EVAPORAÇÃO DA ÁGUA DE UM SOLO SEM VEGETAÇÃO NO BREJO PARAIBANO

Transcrição

1 EVAPORAÇÃO DA ÁGUA DE UM SOLO SEM VEGETAÇÃO NO BREJO PARAIBANO José Romualdo de Sousa Lima*, Antonio Celso D. Antonino*, Carlos A. Brayner de O. Lira*, Ivandro de França da Silva**, André Maciel Netto* e Jeffson Cavalcante de Souza** * Departamento de Energia Nuclear, Universidade Federal de Pernambuco, DEN/UFPE Av. Prof. Luís Freire, Cidade Universitária, Recife, PE, Brasil ** Departamento de Solos e Engenharia Rural, Centro de Ciências Agrárias, UFPB , Areia, PB, Brasil RESUMO Determinou-se a evaporação da água de um solo, por meio dos balanços hídrico e energético, numa área de 4 ha do Centro de Ciências Agrárias, UFPB, localizada no município de Areia, PB (6 o 58 S, 35 o 41 W e 645 m). Para a determinação do balanço de energia, a área foi instrumentada com um pluviógrafo, um piranômetro, um radiômetro e sensores para medidas da temperatura e da umidade relativa do ar e da velocidade do vento, em dois níveis acima da superfície do solo. Dois locais, no solo, foram instrumentados, cada um com duas sondas térmicas instaladas horizontalmente nas profundidades de z 1 2,0 cm e z 2 8,0 cm, e um fluxímetro, para a medida do fluxo de calor no solo, a z 1 5,0 cm. Essas medidas foram armazenadas a cada 30 minutos num datalogger. Para a determinação do balanço hídrico, três sítios tensio-neutrônicos foram instalados, contendo: um tubo de acesso para sonda de nêutrons e oito tensiômetros. Os valores da evaporação do solo determinados pelos balanços de água e de energia representaram bem as mudanças nas condições climáticas e hídricas que ocorreram na superfície do solo, sendo os valores obtidos pelo balanço de energia maiores que os valores obtidos pelo balanço hídrico. Keywords: evaporation, mass and energy balances, Bowen ratio method, neutron probe. I. INTRODUÇÃO A evaporação da água do solo é um fator importante em relação ao preparo do solo, a emergência das culturas, ao desenvolvimento completo do dossel e ao manejo da irrigação nas fases iniciais de crescimento das culturas [1]. Existem vários métodos para se medir ou estimar a evaporação do solo, dentre os quais estão os balanços hídrico e energético. O balanço hídrico é um sistema contábil de monitoramento da água do solo e resulta da aplicação do princípio de conservação de massa para a água num volume de solo. Para se efetuar o balanço hídrico é necessário computar as entradas de água no solo via precipitação pluvial ou irrigação, a partir da sua infiltração na superfície, e as saídas, representadas pela drenagem interna, evapotranspiração e deflúvio superficial num volume de solo, em determinado período de tempo [2]. O balanço de energia tem como base o princípio físico de conservação de energia. Este método tem como componentes o fluxo de calor sensível, fluxo de calor do solo e fluxo de calor latente. A partição da energia disponível entre calor latente e calor sensível pode ser obtida pelo método da razão de Bowen (BREB). Este método estima o fluxo de calor latente (energia responsável pelos processos de evaporação da água do solo e transpiração das plantas) de uma superfície, usando medições de gradientes de temperatura e umidade do ar, saldo de radiação e fluxo de calor do solo [3]. Este método vem sendo utilizado por muitos pesquisadores para a estimativa da evaporação do solo nu [4] ou cultivado [5 e 6]. Diante do exposto, o trabalho teve como objetivo determinar a evaporação de um solo sem vegetação por intermédio dos métodos do balanço hídrico e de energia. II. MATERIAL E MÉTODOS Localização, clima e solo. As medidas para a realização dos balanços hídrico e energético foram efetuadas em uma área de 4 ha, sem vegetação, do Centro de Ciências Agrárias, da UFPB, localizada no município de Areia, PB

2 (6 o 58 S, 35 o 41 W e 645 m), micro região do Brejo Paraibano, caracterizada por ser uma região de elevada pluviosidade (em torno de 1500 mm anuais), com umidade relativa do ar da ordem de 85% e temperatura média anual de 22 o C, com as mínimas atingindo menos de 15 o C nos anos mais frios. O solo é classificado como Latossolo Amarelo. A análise granulométrica do solo foi realizada em amostras coletadas a cada 10 cm, até a profundidade de 80 cm (Tab. 1). As frações de argila e de silte foram determinadas por sedimentação, após dispersão com hexametafosfato de sódio, utilizando-se o método do densímetro [7]. A massa específica global do solo foi determinada utilizado-se o método do anel volumétrico. Evidencia-se na tabela 1 que, com o aumento da profundidade, há um aumento do teor de argila, com conseqüente diminuição do teor de areia. TABELA 1. Análise Granulométrica e Massa Específica Global (ρ) do solo da área Experimental. Profundidade Granulometria (%) ρ (g cm -3 ) (cm) Areia Silte Argila ,06 12,9 23,04 1, ,71 15,25 23,04 1, ,82 14,08 30,10 1, ,82 14,08 30,10 1, ,94 11,74 38,32 1, ,10 11,71 44,19 1, ,87 7,03 41,75 1, ,87 9,38 44,10 1,20 Período de medição. O período de monitoramento do sistema solo-atmosfera foi de 15 a 25/02/2002. Balanço hídrico. Para a determinação do balanço hídrico foram instalados três sítios na área experimental. Em cada sítio foi instalado um tubo de acesso, em alumínio, para a sonda de nêutrons, e 8 tensiômetros nas profundidades de 10, 20, 30, 40, 60, 80, 100 e 120 cm. As medidas neutrônicas foram realizadas diariamente a cada 10 cm, até a profundidade de 150 cm, com uma sonda TROXLER série 3300, tendo a mesma uma fonte radioativa de Am-Be de atividade de 10 mci (0,37 GBq). As leituras nos tensiômetros também foram realizadas diariamente. Para estimar a condutividade hidráulica à saturação do solo, realizaram-se ensaios de infiltração com infiltrômetro de anel (15 cm de diâmetro) na superfície e nas profundidades 20, 40, 60 e 80 cm, utilizando-se o método proposto por Haverkamp et al [8]. A precipitação pluviométrica foi monitorada por meio de um pluviógrafo automatizado instalado numa torre no centro da área. A condutividade hidráulica não saturada e a curva de retenção da água no solo foram descritas pelos modelos propostos por van Genuchten [9], isto é: K( θ ) K S e s s S θ θ r θ θ r 1/ 2 e 1/ m m [ 1 (1 S ) ] e n [ 1+ αh ] m onde: K s é a condutividade hidráulica à saturação do solo medida no campo [L.T -1 ]; S e é umidade efetiva; θ s é a umidade na saturação [L 3.L -3 ]; θ r é umidade residual [L 3.L - 3 ]; h é o potencial matricial [L]; α, m e n são parâmetros empíricos, m e n são adimensionais e α é em [L -1 ]. Os parâmetros empíricos (α, m e n) foram obtidos a partir das seguintes relações: α 1/ ; n λ + 1 e m λ / n h b onde o potencial de entrada de ar (h b ) e o índice de distribuição do tamanho dos poros (λ) obtidos pelas funções hidro-pedológicas (Pedotransfer Functions) propostas por Rawls e Brakensiek [10]. A curva de calibração da sonda de nêutrons foi obtida a partir da relação entre a umidade volumétrica e a contagem normalizada da sonda para as camadas de 0-15 cm e cm. Foram utilizadas 5 medidas para a camada de 0-15 cm e 24 para a camada de cm (Fig. 1). As umidades volumétricas foram obtidas a partir de determinações gravimétricas de três amostras, coletadas, com amostrador de Ulhand, com cilindros de 7,0 cm de diâmetro e 8,3 cm de altura, próximas ao tubo de acesso, logo após serem realizadas as medidas com a sonda de nêutrons. Estas amostras foram pesadas e secas em estufa a 105 o C até peso constante. Figura 1. Calibração da sonda de nêutrons para as camadas de 0-15 cm e cm. A análise de regressão mostrou que o conjunto de pares de dados, das camadas de 0-15 e cm, é representado por duas retas de regressão, dadas por: 2 (1)

3 θ (0,0704) + (0,4901) CN θ ( 0,033) + (0,7009) CN (0 15 cm) (15 60 cm) onde, CN representa a contagem normalizada, isto é, a razão entre o número de contagens, N, obtido no solo e o número de contagens, NP, obtido, para o mesmo intervalo de tempo, num moderador padrão (água pura); isto é : CN N/NP. O balanço hídrico em determinado volume de solo, num certo período de tempo [2], é descrito pela equação: A P + I ± D ± R E (3) A partir da equação do balanço hídrico (Eq. 3), a evaporação do solo pode ser obtida por: E P + I ± D ± R A (4) onde, A é a variação de armazenamento de água no perfil de solo (mm); P é a precipitação pluviométrica (mm); I é a irrigação (mm); D é a drenagem profunda (mm); R é o escoamento superficial (mm) e E é a evaporação da água do solo (mm). O termo irrigação foi nulo, pois o trabalho foi realizado em condições de sequeiro e sem cultura. Considerou-se que não houve escoamento superficial de água, já que a quantidade de chuvas ocorrida no período de estudo foi pequena (Fig. 2). As perdas em água através da base do perfil de solo estudado (0-30 cm), ou drenagem profunda (D), foi estimada com base na equação de Darcy Buckingham: K( θ ) φt q (5), O armazenamento acumulado de água no solo foi calculado pela regra do trapézio, considerando-se que as medidas foram realizadas em intervalos igualmente espaçados, desde a superfície (z 0) até a profundidade de interesse (z L) [2], através da equação: A L L ( z) dz 0,50θ ( z) + θ ( zi ) + 0,50θ ( zn ) 0 (2) n 1 θ z (6) i 1 A variação no armazenamento de água no perfil de solo ( A) foi determinada pela diferença dos valores de umidade obtidos do perfil nos tempos inicial e final de cada período considerado, sendo expressa pela seguinte equação: A [ ] i θ ( f ) θ ( i) L Af A (7) Este período foi escolhido por apresentar uma fase com uma boa quantidade de chuvas (solo úmido), seguida de uma fase onde o solo encontra-se no processo de secamento (Fig. 1). Balanço de energia. Para a realização do balanço de energia foi instalada uma torre no centro da área contendo dois sensores de medidas da temperatura do ar, da umidade relativa do ar e da velocidade do vento, em dois níveis acima da superfície do solo (z 1 35,0 cm e z 2 105,0 cm), além de um piranômetro, para a medida da radiação global, e de um radiômetro líquido, para as medições da radiação líquida, instalados na torre numa altura de 1,5 m da superfície do solo. Para a medida do fluxo de calor do solo, foram instalados fluxímetros em dois locais numa profundidade z 1 5,0 cm, além de duas sondas térmicas instaladas horizontalmente nas profundidades de z 1 2,0 cm e z 2 8,0 cm. Todas as medidas citadas acima foram armazenadas como médias a cada 30 minutos, em um sistema de aquisição de dados CR 10x da Campbell Scientific. O balanço de energia na superfície do solo pode ser escrito através da seguinte equação [3 e 6]: Rn G + H + LE (8) onde, Rn é a radiação líquida ou saldo de radiação (W m -2 ); G é o fluxo de calor no solo (W m -2 ); H é o fluxo de calor sensível (W m -2 ) e LE é o fluxo de calor latente (W m -2 ). A partição da energia disponível entre fluxo de calor latente e fluxo de calor sensível pode ser obtida pelo método do balanço de energia razão de Bowen, baseado na razão das densidades de fluxo de calor sensível e calor latente, sendo determinada pela razão entre as diferenças na temperatura do ar e da pressão de vapor em dois níveis [3]: H γ LE T e β (9) onde, γ é a constante psicrométrica (0,66 mbar/ o C); T é a diferença de temperatura do ar ( o C) e e é a diferença de pressão de vapor (mbar). A partir das medições do saldo de radiação (Rn), do fluxo de calor do solo (G) e das diferenças de temperatura do ar ( Τ) e de pressão de vapor ( e), juntamente com a equação simplificada do balanço de energia (Eq. 8), utilizando-se a razão de Bowen (β) (Eq. 9), procedeu-se o cálculo dos fluxos de calor latente (LE) (Eq. 10) e calor sensível (H) (Eq.11): Rn G 1 + β LE (10) onde A f e A i são os armazenamentos acumulados de água final e inicial, respectivamente. O balanço hídrico foi efetuado considerando-se a camada superficial do solo (0-30 cm). Os 10 dias estudados, de 15 a 25 de fevereiro de 2002, foram divididos em três subperíodos (1: 15-18/02; 2: 18-21/02; 3: 21-25/02/2002). H β 1+ β ( Rn G) (11)

4 A taxa de evaporação da água do solo foi obtida dividindo-se o fluxo de calor latente pelo calor latente de evaporação. III. RESULTADOS E DISCUSSÃO A precipitação pluviométrica durante o período de 15-25/02/2002 é apresentada na Fig. 2. Neste período o total de chuvas foi de 18,7 mm. Sendo que os dias 15 e 16 totalizaram 15,4 mm, que correspondeu a 85% do total. Figura 2. Precipitação Pluviométrica (mm) do dia 15/02/2002 até o dia 25/02/2002. A variação horária dos componentes do balanço de energia da superfície do solo sem vegetação é apresentada na Fig. 3. No dia 17 a maior parcela da energia disponível (Rn-G), 75%, foi usada como fluxo de calor latente (LE), restando 25% da energia disponível para o fluxo de calor sensível (H). No dia 18 o LE ainda consumiu a maior parcela da radiação disponível, só que esta parcela já caiu para 67%, fazendo com que a parcela utilizada por H aumenta-se para 33%. Já no dia 25 o fluxo de calor sensível (H) passou a consumir a maior parte da energia disponível (53%), enquanto a percentagem de fluxo de calor latente (LE) caiu para 47%. Este comportamento ilustra, muito bem, os processos que ocorrem na superfície do solo, já que quanto maior o conteúdo de água no solo maior a quantidade de energia utilizada no processo de evaporação da água do solo. Contudo, quando começa a ocorrer a secagem do solo, a maior parte da energia disponível começa a ser usada no processo de aquecimento do ar. Além disso, o saldo de radiação (Rn) também foi menor quando o solo se encontrava seco do que quando se encontrava úmido, provavelmente, porque o solo seco tinha um albedo e uma temperatura de superfície maior que o solo úmido, como exemplo veja Allen et al. [11]. Estes comportamentos também foram observados nas condições semi-áridas da Nigéria para um solo sem vegetação [4]. Figura 3. Variação horária do saldo de radiação (Rn), dos fluxos de calor latente (LE), calor sensível (H) e calor do solo (G), para os dias 17, 18 e 25/02/2002. Isto pode ser explicado pelo fato de que a secagem da camada superficial de um solo, em condições naturais, segundo Idso et al., [12], passa por três fases: 1) a primeira fase corresponde à evaporação potencial, a partir de um solo úmido, e a evaporação é, então, controlada pelas

5 condições climáticas; 2) a segunda fase refere-se a um estado mais seco da superfície e a taxa de evaporação é, em parte, controlada pelo solo, em função da sua capacidade de conduzir a água das camadas mais profundas para a superfície; 3) a terceira fase diz respeito a um estado muito seco da superfície e o regime de evaporação é controlado pelos mecanismos de transferência de vapor e de adsorção no seio da matriz sólida no solo. Um solo bastante condutor pode atingir a terceira fase em três ou quatro dias, enquanto que um menos condutor pode passar mais de sete dias na primeira fase [13]. Durante o experimento os componentes do balanço hídrico foram determinados para 3 subperíodos (Tab. 2). As observações do potencial total da água no solo com o tempo e com a profundidade mostraram que, durante os dois primeiros subperíodos do experimento, o fluxo de água foi descendente para o perfil de solo estudado, enquanto que no terceiro subperíodo este fluxo foi ascendente. Outro fator que deve ser levado em consideração é a pobre estimativa da condutividade hidráulica não saturada realizada neste trabalho, já que o valor desta propriedade irá influenciar diretamente no termo drenagem ou ascensão capilar, afetando, conseqüentemente, os valores da evaporação do solo. Na elaboração de balanços hídricos a maior dificuldade encontra-se na estimativa do termo de drenagem, obtido a partir da equação de Darcy. Existem sérias dificuldades na aplicação da equação de Darcy, devido a erros cometidos na estimativa do gradiente de potencial e, principalmente, na escolha do valor da condutividade hidráulica [14]. TABELA 2. Componentes do Balanço Hídrico no período de 15 a 25/02/2002. Subperíodo Dias P VE D/A E Ed mm mm mm mm mm ,6-1,67-8,01 10,26 3, ,1-7,44-3,25 6,29 2, ,19 3,36 5,55 1,39 P: precipitação; VE : Variação de Estoque; D/A: Drenagem ou ascensão capilar E : Evaporação; Ed : Evaporação diária Em todo o período do experimento, a evaporação foi igual a 22,1 mm, a variação do estoque de água no solo, para a camada de 0-30 cm, foi igual a 11,3 mm, a precipitação pluviométrica foi 18,7 mm, a ascensão capilar foi 3,36 mm e a drenagem foi 11,26 mm. Os valores médios diários da evaporação foram 3,42, 2,10 e 1,39 mm dia -1 para os sub-períodos 1, 2 e 3 respectivamente. Estes valores de evaporação do solo mostram o comportamento, já discutido anteriormente, da influência da quantidade de água no solo sobre a evaporação do mesmo. Como pode ser visto para o primeiro subperíodo, aonde a quantidade de chuva foi maior (16,6 mm), a evaporação média diária foi maior (3,42 mm). A comparação entre os valores médios da evaporação na superfície do solo, calculados pelos balanços de água e de energia para os sub-períodos estudados é apresentada na Fig. 4. Observa-se que os valores médios da evaporação calculados pelo balanço de energia foram sempre superiores aos valores calculados pelo balanço hídrico. Isto pode ter ocorrido em virtude da não correção dos valores do fluxo de calor do solo (G) em profundidade (5 cm) para os valores à superfície do solo. Esta não correção faz com que os valores do fluxo de calor do solo sejam menores, e com isso, ocorra um maior valor de energia disponível (Rn-G), tornando os valores dos fluxos de calor latente e sensível maiores. Figura 4. Valores médios de evaporação do solo calculados pelos balanços hídrico e energético, para os subperíodos estudados. Além desses fatores, ainda existe o problema da variabilidade espacial dos componentes do balanço hídrico (armazenamento de água no solo, condutividade hidráulica, gradientes de potencial total). Villagra et al. [15] encontraram que a variabilidade desses parâmetros conferiu um coeficiente de variabilidade da ordem de 40% nas estimativas da evapotranspiração, concluindo, que em áreas extensas, a melhor escolha para o cálculo da evapotranspiração seria por métodos aerodinâmicos ou empíricos. IV. CONCLUSÕES Os valores da evaporação do solo estimados pelos métodos do balanço de energia razão de Bowen e do balanço hídrico representaram bem as mudanças ocorridas nas condições climáticas e hídricas na superfície do solo, sendo os valores obtidos pelo balanço de energia maiores que os valores obtidos pelo balanço hídrico.

6 REFERÊNCIAS [1] Plauborg, F., Evaporation from bare soil in a temperate humid climate measurement using microlysimeters and time domain reflectometry, Agricultural and Forest Meteorology, vol. 76, p 1-17, [2] Libardi, P.L. Dinâmica da água no solo, Piracicaba, [3] Perez, P. J., Castellvi, F., Ibáñez, M. and Rosell, J.I., Assessment of reliability of Bowen ratio method for partitioning fluxes, Agricultural and Forest Meteorological, vol. 97, p , [4] Wallace, J. S. and Holwill, C. J., Soil evaporation from tiger-bush in south-west Niger, Journal of Hydrology, vol , p , [5] Casa, R., Russell, G., Cascio, B. Lo. Estimation of evapotranspiration from a field of linseed in central Italy, Agricultural and Forest Meteorology, vol. 104, p , [6] Todd, R. W., Evett, S. R and Howell, T. A. The Bowen ratio-energy balance method for estimating latent heat flux of irrigated alfalfa evaluated in a semi-arid, advective environment, Agricultural and Forest Meteorological, vol. 103, p , [7] Loveland, P.J., Whalley, R.W. Particle size analysis. In Smith K.A. & Mullins C.E., ed. Soil Analysis Physical Methods, Marcel Dekker, Inc, New York, [8] Haverkamp, R., Ross, P. J., Smettem, K. R. J., Parlange, J. Y. Three dimensional analysis of infiltration from the disc infiltrometer. 2. Physically based infiltration equation. Water Resour. Res, vol. 30, p , [9] van Genuchten, M.Th. A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils. Soil Science Society America Journal, Madison, vol. 44, p , [13] Antonino, A.C.D. Modélisation des transferts de masse et de chaleur dans le système sol-planteatmosphère. Influence de la variabilité spatiale des caractéristiques hydrodynamiques du sol. Grenoble: Universidade Joseph Fourier, p. (Tese de Doutorado) [14] Reichardt, K., Libardi, P.L., Saunders, L.C.U., Cadimaz, A. Dinâmica da água em solo cultivado com milho. Revista Brasileira de Ciência do Solo, Campinas, vol.3, p. 1-5, 1979 [15] Villagra, M.M, Bachi, O.O., Tuon, R.L., Reichardt, K. Difficulties of estimating evapotranspiration from the water balance equation. Agricultural and Forest Meteorology, Amsterdam, vol.72, p , 1995 ABSTRACT Measurements were accomplished in a 4,0 ha area in Centro de Ciências Agrárias, UFPB, Areia City, Paraiba State, Brazil (6 o 58' S, 35 o 41' W and 645 m), aiming to determine water evaporation from bare soil, by energy and water balance approaches. Rain gauge, net radiometer, pyranometer and sensor for measuring the temperature and the relative humidity of the air and the speed of the wind, in two levels above the soil surface, were used to solve the energy balance equations. In the soil, two places were fitted with instruments, each one with two thermal probes, installed horizontally in the depths z1 2,0 cm and z2 8,0 cm, and a heat flux plate, for the measurement of the heat flux in the soil, the z1 5,0 cm. The measured data were stored every 30 minutes in a data logger. For the calculation of the water balance, three tensio-neutronics sites were installed, containing: an access tube for neutrons probe and eight tensiometers. The values of soil evaporation obtained by water balance were lower than obtained by energy balance because of the variability of the water balance terms. [10] Rawls, W, J., Brakensiek, D, L. Estimation of soil water retention and hydraulic properties. In: Morel- Seytoux, H.J. (Ed), Unsaturated flow in Hydrologic Modeling Theory and Practice. Kluwer Academic Publishing, Dordrecht, p , 1989 [11] Allen, S.J., Wallace, J.S., Gash, J.H.C., Sivakumar, M.V.K. Measurements of albedo variation over natural vegetation in the Sahel. Int. J. Climatol., vol. 14, p , [12] Idso, S.B., Reginato, R.J., Kimball, B.A.; Nakayama, F.S. The three stages of drying of field soil. Soil Science Society of America Proceedings, vol. 38, p , 1974.