AVALIAÇÃO DO FLUXO DE CALOR NO SOLO, TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE E ALBEDO NA BACIA HIDROGRÁFICA DO RIO MOXOTÓ-PE ATRAVÉS DE IMAGENS TM - LANDSAT-5 RESUMO Tiago Henrique de Oliveira¹, Josiclêda Domiciano Galvíncio¹, Maria do Socorro B. de Araújo¹, Rejane Magalhães de M. Pimentel², Bernardo Barbosa da Silva³ ¹Departamento de Ciências Geográficas Universidade Federal de Pernambuco (UFPE) Av. Acadêmica Hélio Ramos, s/n, Cidade Universitária, CEP: 50.670-901 Recife PE. ²Departamento de Biologia - Universidade Federal Rural de Pernambuco (UFRPE) Rua Manoel de Medeiros, s/n. Dois Irmãos, CEP: 52.171-900 Recife PE. ³Unidade A. de Ciências Atmosféricas Universidade Federal de Campina Grande (UFCG) Av. Aprígio Veloso, 882 Bodocongó, CEP: 58.109-970 Campina Grande, PB. thdoliveira5@gmail.com; josicleda@hotmail.com; socorro@ufpe.br; pimentel@db.ufrpe.br; bernardo@dca.ufcg.edu.br A Bacia Hidrográfica do Rio Moxotó (UP8), inserida no semi-árido nordestino, situa-se na porção central do estado de Pernambuco e oeste do estado de Alagoas, perfazendo uma área de aproximadamente 9.752,71 km 2. Corriqueiramente a região sofre com os efeitos danosos decorrentes dos longos períodos de estiagem, elevando os valores da temperatura observada pelas estações meteorológicas. Os equipamentos mais utilizados convencionalmente fornecem apenas uma leitura pontual da temperatura e a implantação desses equipamentos em amplas áreas tornaria esse tipo de medição muito oneroso. Neste contexto, o objetivo deste trabalho foi estimar através de técnicas de sensoriamento remoto o albedo, a temperatura da superfície e o fluxo de calor no solo na Bacia Hidrográfica do Rio Moxotó, através de imagens do satélite Landsat 5 dos dias 09-05-1987 e 15-05-2001. Para isto, foi empregado parte do algoritmo SEBAL, passando pelas seguintes etapas: Calibração Radiométrica, Reflectância, Albedos Planetário e da Superfície, Transmissividade Atmosférica, NDVI, SAVI, IAF, Emissividades, Temperatura da superfície, Radiações de onda longa e curta descendente, Radiação de onda longa ascendente, Saldo de Radiação e Fluxo de calor no solo. Através das datas estudadas, verificou-se um aumento nos valores da temperatura da superfície e do albedo em algumas áreas das microbacias Riacho Gravatá, Coité, Saquinho e Rio Moxotó, o que pode ser explicado pelas diversas atividades antrópicas que as mesmas encontram-se submetidas. Já as microbacias Riacho do Mel, Poço do Ferro e Pocinho apresentaram diminuição do albedo e da temperatura da superfície. Já o Fluxo de calor no solo apresentou uma considerável diminuição nessas mesmas microbacias (ver se é isso mesmo)s fluxos inferiores à 55.00W/m² que passou a apresentar valores superiores a 55.01 W/m². Através dos anos estudados verificou-se um aumento na temperatura à superfície, albedo e fluxo de calor no solo na bacia do Moxotó, com acerto de 94% quando comparados aos valores das estações meteorológicas. Palavras-chaves: Fluxo de calor no solo, Temperatura da superfície, Albedo. ABSTRACT The Hydrological basin of the Moxotó River (UP8), inserted in the northeastern semi-arid in the central portion of the Pernambuco State and west of Alagoas State, in an area of approximately 9.752,71 km 2. Repeatedly, the region shows damage effects as a result of long periods without rain promoting the elevation of the temperature which was detected by the meteorological stations. The equipments most used conventionally supply only a punctual reading of the values of temperature; the introduction of these equipments in large areas would make this very expensive type of measurement. In this context, the objective of this work was to estimate, through techniques of remote sensing, the values of albedo, the surface temperature and the flow of heat in the ground with espatialized values for the hydrological basin of the Moxotó river through images of the satellite Landsat 5 of the dates 09-05-1987 e 15-05-2001. There was employed part of the algorithm SEBAL using the next stages: radiometric calibration, reflectance, planetary albedo and to the surface, atmospheric transmissivity, NDVI, SAVI, IAF, emissivities, surface temperature, low long and short waves radiations, high long wave radiation, balance of radiation and flow of heat in the ground. Through the studied dates, an increase was observed in the values of temperature to the surface and albedo in some areas of the microbasins Riacho Gravatá, Coité, Saquinho and Rio Moxotó, which can be explained by several anthropic activities which occur in these areas. The microbasins Riacho do Mel, Poço do Ferro and Pocinho showed reduction in the values of albedo and temperatures to the surface. The flow of heat in the ground showed a considerable reduction in the lower flows
to 55.00W/m² and presented values higher to 55.01 W/m². Comparing the data of elevation in the temperature to the surface, albedo and flow of heat in the ground in the basin of the Moxotó with those obtained in the meteorological stations, a hit of 94% was found. Key-words: Temperatures to the surface, Flow of heat in the ground, Albedo. INTRODUÇÃO A Bacia Hidrográfica do Rio Moxotó (UP8), inserida no semi-árido nordestino, situa-se na porção central do estado de Pernambuco e oeste do estado de Alagoas, perfazendo uma área de, aproximadamente, 9.752,71 km 2 (figura 1). Frequentemente, esta região está sob os efeitos danosos decorrentes dos longos períodos de estiagem, elevando os valores da temperatura observados nas estações meteorológicas. Os equipamentos mais convencionalmente utilizados fornecem, apenas, uma leitura pontual dos valores de temperatura; a implantação desses equipamentos em amplas áreas tornaria esse tipo de medição muito oneroso. Baldocchi & Mayers (1998) afirmam que as trocas de energia na interface vegetação-atmosfera que ocorrem por meio dos componentes do balanço de radiação e dos fluxos de calor sensível e calor latente à superfície são essenciais para uma modelagem climática e hidrológica, sendo a magnitude desses fluxos, e suas variações em períodos menores que um dia, muito importantes na calibração de modelos climáticos e hidrológicos. Figura 1. Mapa de localização da Bacia Hidrográfica do Rio Moxotó. Em intervalos maiores, essas grandezas também são utilizadas em modelos de impactos climáticos globais resultantes de interações fisiográficas da superfície. Segundo Gates (1965) e citado por Oliveira & Leitão (2000), os vegetais absorvem cerca de 50% da radiação de ondas curtas incidentes e 97% da radiação de ondas longas proveniente da atmosfera. A razão entre as radiações de ondas curtas refletidas e incidentes é denominada coeficiente de reflexão ou albedo. O coeficiente de reflexão de uma superfície vegetada varia ao longo do período diurno, em função do ângulo de elevação do Sol e ao longo do ciclo de desenvolvimento da planta, em função do grau de cobertura
vegetal, tipo e estado de umidade do solo, condições de umidade do ar e da quantidade e tipo de cobertura de nuvens (Blad & Baker, 1972; Leitão, 1989; Azevedo et al., 1990). Robinove et al. (1981) afirmam que uma seqüência de imagens albedo pode ser usada para mostrar mudanças na superfície. Ainda, segundo o mesmo autor, o aumento no albedo é primeiramente devido ao aumento do solo exposto, e a diminuição no albedo é inicialmente devido ao aumento da umidade do solo e ao aumento na densidade da vegetação. Segundo Leitão (1989), enfatizado por Gash & Shuttlewart, 1991; Pinker, 1982; Stewart, 1971; Rijks, 1967; os valores de albedo decrescem à medida que o Sol se eleva, e atinge valores máximos próximos ao nascer e por do sol e, mínimos, em torno do meio-dia. Já o albedo de uma superfície vegetada pode variar de acordo com o ângulo de elevação do Sol, o tipo de vegetação, as condições de umidade do ar e da superfície, a umidade e tipo solo, além da quantidade e do tipo de nuvens (Blad & Baker, 1972; Leitão, 1989; Azevedo et al., 1990). Neste contexto, o objetivo deste trabalho é estimar, através de técnicas de sensoriamento remoto, os valores do albedo, temperatura da superfície e fluxo de calor no solo, com valores espacializados na bacia hidrográfica do rio Moxotó, mediante imagens do satélite Landsat 5 dos dias 09-05-1987 e 15-05-2001 e verificar possíveis mudanças na bacia. MATERIAL E MÉTODO Neste estudo foram utilizadas duas imagens do Mapeador Temático do satélite Landsat 5, composta por sete bandas espectrais, gratuitamente obtidas no site do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE). A passagem do satélite pela bacia hidrográfica ocorreu nos dias 09 de maio de 1987 e 15 de maio de 2001, na órbita e ponto 215/66. Para o pré-processamento das imagens de satélite e aplicação dos índices escolhidos foi utilizado o programa Erdas Imagine 9.3 (licença do Departamento de Ciências Geográficas da Universidade Federal de Pernambuco-UFPE). A montagem final do layout foi feito no programa ArcGIS 9.3 (licença do Departamento de Ciências Geográficas da UFPE). Foi empregado parte do Algoritmo SEBAL (Surface Energy Balance Algorithm for Land), desenvolvido por Win Bastiaanssen (1995), o qual tem sido utilizado em diferentes países. A metodologia empregada seguiu Silva et al. (2005a) e Bastiaanssen et al.(1998a; 1998b), a qual consiste em: 2.1 Calibração Radiométrica Consiste no cômputo da radiação espectral em cada banda ( L ), em que o número digital (ND) de cada pixel da imagem é convertido em radiância espectral monocromática. A equação utilizada é a proposta por Markham e Baker (1987) (Eq. 1): L λi b i a i a i ND (1) 255 λi
em que a e b são as radiâncias espectrais mínima e máxima ( Wm 2 sr 1 µm 1 ), ND é a intensidade do pixel (numero inteiro compreendido entre 0 e 255) e i corresponde as bandas (1, 2,... e 7) do satélite Landsat 5. Os coeficientes de calibração utilizados são os apresentados na Tabela 1. Tabela 1. Descrição das bandas do Mapeador Temático (TM) do satélite Landsat 5 com os correspondentes intervalos de comprimento de onda, coeficientes de calibração (radiância mínima a e máxima b) e irradiâncias espectrais no topo da atmosfera (TOA). Bandas Comprimento de Onda (µm) Coef. de Calibração 2 1 1 (Wm sr µm ) a b Irradiância Espectral no Topo da Atmosfera (Wm 2 µm 1 ) Banda 1 (azul) 0,45 0,52-1.500 152.100 1957 Banda 2 (verde) 0,52 0,60-2.800 296.800 1829 Banda 3 (vermelho) 0,63 0,69-1.200 204.300 1557 Banda 4 (IV-próximo) 0,76 0,79-1.500 206.200 1047 Banda 5 (IV-médio) 1,55 1,75-0.370 27.190 219,3 Banda 6 (IV-termal) 10,4 12,5 1.238 15.600 - Banda 7 (IV-médio) 2,08 2,35-0.150 14.380 74,52 2.2 Reflectância Esta foi definida como sendo a razão entre o fluxo de radiação refletida e o fluxo de radiação incidente, obtida segundo a equação (Allen et al., 2002): ρ π.l λi λi (2) k λi.cos Z.d r onde L λi é a radiância espectral de cada banda, k λi é a irradiância solar espectral de cada banda no topo da atmosfera (Wm 2 µm 1, Tabela 1), Z é o ângulo zenital solar e d r é o quadrado da razão entre a distância média Terra-Sol (r o ) e a distância Terra-Sol (r) em dado dia do ano (DSA). 2.3 Albedo planetário (αtoa) O albedo não corrigido (Eq. 3) é obtido através da combinação linear das reflectâncias monocromáticas, qual seja: α toa 0,293ρ1 0,274ρ2 0,233ρ3 0,157 ρ4 0,033ρ5 0,011ρ7 (3) onde ρ 1,ρ 2,ρ3,ρ 4, ρ e 5 ρ são os albedos planetários das bandas 1, 2, 3, 4, 5 e 7. 7 2.4 Transmissividade Atmosférica Em condições de céu claro, pode ser obtida como em Allen et al. (2002): τ sw 5 0,75 2.10 z (4) onde Z corresponde a altitude de cada pixel (m). Como a área apresenta uma grande variação de altitude foi necessária a utilização de um Modelo Digital de Elevação (MDT) da área.
2.5 Albedo da superfície (α) O albedo à superfície é o albedo corrigido dos efeitos atmosféricos: α α α (5) onde toa p 2 τsw α p é a radiação solar refletida pela atmosfera, variando entre 0,025 e 0,04. Bastiaanssen (2000) afirma que o valor mais recomendado para o SEBAL seja o de 0,03, e τ sw é a transmissividade atmosférica, obtida para condições de céu claro em função da altitude de cada pixel, por equação proposta por Allen et al. (2002). 2.6 NDVI O Índice de Vegetação da Diferença Normalizada (Normalized Difference Vegetation Index - NDVI) é obtido através da razão entre a diferença das refletividades do infravermelho próximo ( IV ρ ) e do vermelho ( V ρ ), e a soma das mesmas: NDVI ρ ρ IV V (6) IV ρ ρ V onde IV ρ e V ρ correspondem, respectivamente, às bandas 4 e 3 do Landsat 5 TM. O NDVI atua como um indicador sensível da quantidade e da condição da vegetação verde. Seus valores variam de - 1 a +1. Para superfícies com alguma vegetação o NDVI varia de 0 e 1; já para a água e nuvens o NDVI geralmente é menor que zero. 2.7 SAVI Foi utilizado o índice de vegetação ajustado por solo (Soil Adjusted Vegetation Index SAVI) introduzindo um fator no NDVI para incorporar o efeito da presença do solo, mantendo-se o valor do NDVI dentro de -1 a +1, seguindo Heute (1988). Esse índice é calculado pela equação: (1 L)(ρIV ρv ) SAVI (7) (L ρ ρ ) IV V onde piv e pv correspondem, respectivamente, às bandas do infravermelho próximo e do vermelho e L é constante, cujo valor mais frequentemente usado é 0,5 (Accioly et al., 2002; Boegh et al., 2002; Silva et al., 2005a). 2.8 IAF O índice de área foliar é definido pela razão entre a área foliar de toda a vegetação por unidade de área utilizada por essa vegetação. Este índice é um indicador de biomassa de cada pixel da imagem sendo calculada por equação empírica proposta por Allen et al. (2002): IAF 0,69 SAVI ln 0,59 0,91 (8)
2.9 Emissividades Para a obtenção da temperatura da superfície é utilizada a equação de Planck invertida, válida para um corpo negro. Como cada pixel não emite radiação eletromagnética como um corpo negro, é necessário introduzir a emissividade de cada pixel no domínio espectral da banda termal ε NB, qual seja: 10,4 12,5 µm. Por sua vez, quando do cômputo da radiação de onda longa emitida por cada pixel, deve ser considerada a emissividade no domínio da banda larga ε 0 (5 100 µm). Segundo Allen et al. (2002), as emissividades ε NB (Eq. 9) e ε 0 (Eq. 10) podem ser obtidas, para NDVI > 0 e IAF < 3, segundo: ε NB ε 0 0,97 0,00331IAF (9) 0,95 0,01IAF (10) Para pixels com IAF 3, ε 0,98. Para corpos de água (NDVI < 0), no caso do lago de ε NB 0 Sobradinho e do leito do Rio São Francisco, Silva & Cândido (2004) utilizaram os valores de ε NB 0,99 e ε 0 0,985, conforme Allen et al. (2002). 2.10 Temperatura da Superfície Para a obtenção da temperatura da superfície ( T s ) são utilizados a radiância espectral da banda termal L λ,6 e a emissividade ε NB obtida na etapa anterior. Dessa forma, obtém-se a temperatura da superfície (K) (Eq. 11) pela seguinte expressão: K 2 Ts ε K ln NB 1 L λ,6 1 (11) onde K1 K 2 1 1 607,76 Wm sr µm e 2 Landsat 5 T (Allen et al., 2002; Silva et al., 2005a). 1260,56K são constantes de calibração da banda termal do 2.11 Radiação de Onda Longa Emitida A radiação de onda longa emitida pela superfície equação de Stefan-Boltzman: R (Wm 2 ) L (Eq. 12) é obtida através da 4 0.σ. T (12) L s R ε 8 2 4 onde ε 0 é a emissividade de cada pixel, σ é a constante de Stefan-Boltzman (σ 5,67.10 Wm K ) e T s é a temperatura da superfície (K).
2.12 Radiação de onda curta incidente A radiação de onda curta incidente R (Wm 2 ) (Eq. 13) é o fluxo de radiação solar direta e s difusa que atinge a superfície terrestre, a qual, para condição de céu claro, é dada pela seguinte expressão (Allen et al., 2002): R S.cos Z.d s r. τ (13) sw onde S é a constante solar (1367 Wm 2 ), Z é ângulo zenital solar, d r é o inverso do quadrado da distância relativa Terra-Sol e τ sw é a transmissividade atmosférica. R pode ser considerado s constante em toda a área de estudo, quando a mesma é de pequena dimensão. 2.13 Radiação de onda longa incidente A radiação de onda longa incidente emitida pela atmosfera na direção da superfície R L (Wm 2 ) (Eq. 14), pode ser computada pela equação de Stefan-Boltzman: 4 a.σ. T L a (14) R ε onde ε a é a emissividade atmosférica obtida por: constante de Stefan-Boltzman e T a é a temperatura do ar (K). ε 0,09 a 0,85.( lnτ sw ) (Allen et al., 2002), σ é a 2.14 Saldo de radiação O saldo de radiação à superfície Rn (Wm 2 ) (Eq. 15)é computado utilizando-se a seguinte equação do balanço de radiação à superfície: Rn R R R R (1 ) R (15) onde s s L L o L R é a radiação de onda curta incidente, é o albedo corrigido de cada pixel, s de onda longa emitida pela atmosfera na direção de cada pixel, por cada pixel e o é a emissividade de cada pixel. R é a radiação L R é a radiação de onda longa emitida L 2.15 Fluxo de calor no solo (G) O fluxo de calor no solo (Wm 2 ) Bastiaanssen (2000), que representa valores próximos ao meio-dia: pode ser obtido segundo equação empírica desenvolvida por Ts 2 4 G (0,0038 α 0.0074 α )(1 0,98 NDVI ) Rn (16) α onde T s é a temperatura da superfície ( C), α é o albedo da superfície e NDVI é o índice de vegetação da diferença normalizada, todos computados pixel a pixel. Para efeito de correção dos valores do fluxo de calor no solo para corpos de água (NDVI<0), pode ser utilizada a seguinte expressão: G = 0,3Rn, usada por Silva & Cândido (2004) ou G = 0,5Rn, segundo Allen et al.(2002).
2.15 Mapas de altimetria e de microbacias hidrográficas Na elaboração do mapa de Altimetria e de Microbacias Hidrográficas foi utilizada a Base de Dados Geoambientais da Bacia Hidrográfica do Rio Moxotó PE (2004) do Programa Hidrogeologia do Brasil desenvolvida pela Companhia de Pesquisa em Recursos Minerais CPRM. O Mapa das Microbacias Hidrográficas do Rio Moxotó foi elaborado a partir da análise minuciosa do mapa de drenagem, que possibilitou a demarcação de 18 microbacias (CPRM, 2004). Para o mapa de Altimetria foram utilizadas as curvas de nível, extraídas pela CPRM, de 10 cartas topográficas publicadas na escala 1:100.000 pela Superintendência para o Desenvolvimento do Nordeste - SUDENE e/ou Diretoria do Serviço Geográfico do Ministério do Exército DSG listadas abaixo. Tabela 2. Relação das Cartas Topográficas utilizadas pela CPRM. Fonte: CPRM (2004) CARTA SIGLA EDITOR DATA Afogados da Ingazeira SB.24-X-C-VI SUDENE 1982 Monteiro SB.24-Z-D-IV SUDENE 1985 Custódia SC.24-X-A-III SUDENE/DSG 1985 Sertânia SC.24-X-B-I SUDENE 1982 Pesqueira SC.24-X-B-II SUDENE 1986 Airí SC.24-X-A-V SUDENE 1982 Poço da Cruz SC.24-X-A-VI DSG 1978 Buíque SC.24-X-B-IV SUDENE 1982 Paulo Afonso SC.24-X-C-II DSG 1985 Delmiro Gouveia SC.24-X-C-III SUDENE/DSG 1996 RESULTADOS E DISCUSÃO Tendo em vista que a bacia hidrográfica do rio Moxotó se encontra totalmente inserida na região do semi-árido nordestino, foi realizada uma consulta às tabelas de precipitação diária disponibilizadas pelo Laboratório de Meteorologia do Estado de Pernambuco LAMEPE, para o ano de 1987 (posto de nomenclatura PE_3874295, localizado no município de Ibimirim), e pelo Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais INPE, para o ano de 2001, a fim de dirimir possíveis dúvidas em relação a alguma precipitação que possa ter ocorrido nos dias que precediam o imageamento, alterando, assim, os valores estimados. Para a imagem de 15 de maio de 2001 foi verificado que, entre os dias 1 e 15, não ocorreu precipitação. Entretanto, para a imagem do dia 09 de maio de 1987 ocorreu uma precipitação de 35 mm no dia 1 de maio. Através da análise da Tabela 3, a qual apresenta a porcentagem das classes de temperatura à superfície, é possível observar que para as datas estudadas ocorreu um aumento espacial na incidência de temperaturas entre as classes 25 C a 28 C e 28 C a 31 C. Já a classe de temperatura à superfície maior que 31 C apresentou uma diminuição de 6.09% em sua incidência. Porem através da visualização do mapa de temperatura à superfície, figura 2, é possível observar que espacialmente a sua ocorrência mudou em diversas áreas da bacia hidrográfica do Rio Moxotó.
Tabela 3. Porcentagem das classes de temperatura à superfície. Classes de Temperatura à superfície ( C) 09/05/1987 (%) 15/05/2001 (%) Ts < 22 C 0.0042 0.11 22 C < Ts < 25 C 5.47 5.10 25 C < Ts < 28 C 35.18 40.60 28 C < Ts < 31 C 41.56 42.51 Ts > 31 C 17.77 11.68 Figura 2. Temperatura à superfície para a bacia hidrográfica do rio Moxotó nos dias 9-05-1987 e 15-05-2001. No mapa de Microbacias (Figura 3) é possível observar que microbacias localizadas a leste do rio Moxotó, como os riachos Gravatá, do Socorro, Coité e do Mel apresentaram valores de temperaturas mais amenas. Grande parte destas áreas apresentam altitudes superiores à 650m o que provoca a amenização das temperaturas. Já em algumas microbacias, como aquelas dos riachos do Copiti, da Custódia e rio do Sabá, localizadas a oeste do rio Moxotó, mostraram, em algumas áreas, um aumento de seus valores de temperatura. Isto pode ser explicado pelas diversas atividades antrópicas desenvolvidas naquelas áreas e que se intensificaram com o passar dos anos.
Figura 3. Microbacias da bacia hidrográfica do rio Moxotó. Fonte: CPRM, 2004. Analisando o albedo da superfície da bacia (Figura 4) é perceptível constatar o aumento das classes de albedo superiores a 30%. Na literatura mais comumente utilizada, os valores de albedo da superfície terrestre variam de 5% a 55% dependendo do grau de verde, minerais e propriedades físicas e químicas do solo. É verificado que as áreas com temperaturas à superfície superiores a 28,1 C (Figura 1) apresentaram valores de albedo maior que 30%. Estas áreas, segundo mapeamento realizado pela CPRM (2004), através da realização de estudos de campo, além dos resultados obtidos por Oliveira & Galvíncio (2008), aplicando técnicas de sensoriamento remoto, são amplamente utilizadas para o desenvolvimento de atividades antrópicas e/ou áreas com presença de solo exposto. Neste ultimo caso, o valor de albedo também variou em relação ao tipo de solo presente na área. Áreas que apresentam solo seco podem proporcionar uma variação de albedo entre 8 e 40%, enquanto que o solo úmido, varia 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.
Figura 4. Albedo da bacia hidrográfica do Rio Moxotó para os dias 09-05-1987 e 15-05-2001. Já as superfícies vegetadas exibem diferentes valores de albedo, de acordo com o estádio de desenvolvimento e tipo de vegetação ou da cultura implantada naquele local, as quais apresentaram valores que variaram entre 10 a 30% para as datas utilizadas. Nestas áreas ocorre a presença de vegetação de porte Arbustiva Aberta, Arbustivo Fechada, Arbustiva Arbórea Fechada e Arbórea Fechada, segundo a classificação realizada pela CPRM (2004). As áreas com corpos hídricos apresentaram valores de albedo classificados entre 0 < α < 10%, corroborando os valores encontrados por Silva (2005b) em pesquisa realizada em áreas irrigadas do Projeto Nilo Coelho, parte do Sobradinho, áreas de vegetação nativa e parte da área urbana dos municípios de Petrolina-PE e Juazeiro-BA. Estudos realizados por Oke (1987) também mostraram valores de albedo de alguns alvos da superfície terrestre como água, apresentando variação de 0,03 a 0,10, floresta decídua com folhas, com valores que variaram entre 0,05 e 0,15, culturas agrícolas verdes saudáveis, entre 0,06 e 0,15, solos nus secos e claros com albedo de 0,40 e áreas urbanas variando entre 0,10 a 0,27, os quais, quando comparados com os valores obtidos por estes alvos nesta pesquisa, se mostraram compatíveis. Na Tabela 4 pode-se observar, em valores de porcentagem, a área ocupada por cada classe de albedo, sendo perceptível o aumento da classe de albedo entre 30 e 40% e superiores a 40% em detrimento da diminuição da classe de albedo compreendido entre 20 e 30%.
Tabela 4. Porcentagem das classes de Albedo à superfície. Classe de Albedo (%) 0 < α < 10 10 < α < 20 20 < α < 30 30 < α < 40 α > 40 09/05/1987 (%) 0.40 8.41 75.82 12.45 2.89 15/05/2001 (%) 0.0038 1.29 49.48 34.27 14.94 Analisando os mapas de Altimetria (m), do Albedo de 15 de maio de 2001 (figura 5) e de Uso e ocupação do solo, elaborado pela CPRM (Figura 6), verifica-se que a topografia exerce grande influência sobre a distribuição das atividades antrópicas na bacia. Analisando a Figura 5 é fácil perceber que, como ocorre em parte da região semi-árida nordestina, a distribuição das atividades antrópicas desenvolvidas ao longo dos cursos d água, primordial para o seu desenvolvimento. À medida que estas atividades foram sendo distribuídas na bacia hidrográfica do rio Moxotó, os valores de albedo foram aumentando, progressivamente, como reflexo, em alguns casos, da extração de madeira, a diminuição natural da cobertura de folhas devido aos elevados índices de evapotranspiração, implantação de sistemas agrícolas, dentre outros. Figura 5. Altimetria (m) e Albedo à superfície da bacia hidrográfica do rio Moxotó.
Figura 6. Mapa de uso e ocupação do solo da bacia hidrográfica do rio Moxotó. No caso do fluxo de calor no solo (Figura 7), os valores variam de acordo com diversos fatores, como a incidência solar, no qual o alvo encontra-se submetido, ao tipo de solo, considerando que solos argilosos possuem maior condutividade térmica que solos arenosos, além do tipo e distribuição da cobertura vegetal. Figura 7. Fluxo de calor no solo da Bacia Hidrográfica do rio Moxotó para as datas selecionadas.
A superfície do solo aquece, principalmente, por absorção de radiação solar, ocorrendo trocas de calor entre a superfície do solo e a atmosfera (durante o dia ou à noite) e através de fenômenos como evaporação ou condensação. Tendo em vista que o fluxo de calor no solo é condicionado pela quantidade de energia solar da superfície, a qual é absorvida em decorrência da oscilação da temperatura, apresenta um ciclo diário e outro anual, acompanhando o respectivo movimento aparente do sol, embora com uma certa defasagem. A temperatura no solo também vai variar de acordo com o tipo de cobertura presente na superfície, tendo em vista que interfere no suprimento de energia oriunda do sol (Varejão-Silva, 2006). Podemos perceber isto quando as áreas com uma maior cobertura vegetal apresentam um fluxo de calor de solo menor que uma área de solo exposto. No interior do solo, a troca de calor ocorre através de condução, enquanto que na água, ocorre por convecção. Para a vegetação, o estudo do fluxo de calor no solo apresenta grande importância, tendo em vista que a temperatura do solo, em nível superficial ou mais abaixo, influencia na atividade metabólica das células nas raízes, no crescimento radicular, assim como na germinação da planta, sendo bastante importante para o desenvolvimento agrícola. O fluxo de calor no solo é um componente que apresenta as maiores dificuldades em relação à precisão, comparado aos outros componentes do balanço de energia, quando estimado através de sensoriamento remoto. Bastiaanssen et al. (1998b), citado por Bezerra (2006), afirmam que esse fato não é considerado um problema sério, porque medidas de G só são representativas para áreas muito pequenas, nas quais sejam minimizadas as influências da variação do tipo de solo e da cobertura vegetativa, incompatíveis com o tamanho do pixel do sensor TM, mesmo sendo de 30 m x 30 m. É possível notar, analisando a Tabela 5, uma grande diminuição no fluxo de calor no solo inferior a 55,00 W.m -2, comparando com o observado nas datas estudadas. Devido a rápida resposta da vegetação as precipitações que ocorrem no semi-árido nordestino, pode-se dizer que estes fluxos pertencem a áreas com uma maior densidade de cobertura vegetal e agricultura irrigada, em pontos isolados da imagem. Tabela 5. Porcentagem das classes de fluxo de calor no solo. Classes de Fluxo de calor no solo (W.m -2 ) 09-05-1987 (%) 15-05-2001 (%) G < 45,00 3,79 0,069 45,01 < G < 50,00 8,51 0,41 50,01 < G < 55,00 13,27 1,79 55,01 < G < 60,00 11,19 10,24 60,01 < G < 65,00 18,69 21,10 65,01 < G < 70,00 19,61 31,87 70,01 < G < 75,00 16,99 33,88 G > 75,00 7,92 0,61
As áreas classificadas entre 55,01 e 60,00 W.m -2 correspondem às áreas com uma vegetação de densidade intermediária. Nota-se que as áreas classificadas como sob atividades antrópicas e áreas de solo exposto apresentaram valores de fluxo de calor no solo superiores a 65,01 W.m -2, mostrando um aumento espacial nas classes compreendidas entre 65,01 e 75,00 W.m -2 e uma diminuição na classe de G > 75,00 W.m -2. Grande parte das áreas utilizadas antropicamente estão localizadas no médio e baixo curso do rio Moxotó, nas áreas mais rebaixadas, onde a concentração de calor é maior quando comparadas a áreas mais elevadas. Deste modo, percebe-se que as áreas que apresentaram os menores fluxos de calor no solo (G) se distribuem nas áreas com as maiores elevações (Figura 5). CONCLUSÃO A utilização da aplicação de técnicas de sensoriamento remoto em imagens do satélite Landsat 5 permitiu avaliar alterações de temperatura à superfície, albedo e fluxo de calor no solo na bacia do Moxotó. Este fato foi comprovado através da obtenção de um acerto de 94%, após comparação com os valores obtidos por estações meteorológicas para a área em estudo. Grande parte das áreas utilizadas antropicamente estão localizadas no médio e baixo curso do rio Moxotó, nas áreas mais rebaixadas, onde a concentração de calor é maior quando comparadas a áreas mais elevadas. A topografia exerce grande influência sobre a distribuição das atividades antrópicas na bacia. A medida que estas atividades antrópicas foram sendo distribuídas na bacia hidrográfica do rio Moxotó, os valores de albedo foram aumentando, progressivamente, como reflexo, em alguns casos, da extração de madeira, a diminuição natural da cobertura de folhas devido aos elevados índices de evapotranspiração, implantação de sistemas agrícolas, dentre outros. Foi observado que para as datas estudadas ocorreu um aumento espacial na incidência de temperaturas entre as classes 25 C a 28 C e 28 C a 31 C. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ACCIOLY, L.J.; PACHECO, A.; COSTA, T.C.C.; LOPES, O.F.; OLIVEIRA, M.A.J. Relações empíricas entre a estrutura da vegetação e dados do sensor TM/Landsat. Revista Brasileira de Engenharia Agrícola e Ambiental, v.6, n.3, p.492-498, 2002. ALLEN, R.G.; TASUMI, M.; TREZZA, R. SEBAL (Surface Energy Balance Algorithms for Land). Advance Training and Users Manual Idaho Implementation, version 1.0, 97p., 2002. AZEVEDO, P.V.; LEITÃO, M.M.V.B.R.; SOUSA, I.F.; MACIEL, G.F. Balanço de radiação sobre culturas irrigadas no semi-árido do Nordeste do Brasil. Revista Brasileira de Meteorologia, Rio de Janeiro, v.5, n.1, p.403-410, 1990. BALDOCCHI, D.D.; MEYERS, T.P. On using ecophysiological, micrometeorological and biogeochemical theory to evaluate carbon dioxide, water vapor and trace gas fluxes over vegetation: a perspective. Agricultural and Forest Meteorology, v.90, n. 1, p. 1-25, mar. 1998. BASTIAANSSEN, W.G.M.; MENENTI, M.; FEDDES, R.A.; HOLTSLAG, A.A.M.A. Remote Sensing Surface Energy Balance Algorithm for Land (SEBAL) 1. Formulation. Journal of Hydrology, v. 212-213, p. 198-212, 1998a. BASTIAANSSEN, W.G.M.; PELGRUM, H.; WANG, J.; MORENO, Y.M.J.; ROERINK, G.J.; VAN DER WAL, T. The Surface Energy Balance Algorithm for Land (SEBAL) 2. Validation. Journal of Hydrology, v. 212-213: p. 213-229, 1998b.
BASTIAANSSEN, W.G.M. SEBAL - Based sensible and latent heat fluxes in the irrigated Gediz Basin, Turkey. Journal of Hydrology, v. 229, p. 87-100, 2000. BEZERRA, B.G. Balanço de energia e evapotranspiração em áreas com diferentes tipos de cobertura de solo no cariri cearense através do Algoritmo SEBAL. Dissertação de Mestrado em Meteorologia D.C.A. UFCG Campina Grande, 2006. BOEGH, E.; SOEGAARD, H.; THOMSEN, A. Evaluating evapotranspiration rates and surface conditions using Landsat TM to estimate atmospheric resistance and surface resistance. Remote Sensing of Environment, v.79, n.1, p.329-343, 2002. BLAD, B.L.; BAKER, D.G. Reflected radiation from a soybean crop. Agronomy Journal, v.64, p.277-280, 1972. CPRM. Base de Dados Geoambientais da Bacia Hidrográfica do Rio Moxotó PE. Programa Hidrogeologia do Brasil, v. 1.1, 2004. GATES, D.M. Radiant energy, its receipt and disposal. Agricultural Meteorology, Boston: American Meteorological Society. Meteorology Monograph. v.6, p.1-26. 1965. GASH, J.H.C.; SHUTTLEWORTH, W.J. Tropical deforestation: Albedo and the surface-energy balance. Climatic Change, v.19, n.1-2, p.123-137, 1991. HUETE, A.R. Adjusting vegetation indices for soil influences. International Agrophysics, v.4, n.4, p.367-376, 1988. LEITÃO, M.M.V.B.R. Balanço de radiação e energia numa cultura de soja irrigada. Dissertação Mestrado, Campina Grande: DCA/CCT/UFPB, 1989. 111p. LEITÃO, M.V.B.R. et al. Estimativas do albedo em três ecossistemas da floresta Amazônica. Revista Brasileira de Engenharia Agrícola e Ambiental, v.6, n.2, p.256-261, 2002. MARKHAM, B.L.; BARKER, L.L. Thematic mapper bandpass solar exoatmospherical irradiances. International Journal of Remote Sensing, v.8, n.3, p.517-523, 1987. OLIVEIRA, G.M. de.; LEITÃO, M. de. M.V.B.R. Estimativas de Evapotranspiração e as Conseqüências Devido aos Erros na Determinação de Saldo de Radiação e Efeitos Advectivos. Revista Brasileira de Engenharia Agrícola e Ambiental, v.4, n.3, p.343-347, 2000. OLIVEIRA, T.H.; GALVÍNCIO, J.D. Caracterização ambiental da bacia hidrográfica do rio Moxotó PE usando sensoriamento remoto termal. Revista Brasileira de Geografia Física, Recife-PE, v. 01, n. 02, Set/Dez, p. 30-49, 2009. Site: www.ufpe.br/rbgfe OKE, T. R. Boundary Layer Climates. Methuen, New York and London, 2ª Edition. p. 435, 1987. PINKER, R.T. The diurnal asymmetry in the albedo of tropical forest vegetation. Forest Science, v.28, p.297-234, 1982. RIJKS, D.A. Water use by irrigated cotton in Sudan I: Reflection of short-wave radiation. Journal of Applied Ecology, v.4, p.561-568, 1967. ROBINOVE, C.J.; CHAVEZ, P.S.; GEHRING, D.; HOLMGREN, R. Arid Land Monitoring Using Landsat Albedo difference Images. Remote Sensing of Environment. v. 11, p. 133-156. 1981. SILVA, B.B. da.; LOPES, G.M.; AZEVEDO, P.V. de. Balanço de radiação em áreas irrigadas utilizando imagens Landsat 5 TM. Revista Brasileira de Meteorologia, v. 20, n. 2, p. 243-252, 2005a. SILVA, B.B. da.; LOPES, G. M.; AZEVEDO, P.V. de.; Determinação do albedo de áreas irrigadas com base em imagens Landsat 5-TM. Revista Brasileira de Agrometeorologia, v.13, n.2, p.201-211, 2005b. STEWART, J.B. The albedo of a pine forest. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, v.110, n.466, p.1163-1169, 1984. VAREJÃO-SILVA, M.A. Meteorologia e Climatologia. Versão digital. 2006.