.04.96 ENERGIA = 13.39 MJ/m2 SA LD O D E R AD IA Ç Ã O EX TE RN O (W /m 2 ) TEMPO (h) 400 500 600 700 800 900 SA LD O D E RA DI AÇ ÃO (M J/m 2 ) 43 Figura 19. Saldo de radiação total (dia com céu nublado). 2.7 BALANÇO DE ENERGIA A equação que se usa para o balanço de energia é expressa em termos de fluxos verticais, de acordo com o modelo proposto por Tanner (1960): SRT + G + LE + H + P 0 17 onde SRT é o saldo de radiação total disponível à superfície; Ge o fluxo de calor no solo, LE é o fluxo convectivo da calor latente; H é o fluxo de calor sensível e P é a energia gasta nos processos fotossintéticos. Vários trabalhos envolvendo balanço de energia (Lemon, 1963; Tanner, 1960 e Villa Nova et al, 1975) demonstraram que a energia utilizada nos processos fotossíntéticos pode ser desconsiderada, sem acarretar erros significativos no balanço de energia, pois este termo raramente excede 2 a 5 % do saldo de radiação total, estando portanto, dentro dos limites de erro do método de estimativa do balanço de energia. Os fluxos de calor latente e sensível podem ser estimados de acordo com a razão de Bowen (1926) e método de Penman (1967), a partir de medidas de temperatura do ar (bulbo seco e úmido) em dois níveis de altura. A razão de Bowen ( = H/LE) pode ser determinada de acordo com a equação de Webb (1965) 44 1 1 dTs dTuxs 18 onde dTu é a diferença de temperatura do termômetro de bulbo úmido nos dois níveis de altura; dTs; é a diferença de temperatura do termômetro de bulbo seco, nos dois níveis de altura; s é a tangente à curva de saturação de vapor d’água; é a constante psicrométrica reduzida. O termo (s + )/ pode ser determinado de acordo com a metodologia descrita por Penman (1967), do seguinte modo: 1 5,0 05979,0exp317,0 xTxs 19 onde T é a temperatura média do ar (ºC), obtida pela média dos valores de temperatura do bulbo seco. De acordo com os valores medidos de SR e G e valores estimados de , o fluxo de calor latente de evaporação pode ser estimado usando a equação: 1 GSRLE T 20 A Figura 20 mostra as curvas correspondentes aos termos do balanço de energia. O fluxo de calor sensível (H) apresentou picos em torno de –100 W/m2 e 150 W/m2 (às 10 e 11 horas, respectivamente). O sinal positivo representa transferência de calor do ar para o solo. Enquanto que o fluxo de calor no solo (G) atingiu valor em torno de –150 W/m2, sendo que neste caso, o fluxo foi da superfície para as camadas mais internas do solo. 45 Figura 20. Variação diária dos componentes do balanço de energia. 2.8 DISTRIBUIÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR DENTRO DE UM DOSSEL VEGETATIVO A densidade de fluxo de radiação solar global diminui à medida que penetra numa comunidade vegetal , ao mesmo tempo que modifica sua composição espectral. A atenuação da radiação solar em um dossel vegetativo é modificada pela geometria da planta, assim como pela grande variedade de folhas, diferentes espécies, idades e origens de plantas. Por exemplo plantas aquáticas transmitem 4 a 8 % da luz incidente, enquanto que árvores perenes e grama transmitem de 5 a 10 %. Se todas as folhas estivessem dispostas verticalmente, poderiam, com relativa facilidade, permitir a penetração da radiação. Entretanto, as folhas apresentam muitas formas e modelos, assim como variáveis orientações e inclinações. Para conhecermos a atenuação basta fazermos medidas do fluxo em diferentes níveis dentro da cultura, o que pode ser feito através de medidas instrumentais. Um conhecimento da radiação solar dentro do dossel vegetativo, baseado na transmissibilidade, no arranjo e inclinação das folhas, densidade e altura das plantas e ângulo de inclinação dos raios solares, é necessário para uma melhor compreensão das relações entre a radiação e rendimento das culturas. A transmissibilidade se altera com a idade da planta. Na primavera e início do verão, a transmissibilidade de folhas jovens é relativamente alta. Com a 46 maturação da folha, esta decresce no verão e torna a crescer quando as folhas se tornam amarelas no outono. Quanto ao arranjo foliar, se as folhas que transmitem 10 % de radiação estivessem dispostas horizontalmente, em camadas contínuas, somente 1 % da radiação, na maioria das regiões verdes, iria penetrar na segunda camada. Nichiprovich (1968) considerou que o arranjo ideal para o uso eficiente da radiação é aquele em que 13 % das folhas mais baixas de uma planta estivessem entre 0 e 300 em relação ao plano horizontal, 37 % das folhas intermediárias entre 30 e 600 e as restantes 50 % superiores, entre 60 e 900. A penetração da radiação em dosséis vegetativo pode ser descrita ou aproximada em termos matemáticos. A primeira aproximação foi feita por Monsi-Saeki (os quais adaptaram a Lei de Beer-Bougher) que expressa a distribuição da radiação dentro de uma comunidade vegetal. KFe I I 0 21 onde, I – intensidade da radiação a uma determinada altura dentro da comunidade de plantas; I0 – intensidade da radiação na parte superior da comunidade de plantas; e - base dos logaritmos naturais; K – coeficiente de extinção pelas folhas; F - índice de área foliar do topo da cultura até a altura em questão. Para tanto eles consideraram que o dossel é um meio homogêneo e que toda a radiação incidente é absorvida pela folha. Consideraram também que o céu é isotrópico (toda a radiação é difusa) e que K é constante. O modelo está sujeito a erros pois a comunidade vegetal é de natureza heterogênea, a inclinação das folhas é variável, a radiação é refletida, dispersa e absorvida, o céu não é isotrópico e qualidade espectral da radiação muda. O coeficiente de extinção é determinado em primeiro lugar pela inclinação e arranjo das folhas e em segundo lugar pela transmissibilidade. Para uma comunidade herbária de folhas eretas, o coeficiente K 0,3 a 0,5 e de folhas horizontais o coeficiente K 0,7 a 1,0, segundo Saeki, 1960. Após a transmissão através da comunidade de plantas, a radiação solar tem sua composição espectral modificada. A percentagem da radiação incidente que penetra no dossel vegetativo muda notadamente com o ângulo do de elevação solar. 47 2.9 UTILIZAÇÃO DA RADIAÇÃO SOLAR PELAS CULTURAS Devido as
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