Deus - Aula 7 AGRO- Balanço de Energia1 (1)

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Balanço de Energia
Profa Virgínia
Balanço de Radiação
	A radiação solar que chega na superfície terrestre é constituída predominantemente de OC (λ< 3.000 nm) e a distribuição espacial e estacional dessa radiação é a grande causa dos fenômenos meteorológicos.
	A radiação solar atua diretamente sobre o desenvolvimento e o crescimento das plantas, e indiretamente pelos efeitos no regime térmico de qualquer sistema terrestre, assim como sobre a evaporação de água nas superfícies naturais.
Balanço de Radiação
	A radiação de onda curta, ao interagir com a atmosfera e a superfície, sofre processos de atenuação (absorção, difusão e reflexão).
Balanço de Radiação
	A soma da radiação direta (23%) mais a difusa (29%) compõe a radiação global que chega a superfície (Qg), representando em média, 52% da radiação solar no topo da atmosfera (Qo).
Qg = Qd + Qc
Balanço de Radiacao
	Uma fração é refletida pela superfície (em média 4%), determinando que o balanço de ondas curtas (na atmosfera + superfície) represente, em média, 48% do valor de Qo. Portanto, o albedo (coeficiente de reflexão) terrestre é cerca de 35%.
	A energia disponível para os processos biológicos e/ou físicos dependem não somente do balanço de OC, visto que todos os corpos terrestres são também emissores de energia radiante, mas com um espectro (distribuição) de comprimento de ondas longas (λ > 3.000nm).
Balanço de Radiação
	A caracterização do espectro de um corpo, OC ou OL, depende do λmáx, tendo uma relação com a temp. de emissão desse corpo dada pela lei de Wien.
	A quantidade de energia, expressa por unidade de área e de tempo, está relacionada à temp. de emissão do corpo pela lei de Stefan-Boltzmann.
	O balanço de radiação Rn (chamado também de saldo de radiação ou radiação líquida) é composto do balanço de ondas curtas (BOC) e do balanço de ondas longas (BOL)
	Rn=BOC+BOL
Irradiância Solar na Superfície Terrestre após os efeitos atenuantes da Atmosfera
Os processos de absorção e difusão da radiação solar pela atmosfera promovem atenuação da irradiância solar que atinge a superfície terrestre (denominada de global) em relação aos valores observados no topo da atmosfera.
Ondas Curtas
Ondas Longas
Os valores instantâneos da irradiância solar global (Ig) na superfície, (componentes direta (Id) + difusa (Ic)), sofrem grandes variações temporais e espaciais em função:
	das condições atmosféricas (umidade e nebulosidade), e também 
	da época do ano e hora do dia, 
pois ocorre variação da camada da atmosfera a ser atravessada pela radiação solar.
	Transmitância Global
	À razão entre a irradiância solar global e a extraterrestre (Tg),
	 representa a proporção da radiação solar determinada no limite extremo da atmosfera que efetivamente atinge a superfície terrestre. 
	Observe que ao longo do dia a espessura da atmosfera varia em função do ângulo zenital, Tg também varia:
Tg < ao nascer e pôr do sol
Tg > ao meio dia
A nebulosidade tem papel fundamental na transmitância da atmosfera:
> Nebulosidade (< insolação) < Tg
< Nebulosidade (> insolação) > Tg
0,7 < Tg < 0,8
0,2 < Tg < 0,3
Tg médio = 0,50
Qg = 0,50 Qo
Uma outra forma de entendermos melhor a relação entre Qg, Qo, nebulosidade e os processos de absorção e difusão exercidos pela atmosfera é relacionando as seguintes variáveis em termos diários:
Qo = irradiância solar extraterrestre diária = f (latitude e declinação solar)
Qg = irradiância solar global diária = f (Qo, absorção, difusão, insolação)
n = insolação ou número efetivo de horas de brilho solar = f (N e nebulosidade)
N = fotoperíodo = f (latitude e declinação solar)
n/N
Qg/Qo
0
1
Máx.
Min.
Y = a + b.X
Y = Qg/Qo
X = n/N
a = Min.
b = Máx. – Min.
Qg/Qo = a + b n/N
Qg = Qo * (a + b n/N)
Qg = Qo * (a + b n/N)
Indicam a latitude e época do ano
Reflete o grau de cobertura do céu por nuvens
Refletem os fatores que afetam os processos de absorção e difusão
Os valores de a e b variam de acordo com a localidade, sendo ambos dependentes da composição atmosférica de cada local e em cada época do ano. Locais ou épocas com maior umidade no ar terão valores menores de a e b. Um exemplo disso é observado nos valores de a e b para Piracicaba:
Prim/Verão  a = 0,25 e b = 0,50
Out/Inverno  a = 0,28 e b = 0,51
	Calcular a transmitância usando os valores de a e b mencionados, para a situação de:
	Pleno sol durante o dia n = N
	Na primavera/verão
	No Outono/Inverno
	Dia nublado n = 0
	Na primavera/verão
	No Outono/Inverno
Essa é uma das formas de se determinar a irradiância solar global quando não se dispõe de equipamentos específicos para sua medida. Caso a e b não estejam disponíveis para um lugar qualquer, é possível o emprego da seguinte aproximação: 
a = 0,29 * cos 
b = 0,52
Exemplo: Calcular p/
Latitude = -20o
Equinócio  Qo = 35,54 MJ/m2d
N = 12h
n = 8,5h
Balanço de Radiação
	Na figura mostra-se um caso de superfície natural plana e horizontal.
 
	À direita, representa-se o BOL, composto por:
Qa=>fluxo de energia radiante emitida pela atmosfera em direção à superfície, tb contra-radiação atmosférica, que depende : 
da T do ar, 
da quantidade do vapor d’água nela presente (pois o vapor absorve OL) 
e da cobertura de nuvens;
Balanço de Radiação em Superfícies Vegetadas
Superfície
Tôpo Atm
Qo
Qg
rQg
Qsup
Qatm
Rn = Saldo de Radiação na Superfície = é o balanço entre as entradas e saídas de radiação de ondas curtas (Qg e rQg) e longas (Qatm e Qsup) na superfície
Qo = radiação solar no topo da atmosfera, Qg = radiação solar na superfície, 
rQg = parcela da RS refletida pela superfície (r = albedo), Qatm = radiação emitida 
pela atmosfera, Qsup = radiação emitida pela superfície
Balanço de Radiação
Qs=> fluxo de energia radiante emitida pela superfície em direção à atmosfera, denominada de emitância radiante da superfície, que depende da sua T e da sua emissividade ou poder emissor da superfície (ε).
	Adotando-se como positivo o sentido dos fluxos que entram no sistema, e negativo o dos que saem:
	BOC = Qg – rQg = Qg (1-r)	(1)
	BOL = Qa – Qs			(2)
	Rn = BOC + BOL = Qg(1-r) + Qa – Qs	(3)
Rn = BOC + BOL = Qg - rQg + Qatm - Qsup 
BOC = Qg – rQg = Qg (1 – r) 
BOL = Qatm - Qsup 
Balanço de ondas curtas
Balanço de ondas longas
r é denominado de albedo ou coeficiente de reflexão da superfície. O valor do albedo varia com as características ópticas da superfície; água (r = 5%) e florestas (r = 10 a 15%) tem um albedo baixo, enquanto que as culturas tem albedo mais elevado (r  20%). Neve e areia tem os maiores albedos (entre 40 e 90%) - veja na figura as áreas de desertos e as geleiras.
Albedo global
Saldo de radiação
Balanço de Radiação
	Em função dos valores de cada um desses fluxos, Rn poderá ter valor positivo ou negativo.
	Durante o período diurno, o BOC é positivo, sendo nulo à noite. 
	O sinal do BOL depende dos valores de Qa e Qs. Normalmente, o valor diário do BOL em uma superfície natural é negativo. 
Balanço de Radiação
	Isso faz com que nas superfícies naturais, o valor diurno do BOC (maior do que o do BOL) torne Rn positivo nesse período (a superfície tem ganho líquido de energia) enquanto à noite, sendo BOC=0 e o BOL negativo, tem-se Rn negativo (a superfície tem perda de energia).
	Esse é um modo da superfície eliminar parte da energia solar absorvida e que se transformou em calor sensível.
Coeficiente de reflexão
Tabela 10.1 Coeficientes de reflexão r para algumas superfícies. Adaptada de Rosenberg et al. (1983) e de Vianello & Alves (1991).
	Superfície	Coef. De reflexão (r, %)
	Água	5
	Areia seca	35 a 45
	Areia úmida	20 a 30
	Solo claro seco	25 a 45
	Solo cinza	10 a 20
	Solo escuro	5 a 15
	Gramado	20 a 30
	Algodão	20 a 22
	Alface	22 
	Milho	16 a 23
	Arroz	12
	Batata	20
	Trigo	24
	Feijão	24
	Tomate	23
	Abacaxi	15
	Sorgo	20
	Videira	18
	Floresta	10 a 15
	Nuvens	50 a 90
	Animal de pêlo preto	10
	Animal de pêlo vermelho	18
	Animal de pêlo amarelo	40
	Animal de pêlo branco	50Medidas e estimativas do Balanço de Radiação
	O balanço de radiação de uma superfície (Rn) pode ser medido por um saldo-radiômetro
	Constituído por duas placas sensoras com pares termoelétricos, uma voltada para cima e outra para baixo, captando as energias de ondas curtas e de ondas longas direcionadas para dentro e para fora do sistema, 
	
Medida do saldo de radiação (Rn)
Saldo-radiômetros.
 Todos eles utilizam o mesmo princípio empregado nos piranômetros de termopar, porém medindo OC e OL.
Qg
rQg
Qatm
Qsup
Qg+Qatm
rQg+Qsup
Qg+Qatm
rQg+Qsup
Modelo de saldo-radiômetro sem cúpulas
Modelo de saldo-radiômetro com cúpulas de poli-etileno especial (permite transmissão de OC e OL)
Modelo de saldo-radiômetro, com medidas dos componentes do BOC e do BOL separadamente
Medidas e estimativas do Balanço de Radiação
	o aquecimento diferencial das placas gera uma força eletromotriz nos termopares, que é registrada e transformada em energia por um coeficiente de calibração, proporcional ao saldo de radiação.
	Na falta do saldo-radiômetro, pode-se estimar Rn, medindo-se ou estimando Qg e usando-se o valor adequado de r para a superfície de trabalho, BOC = Qg(1-r)
Medidas e estimativas do Balanço de Radiação
	O balanço de ondas longas diário pode ser estimado a partir de medidas meteorológicas feitas em uma estação, por equações empíricas, como a de Brunt por Doorenbos & Pruitt (1975), isto é,
	Para Clima úmido:
	
	Para clima seco:
BOL está em MJm-2d-1, T em K, e em kPa, n a insolação (número de horas de brilho solar) e N o fotoperíodo h.
Para clima úmido  BOL = - [ 4,903*10-9*T4*(0,56 – 0,25 √ ea)*(0,1 + 0,9 n/N)
Para clima úmido  BOL = - [ 4,903*10-9*T4*(0,34 – 0,14 √ ea)*(0,1 + 0,9 n/N)
Estimativa do saldo de radiação (Rn)
BOL em MJ/m2d
T em Kelvin = 273 + T em oC
ea = pressão parcial de vapor do ar (kPa) 
 ea = [0,611*10^(7,5*T/(237,3+T) ]*UR%/100
n = insolação (h) 
N = fotoperíodo (h)
Rn = BOC + BOL = [Qg*(1 – r)] + {- [ 4,903*10-9*T4*(0,56 – 0,25 √ ea)*(0,1 + 0,9 n/N)}
Rn = BOC + BOL = [Qg*(1 – r)] + {- [ 4,903*10-9*T4*(0,34 – 0,14 √ ea)*(0,1 + 0,9 n/N)}
Medidas e estimativas do Balanço de Radiação
	Analogamente, Ometto (1981,p65) surgere uma relação empírica, semelhante à equação de Angström-Prescott, para estimativa de Rn em locais onde se dispõe somente de medidas de horas de brilho solar (n), ou seja:
	Rn = Qo(an + bn n/N)	(4)
	Qg/Qo=0,29cosΦ+0,52n/N	Glover &McCulloch (1958)
	Exemplo de Estimativa da Radiação Líquida sobre Gramado
 	- local: 
	Ribeirão Preto (SP); Latitude = 21,18°S; Data: 15/01/96; r (do gramado)=0,25; Tmed=28,1°C=301,1K; UR=45%; n=9,3h; N=13,2h (tabelado)
Medidas e estimativas do Balanço de Radiação
Medidas e estimativas do Balanço de Radiação
Medidas e estimativas do Balanço de Radiação
	a=0,29cos(-21,18)=0,27; b=0,52
	Qo (tabelado)=41,74 MJm-2d-1,
	Qg=Qo(a+bn/N)=41,74*(0,27+0,52*9,3/13,2)=26,56 MJm-2d-1
	
	BOC=Qg(1-r)=26,56*(1-0,25)=19,92 MJm-2d-1
	es= 0,6108*10[(7,5*28,1)/(237,3+28,1)] =3,80 kPa
	ea=esUR/100=3,80*45/100=1,71kPa
	BOL=-6,90MJm-2d-1
	Rn=BOC-BOL=19,92 – 6,90 = 13,02 MJ m-2 d-1
	Pela equação de Ometto (eq. 4):
	Rn = Qo(0,17+0,22 n/N)
	Rn = 41,74(0,17 + 0,22* 9,3/13,2) = 13,57 MJm-2d-1
Exercício
	Calcular o saldo de radiação para uma cidade com os seguinte dados com céu claro
Calcular o saldo de radiação para uma cidade com os seguinte dados com céu nublado
Dia: 01/01/2002
T = 25,3oC es = 3,22 kPa
UR = 76,9% ea = 2,48 kPa
Qg = 27,0 MJm-2d-1
n = 11,4 h e N = 13,3 h
r = 0,23
Dia: 13/01/2002
T = 21,5oC es = 2,56 kPa
UR = 100,0% ea = 2,56 kPa
Qg = 7,4 MJm-2d-1
n = 2,0 h e N = 13,3 h
r = 0,23
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
	O conhecimento dos princípios do balanço de radiação ajuda a entender fenômenos como efeito estufa, etc. 
	Um exemplo, na prática agrícola, é a alteração do balanço de radiação para proteção contra geadas.
	Um exemplo do uso desses princípios é o de cultivos protegidos, realizados sob coberturas, especialmente plásticas.
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
	Neste caso, o balanço natural de radiação sofre alterações, pois o plástico absorve e reflete parte da radiação incidente, sendo o restante transmitido para dentro do ambiente.
	Dentro do ambiente, há novamente absorção e reflexão pela superfície protegida, e assim sucessivamente até que os processos de reflexão e absorção pela cobertura e pela superfície do terreno tornem-se desprezíveis.
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
r1->coef. de reflexão, t-> coef. de transmissão, r2-> coef.de reflexão das plantas.
	BOC dentro do amb. Protegido:
tQg->entrada princ. de OC é transmitida pela cobertura
A energia incidente sobre as plantas sofre uma primeira reflexão, r2tQg, representando uma saída de OC da vegetação.
Essa energia atinge a cobertura sofrendo uma 2° reflexão, r1r2tQg, representa uma entrada secundária de OC p/ as plantas.
Novamente, essa energia incidente sofre uma nova reflexão, r2r1r2tQg, que é uma nova saída de OC das plantas.
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
	Esse é um processo de múltiplas reflexões, em que a quantidade de energia refletida vai diminuindo rapidamente.
	Segundo o que os itens de 1 a 4, o BOC:
	BOC = tQg – r2tQg + r1r2tQg – r1r2r2tQg	(5)
	BOC = tQg(1- r2 + r1r2 – r1r2r2)	 	(6) 
	P/ maioria das plantas r2 varia entre 0,2 e 0,3.
	t e r1 dependem do tipo de cobertura.
	Objetivo captar energia solar(épocas frias), utiliza-se coberturas plásticas com t grande e r1 pequeno, nessas condições os valores de r1r2 e r1r2r2 são desprezíveis.
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
	Objetivo é proteger as plantas do excesso de radiação solar, p. ex. viveiros, a cobertura deve ter baixa transmissividade (t pequeno) e alto poder refletor (r1 grande)
	Logo, para fins práticos, o BOC pode ser reduzido a
	BOC = tQg(1-r2), com erro inferior a 10%.
	No caso do BOL é preciso saber que “um corpo emissor de ondas longas é também um ótimo absorvedor de OL” (Lei de Kirchhoff das radiações).
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
	Portanto, o BOL dentro de um ambiente protegido artificialmente depende fundamentalmente da diferença de temperatura das plantas (Tp) e da cobertura (Tc).
	Cobertura plástica depende da espessura do plástico. Experimentos mostram que o BOL interno é uma fração f do BOL externo, portanto:
	BOLint = f BOL ext		(7)
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
	O balanço global de radiação, ou seja, a radiação líquida dentro do ambiente protegido será:
	Rn = tQg(1 – r2) + f BOLext		(8)
Balanço de Radiação em Ambiente Protegido
	Um aspecto importante a ser considerado no caso de coberturas plásticas é o efeito difusor sobre a radiação solar transmitida. A radiação difusa, por não ter direção predominante, penetra melhor entre as plantas aumentando sua captação.
	Fundamentos do Balanço de energia em sistemas vegetados:
	Nos sistemas vegetados a energia captada pode ser utilizada no aquecimento do ar e das plantas (H, calor sensível), no aquecimento do solo (G), na evapotranspiração (LE, calor latente), e nos processos de sínteses biológicas(F).
Balanço de Energia em Sistema Vegetado
	A quant. de energia que chega à superf. é determinada pela radiação solar inc. e pela radiação atmosférica, porém, a energia armazenada no sistema depende do tipo de cobertura, variando com o coef. de refletividade, que é função da coloração e da rugosidade.
	O sistema a ser estudado é um volume de controle contendo no seu interior ar atmosférico e uma população de plantas.
	Nessas condições, as principais trocas de energia entre o sistema e o meio:
O saldo de radiação é repartido em diferentes processos: - Físicos: aquecimento do ar (H) e do solo (G) e evaporação (LE) - Bio-Físico: transpiração (LE) 
- Bio-Químico: fotossíntese (F)
Rn= H + G + LE + F
Balanço de Energia
A partição do saldo de radiação (Rn)
Considerando-se que o aproveitamento energético na fotossíntese é menor que 3% de Rn e que a evaporação e a transpiração (evapotranspiração) ocorrem simultâneamente e são indistingüiveis, a equação acima pode ser aproximada para:
Rn = H + G + LE
Ou seja, o saldo de radiação é repartido entre os três principais processos: aquecimento do ar, aquecimento do solo e evapotranspiração. A proporção entre esses três processos irá depender a disponibilidade hídrica da superfície.
Superfície úmida - dia
Superfície úmida - noite
Superfície seca - dia
Rn
Rn
Rn
Normalmente, quando a superfície está úmida LE predomina, consumindo cerca de 70 a 80% de Rn
Sob condição de superfície seca, o processo de aquecimento do ar predomina
Balanço de Energia em Sistema Vegetado
	Ou seja, a energia disponível ao sistema é distribuída entre os processos de:
	 aquecimento do ar e das plantas (H), de aquecimento do solo (G) e de evapotranspiração (LE).
	Na evapotranspiração, parte da energia radiante é transformada em calor latente de vaporização.
	Evaporação de 1kg de água a 20°C requer 2,45MJ
	Portanto, toda vez que a superfície estiver bem umedecida, a maior parte da energia disponível será utilizada na evapotranspiração, o que representa ~ 70% a 80% da Rn.
Balanço de Energia em Sistema Vegetado
	O restante da energia será utilizada no aquecimento das plantas, do ar e do solo.
	Se a superfície não estiver bem suprida de água, a fração de Rn destinada a LE diminui, aumentando a fração para H+G.
	Um superfície com deficiência hídrica, a evapotranspiração será restringida e a maior parte da energia disponível será utilizada no aquecimento de ar, das plantas e do solo, resultando numa elevação brusca da temperatura.
Balanço de Radiação em Sistema Vegetado
	Por exemplo, em floresta tropical, na Tailândia, resultados de Pinker et al. (1980) indicam que em média:
Mês úmido ( chuva =122mm):		Mês seco (chuva=11mm)
 	Rn=11,92 MJm-2d-1,			Rn=11,40 MJm-2d-1
LE=8,21 MJm-2d-1 = 3,35 mm/dia;	 LE=1,47MJm-2d-								1=0,6mm/dia
H=3,72 MJm-2d-1				H=9,94MJm-2d-1
(Obs: 1mm/dia=2,45MJm-2d-1)
	
	
	
Balanço de Radiação em Sistema Vegetado
	Rn não variou, porém a variação da precipitação foi significativa -> alterou significativamente o balanço de energia.
	No mês úmido LE/Rn = 0,69 e H/Rn=0,31, isto é 69% da energia disponível foi utilizada na conversão de calor latente, e 31% convertida em aquecimento(calor sensível). 
	No mês seco a situação inverteu-se com LE/Rn=0,13 e H/Rn=0,87
	
	
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