Processos Hidrológicos CST 318 Tema 05 – Evapotranspiração ANO 2013 Laura De Simone Borma Camilo Daleles Rennó camilo/prochidr

Processos HidrológicosProcessos Hidrológicos

CST 318CST 318

Tema 05 – EvapotranspiraçãoTema 05 – EvapotranspiraçãoANO 2013ANO 2013

Laura De Simone BormaCamilo Daleles Rennóhttp://www.dpi.inpe.br/~camilo/prochidr/

EvaporaçãoEvaporação

Ciclo hidrológico troca constante de água entre a superfície terrestre e a atmosfera

A água chega até a superfície terrestre através da precipitação

A água sai da superfície terrestre através de processos de vaporização da água – evaporação + transpiração = evapotranspiração (ETP)

Vapor d’água indisponível para uso humano

Água “perdida” pela evapotranspiração usada para o crescimento das plantas, que formam a base dos ecossistemas terrestres

Medida da ETP fundamental para quantificação da disponibilidade hídrica

• Previsão dos impactos das mudanças climáticas e mudanças no uso da terra na resposta hidrológica habilidade de modelar a evapotranspiração

ImportânciaImportância

disponibilidade hídrica irrigação

perda de água em reservatórios

Evaporação, transpiração e Evaporação, transpiração e evapotranspiraçãoevapotranspiração

• Evaporação: conjunto de fenômenos físicos que transformam em vapor a água livre existente na superfície do solo:

– interceptada pelas plantas– Cursos d’água– Lagos– Reservatórios

• Transpiração: evaporação devida à ação fisiológica dos vegetais– As plantas, através de suas raízes, retiram do solo a água para atividades vitais e

transpiram pelos estômatos

• Evapotranspiração: conjunto de processos físicos (evaporação) e fisiológicos (transpiração) que provocam a transformação da água precipitada na superfície da Terra em vapor

– Termo bastante usado devido à dificuldade de separação entre evaporação e transpiração, tanto nos cálculos quanto nas medições

Evaporação, transpiração e Evaporação, transpiração e evapotranspiraçãoevapotranspiração

Oceanos, lagos, solo sem cobertura vegetal

Superfície vegetada: florestas, cultivos, etc.

Interceptação

EvapotranspiraçãoEvapotranspiração

Somente ocorrerá se existir água disponívelDisponibilidade de água – fator limitante do processo

Evapotranspiração potencial e Evapotranspiração potencial e evapotranspiração realevapotranspiração real

• Evapotranspiração potencial - Etp (ideal): total de água transferido para a atmosfera por evaporação e transpiração, de uma superfície extensa, coberta por vegetação e não sendo limitada pela disponibilidade de água

• Evapotranspiração real - Etr (atual): perda de água para a atmosfera por evaporação e transpiração, nas condições atmosférica e de umidade do solo atuantes

• Conceitualmente, a Etr não pode exceder a Etp;

ETp e ETrETp e ETr

Evapotranspiração potencial – ETp

Máxima ET que pode ser transferida para a atmosfera – depende apenas das condições atmosféricas

Evapotranspiração real – Etr

Total transferido para a atmosfera de acordo com a disponibilidade hídrica existente (umidade do solo) e resistência das plantas

Meio não saturado

Meio saturado

Condições atmosféricas

9

ETr

ETp

Umidade do solo

Smx

ETr= evapotranspiração depende da umidade do solo

ETp e ETrETp e ETr

Física da evaporaçãoFísica da evaporação

Camada de ar T = Ta acima de uma superfície de água, T = Ts

Moléculas da camada de ar são atraídas pelas que estão na massa líquida por meio de ligações químicas (pontes de H);Ao mesmo tempo, moléculas da superfície de água adquirem energia suficiente para romper as ligações e entrar no arEquilíbrio as taxas de saída e reentrada de moléculas de água são iguaisPressão de vapor na camada de ar = pressão de saturação de vapor (es) à temperatura da superfície Ts

T = Ta

T = Ts

Pressão de saturação de vapor x Pressão de saturação de vapor x temperaturatemperatura

es (hPa)

T (oC)Onde: T – temperatura do meio em oC


O que acontece se introduzirmos energia na forma de calor no sistema água-atmosfera?

As moléculas na superfície são atraídas pelas que estão no corpo da massa

Aumento da temperatura•maior movimento das moléculas de água (energia cinética)•maior capacidade do ar de conter vapor d´água

Evaporação processo de resfriamento

EvaporaçãoEnergia:calor do sol

ea < es


Condensação

Energia

ea > es

TranspiraçãoTranspiração

Vaporização da água líquida contida nos tecidos das plantas e na sua posterior remoção para a atmosfera

As plantas perdem água principalmente através dos estômatos – pequenas aberturas localizadas nas folhas através das quais ocorre a troca de vapor d´água

TranspiraçãoTranspiração

A vaporização ocorre dentro da folha, nos espaços intracelulares;

a troca de vapor com a atmosfera ocorre por meio da abertura estomatal

Praticamente toda a água absorvida pela planta é perdida pela transpiração, e somente uma pequena fração é usada dentro da planta

É também através dos estômatos que as plantas absorvem CO2

http://www.fao.org/

Liberação de água simultânea à assimilação de CO2 - pensar

Resistência da superfícieResistência da superfície

A taxa de fluxo de vapor d´água é controlada pela resistência que a planta oferece à perda de água (através da abertura/fechamento dos estômatos)

Da mesma forma, o solo oferece uma resistência à perda de água, que é uma função do seu conteúdo de água e do tipo de solo

Evaporação x transpiraçãoEvaporação x transpiração

A evaporação e a transpiração ocorrem simultaneamente e não existe uma forma fácil de distinguir os dois processos

A evaporação a partir de um solo cultivado é principalmente determinada pela fração de radiação solar que atinge a superfície do solo. Essa fração decresce com o aumento da vegetação, devido a um maior sombreamento da superfície do terreno

Quando a vegetação é de pequeno porte (ou pouco densa), a água é perdida predominantemente por evaporação do solo

Na medida em que a vegetação se desenvolve e cobre completamente o solo, a transpiração passa a ser o processo dominante

Fatores condicionantes da ETPFatores condicionantes da ETP

a) Condicionantes climáticas (fortemente condicionado pelas condições meteorológicas)

Radiação solar Temperatura

Umidade relativa do ar Velocidade do vento Gradiente de pressão de vapor

a) Características da superfície evaporativa

Superfície de água livre Solo

• Conteúdo de água no solo Vegetação

• Índice de Área Foliar (IAF)• Profundidade de raízes

Fornecimento de energia

Resistência à perda de água

Mecanismo de transporte de massa (vapor)

Índice de área foliar (IAF)Índice de área foliar (IAF)

O índice de área foliar (IAF) ou leaf area index (LAI) é uma quantidade adimensional que expressa a área da superfície foliar (apenas a parte superior) por unidade de área de solo sobre ela.

O IAFef é o índice de área foliar que efetivamente contribui para a transferência de calor e vapor e é geralmente a parte superior, mais iluminada do dossel, sendo normalmente considerado como IAFef = 0,5 IAF

Fornecimento de energiaFornecimento de energia

a) Fornecimento de energia para converter água líquida em vapor

Radiação solar líquida (Rn)

Radiação líquida (Rn)

onde:E – calor latente H – calor sensívelG – calor armazenado no solo

EHGRn

Balanço de energia na superfície terrestre

Calor latente e calor sensívelCalor latente e calor sensível

Calor latente de vaporização () – parcela da energia fornecida pela radiação solar para transformar água líquida em vapor d’água. Esta mesma quantidade é liberada no caso da condensação

Calor sensível (H) – refere-se à porção de energia de ondas longas irradiada pela superfície terrestre que não é usada para evaporação do ar. Ela é responsável pela mudança de temperatura do ar, uma propriedade que pode ser medida ou “sentida”

Fluxo de calor latenteFluxo de calor latente

Calor latente de vaporização v função da temperatura

Ts em oC e v em MJKg-1

Fluxo ou transferência de calor latente proporcional à taxa de evaporação

Onde:LE - taxa de transferência de calor latenteE - taxa de evaporação ou condensaçãow - densidade da água

ELE wv

sv T31036,250,2

Fluxo de calor sensívelFluxo de calor sensível

Calor sensível (H) porção de energia radiante que não é utilizada para evaporação

aquece a superfície do terreno mudando a sua temperatura

Fluxo de calor sensível transferência de calor sensível por unidade de tempo e área ocorre quando há uma diferença entre a temperatura de superfície e

a temperatura do ar

Quando Ts < Ta H negativo fluxo de calor sensível vai da atmosfera para a superfície

ap TTcH

- densidade do ar cp – calor específico do ar sob pressão constante

Razão de BowenRazão de Bowen

razão entre a taxa de calor sensível e calor latente

B < 1 – uma maior proporção de energia disponível na superfície é passada para a atmosfera na forma de calor latente do que na forma de calor sensível

LE

HB

Mecanismo de Transporte de massa Mecanismo de Transporte de massa (vapor)(vapor)

b) Mecanismo de transporte – troca de vapor d’água entre a superfície evaporativa e a camada sobrejacente Déficit de pressão de vapor - diferença entre a pressão de

vapor de água na camada sobrejacente à superfície evaporativa e a pressão de vapor na atmosfera de entorno

O processo tende a cessar na medida em que o ar do entorno torna-se saturado (não há mais déficit de pressão de vapor), podendo ocorrer duas situações:

• Condensação e ocorrência de chuva• Substituição do ar saturado por um ar mais seco, pela ação do

vento, mantendo o processo

as eeE Lei de Dalton

Onde:E – taxa de evaporaçãoes – pressão de saturação de vapor de água (tabelada)ea – pressão do vapor de água presente no ar atmosférico – geralmente tomada 2m acima da superfície (tabela ou fórmula)

Difusão molecularDifusão molecular

Expressão matemática da difusão:

Onde Fz(X) é a taxa de transferência de X na direção z por unidade de área e tempo (fluxo), C(X) é a concentração de X e DX é a difusividade de X no fluído.

A evaporação é (também) um processo difusivo

dz

XdCDXF Xz

)()( 1ª lei de Fick

Difusão molecularDifusão molecular

A equação da difusão pode ser aplicada:

Ao fluxo de vapor de água, V

Ao fluxo de calor latente, LE

Ao fluxo de calor sensível, H

Onde: Dv é a difusividade do vapor d´águaρv densidade do vapor d’águaλv calor latente de vaporizaçãoDH difusividade do calor sensível em condições turbulentasca calor específico do ar à pressão constanteTa temperatura do ar

dz

dDVF vvz

)(

dz

dDLEF v

vvz

)(

dz

TcdDHF aaaHz

)()(

Difusão turbulentaDifusão turbulenta

O vento que incide horizontalmente sobre superfícies naturais retardado pela interação entre o terreno e a vegetação

Essa interação cria movimentos randômicos nos quais porções de ar, de vários tamanhos, movem-se em direções não definidas durante o período de sua existência turbulência

mecanismo de transporte mais eficiente que a difusão molecular e é o principal processo responsável pela troca entre o ar próximo do terreno (camada limite da atmosfera) e os níveis mais altos da atmosfera

Medidas da evaporaçãoMedidas da evaporação

Métodos

Medidas diretasTanque de evaporação

Medidas indiretasBalanço hídrico

Formulações matemáticasEquações empíricas (transferência de massa e ação do vento)Balanço de energiaMétodo combinado – Método de Penman

Tanque de evaporaçãoTanque de evaporação

Tanque cilíndrico contendo água líquida exposta à atmosfera

E = P – (V2 – V1)

Onde:

P – precipitação durante um tempo tV1 e V2 – água armazenada no início e no fim de t

Necessita de um coeficiente de correlação (Kt):

EL = Kt . Et.

Kt entre 0,6 e 0,8 (0,7 mais utilizado)

Desvantagem – estações automatizadas Tanque Classe A

Método do balanço hídricoMétodo do balanço hídrico

AVVVPE LSR /)(


Ex. 1) Em uma bacia hidrográfica, o total precipitado no mês de janeiro foi de 154mm, enquanto a vazão média de água drenada pelo rio principal, neste mesmo período, foi de 24 m3/s. Sabe-se que este rio contribui com 75% do montante de água que escoa para um reservatório e que, com base nas operações deste reservatório, ocorreu no mês de janeiro uma vazão média de saída da bacia de 49 m3/s. Tendo-se em conta que os volumes armazenados no início e no final do mês eram, respectivamente, de 288 x 106 m3 e 244 x 106 m3, estimar a ETP do reservatório com base na equação do balanço hídrico. Dado: relação entre o volume e a área do espelho d´água no reservatório, conforme tabela a seguir.

Reservatório

Q

I


Área (Km2)

10 30 60 90 110

Volume x 106 (m3)

10 60 155 305 440

Equações empíricasEquações empíricas

Baseia-se na primeira lei de Dalton, que estabelece a relação entre evaporação e pressão de vapor

))(( as eeufE

Parâmetro onde é introduzido o efeito do vento (relações empíricas)

Pressão de saturação de vapor da superfície de água

Pressão de saturação de vapor do ar em uma coluna acima da superfície evaporativa

mm/dia

Método do balanço de energiaMétodo do balanço de energia

Onde: - densidade do ar cp – calor específico do ar sob pressão constante

- constante psicrométricae – gradiente de pressão de vaporT – gradiente de temperaturaRn – radiação líquidaG – calor armazenado no solo (estações meteorológicas)

ap TTcH

ap eec

LE

e

T

LE

HB

eTGR

E n

1

mm.dia-1

Razão de Bowen

(1)

(2)

(3)

(4)

Também conhecido como Método de Bowen ou método da radiação

Método de PenmanMétodo de Penman

Formulação de Penmam

Penman (1948) combinou o método do balanço de energia (radiação disponível) com o método de transferência de massa (transporte turbulento de vapor da superfície evaporativa para a atmosfera – vento) para computar a equação a partir de uma superfície de água livre

Onde:

Rn – radiação líquida sobre a superfície de água livre- constante psicrométricaEa = f(u)(es-ea) – função empírica da velocidade do vento, onde

es – pressão de saturação de vapor na superfície evaporativaea – pressão de saturação de vapor no ar acima da superfície

(es-ea ) – déficit de saturação de vapor (transferência de massa)- declividade da curva de saturação de vapor à temperatura média de bulbo úmido

an ERE 0

Método de PenmanMétodo de Penman

Fornece bons resultados devido à sua forte base teórica

Os parâmetros utilizados podem ser obtidos em estações meteorológicas convencionais

Quantificação da ETPQuantificação da ETP

Medidas diretas – muito mais difíceis que as medidas de ppt e vazão

Lisímetros

Medidas indiretas – em geral, funcionam para escalas de tempo maiores

Método balanço hídrico

Modelos matemáticos (conceituais, empíricos ou semi-empíricos), p.e.:

Método de ThorntwaiteMétodo de Penman (1948)* (evaporação)Método de Thorntwaite-Matter (1955)Método da resistência – Monteith (1963)Método de Penman-Monteith* (evapotranspiração)Método de Priestley-Taylor (1972) – semi-empíricoMétodo razão de Bowen - requer medidas de campoMétodo da correlação de vórtices

Correlação dos vórtices turbulentos (eddy covariance)

* Indicados pela ASCE e FAO

LisímetrosLisímetros

LisímetrosLisímetros

Caixa estanque (volume mínimo de 1m3) inserida no solo e plantada com vegetaçãodreno de fundo conduz a água para um sistema de medição (D)

ETP é determinada pelo balanço hídrico

Onde:D – drenagemP – pesow – variação de umidade

Restrição – pequena área ou volume que representa

Dt

wETr

Lisímetro de drenagem

Lisímetro de balançaPETr


Desde que se disponha de uma bacia hidrográfica em condições adequadas, esta pode ser usada para estimativa da ETP através da simples resolução do balanço hídrico:

Onde:ET – evapotranspiraçãoP – precipitação (pluviômetros)Q – vazão S – variação do armazenamento da água no solo (sensores)

SQPET

Problema – dificuldade de medição da percolação profundaIndicado:

Condições semi-áridasestações secas do anovariação do conteúdo de água no solo representa a própria ETp no período considerado

PrecisãoDepende do intervalo considerado não é adequado para períodos curtos

Média de vários anos as variações de água armazenada no solo tornam-se desprezíveisETP sazonal ou anual

resultados satisfatóriosextensivamente usado em vários experimentos, desde que as condições sejam ideais (raro)

Bacias pareadasBacias pareadas

Monica Pereira, 2007

Bacia Mirim (1,26 km2) Bacia Colosso (1,22 km2)

Testemunha ou controle(controle da ppt)

Bacia analisada

Objetivo – identificação das mudanças no uso e cobertura da terra sobre a ETP

Metodo de ThornthwaiteMetodo de Thornthwaite

Onde:ET – evapotranspiração mensall – comprimento médio do dia (h)N – número de dias do mêsTa – temperatura média mensal do ar (oC) – mês em questãoI – índice de calor, obtido pela relação

T – temperatura média anual da regiãoa – função cúbica de I, dada pela relação:

a

ap I

TNlET

10

301216

12

1

514,1)5/(I

TI

32 )(000000675,0)(000077,0)(01792,049239,0 IIIa

(método da temperatura)(método da temperatura)

Vantagem – requer apenas dados de temperatura e insolaçãoDesvantagem – subestima ET nos meses de máxima radiação líquida (foi desenvolvido para regiões de clima úmido)

Método de Penman-MonteithMétodo de Penman-Monteith(método combinado)(método combinado)

Na formulação de Penman, as componentes embutidas no fator de proporcionalidade levam em conta apenas as condições atmosféricas. No entanto, quando o solo encontra-se na condição não saturada, o fluxo evaporativo passa a depender também das propriedades do solo;

Para considerar essa situação, o método de Penman foi posteriormente adaptado por outros pesquisadores para abranger superfícies vegetadas em solos não saturados (Monteith, 1965; Choudhurry & Monteith, 1988, entre outros)

Essas expressões definem o fluxo evapotranspirativo e englobam a utilização de fatores de resistência – resistência aerodinâmica (ra) e resistência da superfície (rs) para considerar a resistência que a superfície evaporativa exerce à perda de água

Essas resistências exercem papel chave na determinação da ETP e são determinadas a partir das propriedades físicas do solo e da vegetação

Método de Penman-MonteithMétodo de Penman-Monteith

Formulação de Penmam-Monteith para superfícies vegetadas

Onde:

G – fluxo de calor no solo (desprezado na Eq de Penman)a – massa específica média do ar à pressão constantecp – calor específico do arra e rs – resistências oferecidas pela superfície

as

aaspa

rr

reecGRnE

/1

/


Resistência aerodinâmica (ra)

Onde:

ra – resistência aerodinâmica (sm-1)zm – altura da medida da velocidade do vento (m)zh – altura da medida da umidade (m)d – altura de deslocamento plano zero (m)zom – comprimento da rugosidade, que governa a transferência de calor e vapor (m)k – constante de von Karnan (0,41)uz – velocidade do vento à altura z (ms-1)

z

oh

h

om

m

a uk

z

dz

z

dz

r2

lnln


Resistência de superfície (rs) (para plantas)

Onde:

rs – resistência de superfície (sm-1)rl – resistência estomatal de uma folha bem iluminada (sm-1). Corresponde à resistência média de uma folha, individualmente. Essa resistência depende da PAR (radiação fotossinteticamente ativa), do déficit de pressão de vapor entre a folha e a atmosfera e do potencial hídrico da folha (que está relacionado à disponibilidade de água no solo)

LAIef – índice de área foliar efetivo (m2 de área foliar x m-2 de superfície de solo)

ef

ls LAI

rr


Formulação de Penmam-Monteith para solos

Onde:ras - resistência aerodinâmica entre a superfície de solo e o ar contido no dosselRns – radiação líquida que chega ao solors – resistência de superfície (sm-1)

ass

asaspnss rr

reecRE

/1

/


Resistência de superfície (rs) (para solos)

Onde:- fator de tortuosidade (parâmetro adimensional relativo à resistência à difusão do vapor d´água para um meio poroso)l – espessura da camada de solo seco (m) – essa espessura não é constante e varia em função do fluxo de água no solo devido à ação das demais componentes do balanço hídrico (percolação, fluxo lateral e fluxo ascendente) – a espessura da camada de solo seco é calculada através da solução da equação de Richards, a qual considera o fluxo em solo não saturadops – porosidade do soloDm difusão molecular do vapor d´água

mss Dp

lr

Correlação dos vórtices turbulentosCorrelação dos vórtices turbulentos((eddy correlationeddy correlation))

'' vaw

a qwE

'' vaaa TwcH

• Mede diretamente os fluxos de ecossistema de uma maneira integrada: quanto CO2 e vapor de H2O entra e sai devido ao vento.

• Relaciona as mudanças no fluxo de CO2

e vapor de H2O no ar acima do dossel provocado pelo movimento ascendente e descendente do ar.

Método preciso, porém requer instrumentos específicosSensores podem apresentar problemas de funcionamentoGradientes horizontais podem provocar errosDificuldade de fechamento do balanço

anemometro

sensor

Correlação dos vórtices turbulentosCorrelação dos vórtices turbulentos((eddy correlationeddy correlation))

H +

Le

(W m

-2)

-200

0

200

400

600

800

1000

y = 0.93x - 4.24r2 = 0.85n = 4304

a)

Rnet - G (W m-2)

-200 0 200 400 600 800 1000

H +

Le

(W m

-2)

-200

0

200

400

600

800

1000

y = 0.94x - 7.09r2 = 0.86n = 3310

b)

GRHLE net

• Como a inclinação da reta é menor do que 1, isto indica de que a soma do calor sensível e latente medido pelo método é menor do que a soma da energia disponível.

• Esta discrepância está relacionada com questões relacionadas com a advecção e restrições na medição dos vórtices.

Unidades da ETPUnidades da ETP

Perdas por evaporação (mm) – volume de água evaporada por unidade de área horizontal (mm) durante um período de tempo.

Taxa de evaporação (mm/h) – é a velocidade com que se processa as perdas por evaporação.

Fluxo de energia (MJ m-2 dia-1 ) - calor necessário para vaporizar a água livre

Fatores de conversão para ETP (http://www.fao.org)altura volume por unidade

área Energia por

unidade de área*

mm dia-1 m3 ha-1 dia-1 l s-1 ha-1 MJ m-2 dia-1

1 mm dia-1 1 10 0,116 2,45

1 m3 ha-1 dia-1 0,1 1 0,012 0,245

1 l s-1 ha-1 8,640 86,40 1 21,17

1 MJ m-2 dia-1 0,408 4,082 0,047 1

* Para água com uma densidade de 1000 kg m-3, a 20°C.

Considerações sobre a escolha do Considerações sobre a escolha do métodométodo

Grandes incertezas na determinação da evapotranpiração

Balanço hídrico permite controle apenas para períodos longos

Equações matemáticas requerem dados de estações meteorológicas e dados da superfície evaporativa (solo e vegetação) – nem todas fornecem bons resultados

Métodos mais modernos utilizam torres com medidas ao longo da vertical – eddy covariance (torres micrometeorológicas)

Considerações sobre a escolha do Considerações sobre a escolha do métodométodo

1) Proposta da análise: determinação da quantidade de ETP que realmente

ocorre em uma dada situação Incorporação em um modelo hidrológico Projeto de reservatório Avaliação geral das reservas hídricas

2) Disponibilidade de dados Parâmetros meteorológicos foram medidos na área de

interesse ou estimados a partir de valores regionais

3) Período de interesse Horas, dias, meses, anos, média climática

Equações de balançoEquações de balanço

Balanço de massa

Balanço de energia

)( outin GETQGPdt

dS

GHERn

Dingman, 1993

LLSRn )1( RO = Q + Gout

Superfícies

Intervalo de a

Florestas coníferas

0,10‑0,15

Florestas temporárias

0,15‑0,20

Cereais 0,10‑0,25

Batatas 0,15‑0,25

Algodão 0,20‑0,25

Campo 0,15‑0,20

Superfície de água 0,03‑0,10

Solos escuros 0,05‑0,20

Argila Seca 0,20‑0,35

Solo arenosos (secos)

0,15‑0,45

AlbedoAlbedo

ExercíciosExercícios

1) Defina ETp e ETr mostrando quais são os fatores que as condicionam. Faça um esquema gráfico para melhor ilustrar.

2) Determine a Etp a partir do Método de Thornthwaite, considerando:Local: Piracicaba (SP) – latitude 22º 42´SMês: Janeiro – T média = 24,4º Cl = 13,4 hN = 31 diasTa = 21,1º C

Ano Pmm

Qmm

1971 1988 627

1972 2671 1454

1973 2582 1288

1974 1695 693

1975 1749 647

1976 1802 660

1977 1747 778

1978 1266 359

1079 2048 832

1980 1862 696


3) Para uma bacia hidrográfica, estime a Etr a partir dos dados de precipitação (P) e de vazão (Q) apresentados abaixo


4) Na região de florestas naturais de Eucalyptus regnans, Austrália, foi desenvolvido um trabalho em uma bacia hidrográfica experimental de 52,8 ha. A floresta adulta natural da bacia tinha cerca de 150-200 anos de idade, com árvores de altura variando entre 70 e 80m, DAP médio de 36 cm, sendo sub-bosque, área basal de 30 m/ha e densidade aproximada de 110 árvores/ha. Nestas condições, para uma precipitação anual de 1100 mm, o deflúvio anual da bacia foi de 256mm, com uma perda da interceptação da ordem de 23%. Em 1971/72 realizou-se um corte raso total da floresta em toda a bacia, mantendo-se apenas uma faixa ciliar de proteção (mais ou menos 15% da área). Após a queima da vegetação remanescente, a área foi semeada (semeadura direta e lanço de cerca de 2 kg/dia de sementes). A regeneração foi rápida e vigorosa. Em 1977, a nova floresta apresentava cerca de 10m de altura média, DAP médio de 13cm e densidade de cerca de 3400 árvores/ha. Em 1978, 13,3m de altura e 18m de DAP médio. No primeiro ano após o corte, o aumento no deflúvio da bacia foi de 308mm, em 1978 o aumento havia se reduzido para 48mm. Medições da interceptação realizadas na floresta em desenvolvimento mostraram os dados apresentados na Tabela x. Pede-se:

a) Determinar as equações de regressão entre as variáveis independente (x = P) e a dependente (y = Pi) para cada ano. Supor Ps =0 e, portanto, I = P – Pib) Plotar as respectivas curvas de regressão para cada ano, identificando cada uma delas com as respectivas equações e anotando o valor do coeficiente de regressão (r2)c) Calcular o valor médio de Pi, percentualmente em relação à P, para cada mês e o valor médio anual para cada anod) Após o corte da floresta natural, quanto do Q (aumento do deflúvio no primeiro ano após o corte) verificado foi devido à interceptação? e) Qual a interceptação média em 1978 (mm) e qual foi a participação deste valor na redução do aumento do deflúvio?f) Faça uma apreciação resumida da variação da interceptação com o desenvolvimento da floresta


SOLO SATURADOÁgua

líquida Calor Solutos

NÍVEL D’ÁGUA

SOLO NÃO-SATURADO

SUPERFÍCIE DO TERRENO

ATMOSFERA

Águalíquida

Vapor deágua (oucalorlatente)

arFluxo de

águalíquida

Calor SolutosFluxo de vapor

RadiaçãoLíquida(Rn)

Calor sensível

Fluxo de umidade entre o solo e a Fluxo de umidade entre o solo e a atmosferaatmosfera

Processo complexo no qual 3 fatores são dominantes

1)Suprimento e demanda de água impostos pelas condições atmosféricas – precipitação, radiação líquida, velocidade do vento, umidade e temperatura do ar

2)Habilidade do solo de transmitir água – função da condutividade hidráulica e das características de armazenamento e retenção de água

3)Influência da vegetação – o tipo e densidade da vegetação influenciam nas taxas de transpiração, as quais, por sua vez, são condicionadas pela abertura dos estômatos e pela assimilação de água do solo por meio do sistema de raízes

Esses fatores não atuam como variáveis independentes, mas como um sistema fortemente acoplado.

ConceitosConceitos

Evaporação e evapotranspiração: água líquida convertida em vapor de água e transferida, neste estado, para a atmosfera

Condições de ocorrência: ingresso de energia no sistema proveniente do sol (radiação), da atmosfera (calor e/ou vento) ou de ambos;gradiente de umidade (pressão de vapor)

Controles:Resistência da superfície evaporativa à perda d´água

Umidade relativa (UR %) - quanto maior for a quantidade de vapor d´água, o maior a umidade relativa do ar e menor a capacidade de evaporação

Temperatura (Ta oC) - Quanto maior a temperatura do ar, maior a capacidade de armazenamento de vapor d´água - eleva o valor de es (pressão de saturação de vapor) (Equação e Tabela 1)

Vento (ms-1) – atua renovando as condições atmosféricas

ConceitosConceitos

Superfície evaporativa

Água líquidaVegetação Solo

Resistência da superfície

ETp – evapotranspiração potencial - taxa de evaporação que ocorreria se não houvesse resistência da superfície

ETr – evapotranspiração real – valor efetivamente evaporado, considerando a resistência do solo e das plantas

Superfície de água:

ETp = Etr = E

ConceitosConceitos

Principais variáveis:Radiação solarTemperatura do ar e da superfícieUmidade relativa do arVento

E = F(e, w)e – diferença de tensão de vaporw – velocidade do vento

Na diferença de pressão de vapor estão embutidas as outras variáveis: T e umidade do ar, UR

Processos Hidrológicos CST 318 Tema 05 – Evapotranspiração ANO 2013 Laura De Simone Borma Camilo Daleles Rennó camilo/prochidr

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