Balanço de Energia na Superfície

A radiação solar, de onda curta, que alcança a superfície da Terra, com magnitude S ↓, é parcialmente refletida de volta (S ↑). Além disso, a atmosfera emite radiação de onda longa, parte da qual atinge a superfície (L ↓). A superfície também emite radiação de onda longa (L ↑). A soma de todas estas componentes dá o saldo de energia radiativa disponível na superfície, Rn:

Rn= (S ↓ − S ↑) + (L ↓ − L ↑) (2.1)

A partir do saldo de radiação, a energia na superfície é dividida entre fluxo de calor sensível da superfície (H), fluxo de calor latente da superfície (LE) e fluxo de calor no solo (G):

Rn = H + LE + G (2.2)

De forma geral, H e LE são obtidos por (STENSRUD, 2007):

H = ρcp∆T rH

LE = ρLv∆q rLE

(2.3)

em que ρ é a densidade do ar (1,25 kg/m³); cp calor específico do ar a pressão constante

(1004 J/ K kg); ∆ denota diferença; T temperatura; Lv calor latente de vaporização (2,5

x 106 _{J/kg); q umidade; e r}

H e rLE são as resistências aos fluxos de H e LE respectiva-

mente. ∆T e ∆q representam a diferença de temperatura e umidade entre a superfície e o primeiro nível da atmosfera tomado para o calculo dos fluxos. A resistência total para o calor sensível, como exemplo, entre a superfície e a altura efetiva z para condições neutras e não-neutras, pode ser expressa como:

rH = 1 κu∗  ln z z0  − ΨH z L  + 1 κu∗ ln z0 z0h  = ra+ rb (2.4)

em que κ é a constante de von Karman, u∗ a velocidade de fricção definida abaixo, L o

comprimento de Monin-Obukhov e z0 o comprimento de rugosidade do fluxo de momento

para a camada superficial, porção mais baixa da CLA onde os fluxos são considerados constantes; e z0ho comprimento de rugosidade para o fluxo de calor, localizado por defini-

ção mais baixo que z0; ra representa a resistência entre os dois níveis e rb é a adição da

resistência para a camada interfacial. ΨH é a função de estabilidade adimensional para o

fluxo de calor definida como (PAULSON, 1970):

ΨH = 2ln  1 + x2 2  para L < 0 ΨH = − 4.7z L para L > 0 (2.5)

de modo que aqui z é a altura em relação ao solo, não a efetiva a qual parte de z0. x é

obtido por:

x = (1 − γz/L)(1/4) (2.6)

em que γ é uma constante obtida a partir de observações. Para LE uma expressão similar à 2.5 é utilizada nos modelos. A magnitude de G costuma ser em torno de 10% do total de energia disponível durante o dia (WILSON; BALDOCCHI, 2000; WALLACE; HOBBS, 2006), por isso foi desprezada neste trabalho. Além disso, não estava disponível para todos os sítios estudados.

Existem, ainda, outros termos negligenciados na equação 2.2: armazenamento, advecção e energia para a fotossíntese. De qualquer forma, os dados de fluxo calculados pela técnica covariância de vórtices, a partir das observações em campo de H, LE e G, não fecham com a equação acima, questão conhecida como problema do fechamento do balanço de energia na superfície (WILSON et al., 2002; FOKEN, 2008b; STOY et al., 2013; BURAKOWSKI et al., 2018). Existe uma parte da energia disponível do saldo de radiação que sobra, um resíduo. A soma dos fluxos de energia medidos, em geral, perfazem em torno de 80% da energia disponível na superfície, com variações entre aproximadamente 75 e 90% (WILSON et al., 2002; BARR et al., 2006; STOY et al., 2013).

Antes da técnica covariância dos vórtices, outro método de medição dos fluxos exis- tia, o balanço de energia da razão de Bowen. Ainda é utilizado atualmente. Entretanto, ele também apresenta algumas limitações. Assume-se similaridade na difusividade dos turbi-

35 lhões de calor e vapor d’água, o que nem sempre é válido. Muitas vezes, os fluxos não dependem apenas do gradiente vertical, mas das próprias características das fontes, de eventos turbulentos no ar acima longe do dossel das plantas, entre outros. Além disso, os gradientes de temperatura e umidade são pequenos e difíceis de medir com suficiente re- solução para uma estimativa precisa dos fluxos, como mostraram Lindroth e Halldin (1990) para florestas, por exemplo. Portanto, a covariância dos vórtices solucionou estas deficiên- cias, o que lhe deu confiança para estudos do balanço de energia na superfície com longo prazo de quantidade de dados (STOY et al., 2013). Entretanto, como mencionado, ela não fecha o balanço de energia na superfície, apesar de particionar H e LE de forma correta (BARR et al., 1994).

Existem algumas hipóteses para explicar o não fechamento do balanço superficial de energia. Uma explicação reside nos termos negligenciados, que em alguns casos, como solo muito úmido, podem ser importantes. Além disso, a heterogeneidade espacial cria circulações de grande escala, não detectadas pela covariância de vórtices que, em geral, aplica médias a cada 30 mim (FOKEN, 2008b). Devido a isso, também podem sur- gir erros associados a fluxos dispersivos, como um local que apresenta preferencialmente movimentos de ascensão devido à superfície mais quente. Neste sentido, utilizam-se téc- nicas para fechar o balanço. Uma delas consiste em distribuir o resíduo entre H e LE, proporcionalmente a razão de Bowen, β (FOKEN, 2008b):

β = H

LE (2.7)

Esta técnica faz sentido pois a energia de armazenamento e principalmente a de circulação de grande escala, em um momento, serão emitidas para a atmosfera em boa parte, o que perfaz uma boa aproximação.

Em algumas das recentes parametrizações de superfície-terrestre, os fluxos de su- perfície são calculados separadamente de acordo com a componente da superfície que está emitindo, como na parametrização utilizada nas simulações deste trabalho, de modo que H e LE totais são dados por:

H = Hb+ Hv+ Hc

LE = LEb+ LEv+ LEc+ T r

(2.8)

em que os sub-índices b, v e c denotam, respectivamente, solo nu, solo vegetado e dossel. Para LE têm-se ainda a transpiração (T r), que é a parte do vapor d’água que entra na atmosfera a partir da atividade biológicas das plantas. Após calcular separadamente cada contribuição, o modelo soma cada uma delas para obter o valor total dos fluxos. No capítulo

seguinte é apresentada uma breve descrição da parametrização de superfície-terrestre utilizada neste estudo, improved Noah-MP.

Trabalhos como Barr et al. (1994), Baldocchi e Vogel (1996), Wilson e Baldocchi (2000), Humphreys et al. (2003), Oliveira et al. (2013, 2018), entre outros, calcularam as quantidades de H e LE e a predominância de um ou outro, que costumam ser ob- tidas em diferentes florestas, como decíduas e coníferas, em cada estação do ano. Por exemplo, após o nascimento das folhas nas decíduas, H cai fortemente e LE passa a ser o principal responsável pelo uso da energia disponível na superfície. Na modela- gem, trabalhos têm mostrado que o modelo Weather Research and Forecasting (WRF) costuma superestimar a magnitude dos fluxos, tanto no período diurno como no noturno (HU; NIELSEN-GAMMON; ZHANG, 2010; SHIN; HONG, 2011; JIMÉNEZ; DUDHIA, 2012; KLECZEK; STEENEVELD; HOLTSLAG, 2014, entre outros).

Entretanto, Stoy et al. (2013) lembraram que poucos estudos têm investigado a fundo os fluxos de água e energia, tanto regionais quanto globais, com exceção de sua relação com o dióxido de carbono (CO2), e isto é desproporcional à importância que estes fluxos tem no sistema climático. Em relação ao CO2, Bonan (2008) mostrou o potencial de florestas tropicais, temperadas e boreais em absorver CO2 e ajudar a mudar o clima da terra. Entretanto, ele mostra que o potencial de forçante térmico das florestas ainda é incerto e estudos precisam ser conduzidos.