Modelos de balanço hídrico do solo no Simanihot

Foram utilizados dois modelos de balanço hídrico do solo na cultura da mandioca: um modelo mais simplificado, que exige menor número de variáveis de entrada de solo, que é o modelo de balanço hídrico de Thornthwaite e Mather (1955), e outro que necessita de uma maior quantidade de informações das condições físicas do solo, mas que pode ser dividido em mais de uma camada e representa a maior parte dos processos e da dinâmica que ocorre com a água no solo, que é o modelo de balanço hídrico de Ritchie (1998).

O modelo de balanço hídrico diário sequencial de Thornthwaite e Mather (1955) calcula o balanço hídrico no solo com base na capacidade de água disponível (CAD), evapotranspiração

potencial (ETo), evapotranspiração da cultura (ETc) e precipitação e, a partir disso, calcula-se o negativo acumulado (NegAc), o armazenamento (ARM), a alteração no armazenamento (ALT), a evapotranspiração real (ETR), a deficiência hídrica (DEF) e o excedente hídrico (EXC).

No modelo de balanço hídrico diário seqüencial de Thornthwaite e Mather (1955), o cálculo da evapotranspiração máxima da cultura (ETc) é dado por:

ETc= ETo*Kc (46) Sendo ETo a evapotranspiração potencial e Kc o coeficiente da cultura. Foi adaptado aos valores de Kc sugeridos no boletim da FAO (Kc inicial: 0,3; Kc médio: 1,1 e Kc final: 0,55) (ALLEN et al., 1998) uma função de resposta ao tempo de desenvolvimento (Dd) da cultura da mandioca. A partir do Kc médio definido entre os valores de 65 e 100 Dd que coincide com o período de máximo IAF e máxima evapotranspiração da cultura, os valores de Kc entre o valor inicial e o valor médio e entre o valor médio e o valor final foram calculados por interpolação linear (Figura 6).

Figura 6 - Função de resposta do coeficiente de cultura (Kc) de mandioca em função do tempo de desenvolvimento (Dd) da cultura da mandioca

Se a diferença entre precipitação e evapotranspiração potencial da cultura (P-ETc) for negativa (significa que no dia a precipitação foi menor que a evapotranspiração potencial da cultura) soma-se essa diferença no negativo acumulado (NegAc). Se esta diferença for maior que zero, é calculada uma reposição pela seguinte equação:

NegAc = CAD * Ln ARM/CAD (47) No qual ARM é o armazenamento em mm.

0 0.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2 0 20 40 60 80 100 120 Tempo de Desenvolvimento (Dd) K c m and ioc a

46

A CAD é a diferença entre o conteúdo de água na capacidade de campo (DUL, cm³ cm-³) e o conteúdo de água no ponto de murcha permanente (LL, cm³ cm-³) (água disponível no solo) multiplicado pela profundidade da camada de solo (mm). Foi considerada uma CAD variável, na qual a profundidade da camada variou de acordo com o aprofundamento das raízes do solo, assim como os conteúdos médios de água no solo considerados (DULmed e LLmed), até atingir a profundidade máxima das raízes considerado.

CAD= (DULmed-LLmed)*ze (48) O aprofundamento das raízes no solo (profundidade efetiva das raízes (ze)) foi calculado pela curva de crescimento sigmoidal proposta por Dourado-Neto et al. (1999), na qual a fração do número de dias foi substituída pelo tempo de desenvolvimento (DesVeg, Dd) utilizado no modelo Simanihot. A profundidade inicial (zein) foi estabelecida de 8 cm (profundidade que a maniva é colocada no solo), a profundidade máxima de raízes (zemax) de 35 cm aos 70 Dd (DesVegfin), e f que é o fator de forma da curva de crescimento foi considerado o valor de 0,9.

ze= zein+(zemax-zein)/2*(1-cos(pi (1/f)*( DesVeg/DesVegfin)f)) (49) Se P-ETc do dia for maior que 0, e o ARM do dia anterior mais a P-ETc for maior que a CAD, limita-se no valor da CAD, senão soma-se ao ARM do dia anterior a P-ETc do dia. Se P- ETc for menor que 0, então o ARM foi calculado pela equação abaixo:

ARM = CAD * exp-|NegAc/CAD| (50) Para o primeiro dia de simulação assumiu-se ARM igual a 80% da CAD, e NegAc igual a 20% da CAD

NegAc = (CAD – (CAD*0,8)) (51) A alteração (ALT) é a diferença entre o ARM do dia menos o ARM do dia anterior. A

evapotranspiração real da cultura (ETR) é calculada da seguinte maneira: se a P-ETc for maior que 0, ou seja, se choveu mais que a demanda de evapotranspiração potencial da cultura, a ETR nesse dia vai ser igual a ETc. Se a P-ETc for menor que 0, a ETR será a precipitação do dia somado ao valor em módulo da alteração.

A deficiência hídrica (DEF) é a diferença entre ETc e ETR, sendo assim haverá deficiência hídrica quando a evapotranspiração real da cultura for menor que a evapotranspiração máxima. Se o ARM for menor que a CAD, o excedente hídrico (EXC) será zero. Se o ARM for maior que a CAD, o excedente hídrico (EXC) será o que precipitou a mais que a ETc menos a ALT.

O conteúdo de água atual diário (SWmed) resulta do conteúdo de água do armazenamento (ARM) convertido em base volumétrica (dividindo pela profundidade (ze)), somado ao limite inferior da CAD (conteúdo de água no ponto de murcha permanente (LL)).

SWmed = ARM/ze + LL (52) O modelo de Thornthwaite e Mather assume que toda precipitação que ocorre infiltra no solo; o conteúdo de água no solo é único e médio para toda camada (não se conhece a variação do conteúdo de água dentro do perfil e se considera portanto que o perfil é homogêneo); a ascensão capilar quando ocorre é tão pequena que é desprezada do cálculo; o solo é um componente ativo: limita a extração de água por evapotranspiração e não permite que toda água seja retirada; o escoamento e drenagem profunda existem, mas integradas: são iguais ao EXC, portanto não tem como separá-los.

O modelo de balanço hídrico de Ritchie calcula o conteúdo de água para “n” camadas, considerando assim as diferenças físicas de cada camada, e podendo calcular os diferentes processos que ocorrem dentro do perfil do solo, que irão resultar em conteúdos de água particulares para cada camada. O modelo de Ritchie permite calcular a infiltração e escoamento superficial, a drenagem de cada camada, a evapotranspiração potencial, a evaporação potencial e real, o fluxo ascendente de água, a transpiração potencial e real (absorção de água pela raiz).

O modelo de infiltração e escoamento superficial utilizado foi o método da curva número proposto pelo Soil Conservation Service (USDA-SCS, 2007). À Curva número 2 (CN2) atribuiu- se um valor que depende das condições físico-hídricas de cada solo. CN2 representa o conteúdo de água intermediário entre solo seco e capacidade de campo. No solo de Santa Maria a CN2 foi classificada em culturas em linha sem resíduos, em condição hidrológica pobre (apresenta fatores que impedem a infiltração e aumentam a tendência de escoamento) e no grupo B (solos contendo moderada taxa de infiltração quando molhados, consistindo principalmente de solos moderadamente profundos, moderadamente bem drenados e com textura moderadamente fina e moderadamente grossa com taxa mínima de infiltração de 3,81-7,62 mm/h), devido aos valores medidos de condutividade hidráulica das camadas, resultando no valor 81 para CN2. No solo Vera Cruz, a CN2 foi classificada em culturas em linha sem resíduos, em condição hidrológica boa (apresenta fatores que melhoram a infiltração média e tendem a diminuir o escoamento), e no grupo A (solos com baixo potencial de escoamento e alta taxa de infiltração uniforme quando completamente úmidos, constituídos principalmente de areias e cascalhos, ambos profundos e

48

excessivamente drenados com taxa mínima de infiltração maior que 7,62 mm/h), resultando no valor 67 para CN2. São calculadas outras curvas número que representam condições mais secas (CN1) e mais úmidas (CN3) que irão ser utilizadas dependendo do valor de precipitação acumulada (PrecAcum) dos últimos cinco dias.

CN2= 81 (Santa Maria) ou 67 (Vera Cruz) (53) CN1= CN2 / (2,38 – 0,0138 * CN2) (54) CN3 = CN2 / (0,43 + 0,0057 * CN2) (55) CN é igual a CN1 quando PrecAcum é menor que 36 mm; CN é igual a CN2 quando PrecAcum estiver entre 36 e 53 mm, e CN é igual a CN3 quando PrecAcum é maior que 53 mm. Depois calcula-se o armazenamento (S):

S= 25400 / CN – 254 (56) Admite-se que só há escoamento superficial quando a precipitação do dia for maior que as perdas iniciais assumidas como uma fração de 20% do índice de armazenamento.

Runnof = (precip - 0.2 * S) 2 / (precip + 0.8 * S) (57) Esse valor de escoamento é então descontado da precipitação do dia, obtendo-se assim a

precipitação que infiltra (PINF), e é a partir desta que são realizados os demais cálculos do balanço hídrico. Esse modelo considera a quantidade de água que precipita, mas não diferencia a intensidade.

PINF=precip-Runnof (58)

A drenagem da precipitação que infiltra no solo (PINF) é realizada utilizando-se uma abordagem em cascata, onde a água é deslocada para baixo a partir da camada superior. A drenagem de um solo ocorre quando o conteúdo de água no solo está entre a saturação (SAT) e o limite superior que é o conteúdo de água na capacidade de campo (DUL). O fluxo (FLUX) é calculado para cada camada (FLUX(L)). O FLUX de entrada na primeira camada (FLUX(1)) é igual ao PINF. Quando o FLUX(L) é diferente de zero, a quantidade de água que a camada pode conter (HOLD) está entre o conteúdo atual de água (SW(L)) e de saturação (SAT(L)).

HOLD = (SAT(L)-SW(L))*DLAYR(L)) (59) No qual DLAYR(L) é a espessura da camada. Se o FLUX(L) é menor ou igual a HOLD, um valor atualizado de conteúdo de água no solo SW(L) é calculado antes da drenagem:

Se este novo SW(L) é menor que o limite superior drenado de conteúdo de água (DUL(L)), não ocorre drenagem. Se este SW(L) é maior do que DUL(L), a drenagem (DRAIN) da camada é calculada:

DRAIN = (SW(L)-DUL(L))*SWCON(L)*DLAYR(L) (61) No qual SWCON é a constante de velocidade de drenagem da camada. Na calibração do modelo para o solo de Santa Maria assumiu-se o valor 0,8 para todas as camadas, e para o solo de Vera Cruz, assumiu-se o valor 1,0 para todas as camadas. Após a drenagem, o SW(L) é atualizado:

SW(L) = SW(L)-DRAIN/DLAYR(L) (62) E um novo valor de FLUX(L) é calculado, representando o movimento de água para a camada de baixo, sendo igual a DRAIN.

Se o FLUX(L) é maior que HOLD, a água em excesso de HOLD é direcionada para a camada de baixo. A drenagem é então calculada:

DRAIN= SWCON(L)*(SAT(L)-DUL(L)*DLAYR(L)) (63) Um valor atualizado de fluxo é calculado, e esse fluxo é o fluxo inicial da camada seguinte que será analisada novamente até terminarem as camadas:

FLUX(L)=FLUX(L)-HOLD+DRAIN (64) Após esse calculo do conteúdo inicial de água de cada camada, é calculada a evaporação potencial e real do solo. A evaporação potencial do solo (EPS) em mm é calculada em função do índice de área foliar (IAF). Quando o IAF é menor ou igual a 1:

EPS= ETo*(1-0,43*IAF) (65) Quando o IAF é maior que 1:

EPS=(ETo/1,1)*exp(-0,4*IAF) (66) à medida que aumenta o IAF a EPS diminui, visto que a EPS contribui mais significativamente com o valor da evapotranspiração potencial no início da estação de crescimento, enquanto o IAF é baixo.

A evaporação real (ERS), em mm, é baseada assumindo-se que existem duas fases de evaporação no solo. A primeira fase é limitada pela energia disponível na superfície do solo, e continua até quando um limite superior (U) é atingido dependendo do solo. O limite superior para a primeira fase de evaporação do solo é calculado usando a equação:

50

TR= 4,165+0,02456*Sa+0,01703*Cl-0,0004*Sa2 (68) Sendo TR a transmissividade do solo (mm d−0.5) que depende da textura do solo, Sa é a porcentagem de areia e Cl a porcentagem de argila, ambos da primeira camada. Depois que o limite superior da fase 1 é atingido, a evaporação entra na fase 2. Na fase 2, a taxa de evaporação do solo diminui proporcionalmente ao tempo gasto nesta fase. Assim, dependendo da precipitação do dia e da fase em que a evaporação se encontra, a evaporação real será no máximo igual a potencial.

Após a evaporação real do solo (ERS) ter sido determinada, a água evaporada é subtraída apenas da primeira camada de solo, havendo nova atualização de SW(1).

SW(1)= SW(1)-ERS/DLAYR(1) (69) Se SW(1) decrescer de tal forma que o seu valor for menor que SWEF*LL(L), ES é recalculado para que SW(L) não se torne menor que SWEF*LL(L).

SWEF= LL(1)/2 (70) No qual LL é o conteúdo de água no ponto de murcha permanente. SWEF é considerado o menor conteúdo de água possível e é usado para limitar a secagem do solo por evaporação até um limite razoável.

O fluxo de água (FLOW) calculado para contabilizar o movimento da água em direção a superfície durante a evaporação.

O fluxo ascendente de água (FLOW) é calculado:

FLOW=DBAR*(THET2-THET1)/(DLAYR(L)+DLAYR(L+1))*0.5 (71) THET1 e THET2 representam um conteúdo de água das camadas L e L+1:

THET 1= SW(L)-LL(L) (72) THET2=SW(L+1)-LL(L+1) (73) A difusividade (DBAR) é uma função apenas de THET1 e THET2:

DBAR= 0.88*EXP(35.4*(THET1*0.5+THET2*0.5) (74) No qual DBAR é limitada ao máximo de 100. A unidade de DBAR é cm dia-1/2.

Se o conteúdo de água na camada abaixo for maior que na camada acima a diferença THET2-THET1 será positiva e o fluxo será ascendente, e se o conteúdo da camada acima for maior que na camada abaixo a diferença THET2-THET1 será negativa e o fluxo será descendente. O conteúdo volumétrico de água no solo nas camadas L e L+1 são então aumentados e diminuídos conforme FLOW, e o novo conteúdo de água no solo é calculado:

SW(L)=SW(L)+FLOW/DLAYR(L) (75) SW(L+1)=SW(L+1)-FLOW/DLAYR(L+1) (76) A transpiração potencial da planta (TPP) assim como a EPS é calculada em função do índice de área foliar (IAF). Quando o IAF é menor ou igual a 3:

TPP= ETo*IAF/3 (77) Quando o IAF é maior que 3:

TPP=ETo (78) Se a transpiração potencial da planta (TPP) somada a evaporação real do solo (ERS) for maior que a evapotranspiração potencial (ETo), então limita-se a transpiração potencial da planta a diferença entre a evapotranspiração potencial e a evaporação real do solo.

No início da estação de crescimento, é a evaporação do solo responsável pela maior contribuição no valor da evapotranspiração máxima da cultura (ETc) e, com o aumento do IAF, a transpiração potencial torna-se responsável pela maior contribuição no valor de ETc.

Para reduzir a transpiração potencial da planta (TPP) de um valor potencial para um valor real, é necessário o cálculo da absorção de água pela raiz. A máxima absorção de água diária pelas raízes em uma camada (RWUMX) é assumida 0,03 cm³ cm-1 raiz. Esse valor define o limite superior de absorção de água pelas raízes limitada pela resistência ao fluxo de seiva nos vasos xilemáticos. O potencial de absorção de água da raiz influenciado pelo fluxo de água no solo em uma camada (RWU(L)) é:

RWU (L)= 0,00267*EXP(62*(SW(L)-LL(L))/(6,68-ALOG(RLV(L))) (79) No qual RLV(L) é a densidade de comprimento de raízes por camada de solo (cm raiz cm- ³ solo), e é calculada por:

RLV(L) = (RLV(L)+RLDF(L)*RNLF/DLAYR(L)-0,005*RLV(L)) (80) Sendo RLDF(L) é um fator de densidade de comprimento de raízes;

RLDF(L)= SWDF*WR(L)*DLAYR(L) (81) O qual também pondera o quanto da última camada está ocupada pelas raízes:

RLDF(L1) = RLDF(L1)*(1,0-(CUMDEP-ze)/DLAYR(L1)) (82) Sendo CUMDEP o somatório da espessura das camadas em que se encontram as raízes, ze é a profundidade efetiva de raízes descrita anteriormente no modelo de Thornthwaite e Mather.

Sendo WR um fator de distribuição de raízes no perfil

52

WR(L)=EXP(-4*(LIMDLAYR+DLAYR(L)/2)/2000) (para as demais camadas) (84) LIMDLAYR= LIMDLAYR+DLAYR(L-1) (85)

Sendo SWDF um fator de déficit hídrico no solo para o crescimento das raízes em cada camada;

SWDF = 4,0*(SW(L)-LL(L))/ESW(L) (86) Sendo ESW a água extraível pela planta do solo;

ESW(L)=DUL(L)-LL(L) (87) RNLF utilizado na equação de cálculo da densidade de comprimento de raízes por camada de solo ( RLV(L) ) é um fator usado para distribuição de comprimento radicular recém-formado ao longo do perfil do solo;

RNLF = RLNEW/TRLDF (88) Sendo TRLDF o total de densidade de comprimento de raízes

TRLDF = TRLDF+RLDF(L) (89) Onde RLNEW representa a quantidade de raízes novas formadas diariamente:

RLNEW= (TRF(i-1)*0,5)+(TRT(i-1)*(1,5*exp(a*(DesRep-IAA)))) (90) Sendo TRF a taxa de crescimento de raízes fibrosas, e TRT a taxa de crescimento das raízes tuberosas, DesRep o somatório do desenvolvimento diário reprodutivo (Dd), e IAA o somatório do desenvolvimento diário entre emergência e Início de Acumulação de Amido.

Se o valor calculado de RWU(L) (potencial de absorção de água da raiz influenciado pelo fluxo de água no solo em uma camada) for maior que RWUMX (máxima absorção de água diária pelas raízes em uma camada (cm³ água cm-1 raiz) = 0,03 (MATTHEWS; HUNT, 1994)), então RWU(L) é definido igual a RWUMX. A unidade de RWU(L) é convertida de cm³ solo cm-1 raiz para lamina d’agua:

RWU(L)= RWU(L)*DLAYR(L)*RLV(L)*(0,18+0,00272*(RLV(L)-18,0)2) (91) E o potencial total de absorção de água para toda a zona da raiz (TRWU) é calculado como a soma de RWU(L) para todas as camadas de solo com raízes:

TRWU=TRWU+RWU(L) (92) Se a transpiração potencial de plantas (TPP) é menor que TRWU é calculado uma fração de absorção de água (WUF):

E o RWU(L) é atualizado limitando assim o potencial de absorção de água de acordo com a máxima transpiração potencial:

RWU(L)= RWU(L)*WUF (94) E o conteúdo de água é novamente atualizado:

SW(L) = SW(L)-RWU(L)/DLAYR(L) (95) Em ambos os modelos de balanço hídrico para estimativa da evapotranspiração potencial (ETo) foi utilizado o método de Penman-Monteith (ALLEN et al., 1998).

A determinação das variáveis de solo em ambos modelos de balanço hídrico foi realizada na área experimental utilizada para calibração da cultivar de mandioca São José, no ano agrícola 2013-2014, e também na área de lavoura comercial da cultivar São José no município de Vera Cruz, local onde foram realizados também os testes do modelo. O solo do área experimental em Santa Maria pertence à Unidade de Mapeamento São Pedro (Argissolo Vermelho Distrófico arênico), e o solo da lavoura comercial em Vera Cruz pertence à Unidade de Mapeamento Rio Pardo (Argissolo Vermelho-Amarelo Distrófico típico), com deposição alúvica na superfície devido a proximidade do leito do rio. Foi realizada coleta de amostras de solo na área experimental de Santa Maria e na lavoura comercial em Vera Cruz, com estrutura preservada em anéis volumétricos, ambos com quatro repetições em cada profundidade. Em Santa Maria, as profundidades de coleta foram: 0-15 cm, 15-30 cm (limite com o B textural) e 30-50 cm, e em Vera Cruz: 0-10 cm, 10-20 cm, 20-30cm e 30-50 cm. Também foi realizada a coleta de porção de solo nessas mesmas profundidades para análise de textura pelo método da pipeta (EMBRAPA, 1997) e para medição do conteúdo gravimétrico de água na fase de vapor em um psicrômetro de ponto de orvalho-WP4. As amostras foram levadas para o laboratório, realizado o “toalete” e colocadas para saturar por 24 horas. Após saturadas, as amostras foram pesadas (para cálculo do conteúdo de água na porosidade total) e colocadas na mesa de tensão à 10, 60 e 100cm de coluna d’água (1, 6 e 10 kPa), na panela de pressão a 330 e 1000 cm de coluna d’água (33 e 100 Kpa), que junto com os valores de conteúdo de água medidos no psicrômetro de ponto de orvalho-WP4, nas tensões entre 100 a 1500 kPa, foram os dados observados utilizados para construção da curva de retenção de água. Foi utilizado o modelo de Van Genuchten (1980) para obtenção de cada curva de retenção de água:

θ = θr+(θs- θr)/(1+(α*Ψ)n

54

Em que θ é o conteúdo de água no solo, θr é o conteúdo de água residual; θs é o conteúdo de água na saturação do solo, Ψ é a tensão aplicada, α, n e m são parâmetros de ajuste do modelo. Os parâmetros do modelo (θs, θr, α, n, m) foram ajustados visando minimizar a soma dos quadrados dos resíduos (SQR) pelo programa Solver do Microsoft Excel.

Foram instalados sensores de umidade para medição do conteúdo gravimétrico de água no solo na área experimental com a cultivar São José em Santa Maria nos anos agrícolas 2013-2014 (modelo CS 625-L, marca Campbell) e 2014-2015 (modelo 10HS, marca Decagon), e na lavoura comercial com a cultivar São José no município de Vera Cruz no ano 2014-2015 (modelo 10HS, marca Decagon). No primeiro ano, os sensores foram instalados nas profundidades de 10, 20 e 40 cm, representando as três camadas do solo de Santa Maria, 0-15 cm, 15-30 cm e 30-50 cm. No segundo ano agrícola, os sensores foram instalados nas profundidades de 5, 10, 22,5 e 40 cm, nos dois solos monitorados. O valor de conteúdo de água medido de 20 em 20 minutos por estes sensores foram registrados e armazenados em Data logger instalado no campo. Durante o período de monitoramento, foram realizadas coletas de amostras de solo com trado calador em diferentes condições de umidade do solo, corrigido o conteúdo de água para base volumétrica (multiplicado pela densidade do solo) nas profundidades em que se encontravam os sensores, para calibração dos valores de conteúdo de água medidos com os observados à campo. Aos valores medidos com os sensores foi aplicada a equação para calibração dos mesmos: y=0,5286x+0,1824 no sensor da marca Campbell no ano agrícola 2013-2014, e y = 1,218x - 0,168 no sensor da marca Decagon no solo em Vera Cruz, no ano agrícola 2014-2015 (Figura 7). No solo em Santa Maria, pelos dados observados serem muito próximos com os dados medidos com o sensor da marca Decagon, não foi necessária realização de calibração.

Figura 7 - Calibração do conteúdo de água medido com os sensores de umidade (cm³ cm-3) e através do conteúdo de água de amostras de solo (cm³ cm-3) coletadas com trado calador à campo nas diferentes profundidades nos solos de Santa Maria (a) e Vera Cruz (b)

No modelo de balanço hídrico de Ritchie foram consideradas 3 camadas de solo: 0-15 cm (camada 1), 15-30 cm (camada 2) e 30-50 cm (camada 3) no solo de Santa Maria, e também 3 camadas no solo de Vera Cruz: 0-20 cm (camada 1); 20-30 cm (camada 2) e 30-50 cm (camada 3).

Para poder comparar o resultado do conteúdo de água no solo obtido com o modelo de Thornthwaite e Mather, que fornece um valor médio de conteúdo de água da camada, com o modelo de Ritchie, realizou-se a média ponderada do conteúdo de água no modelo de Ritchie de acordo com o aprofundamento das raízes, resultando também em um valor de conteúdo de água médio.

Ambos os modelos de balanço hídrico (Thornthwaite e Mather e de Ritchie) foram escritos em linguagem FORTRAN.

Para representar o conteúdo de água disponível para as plantas foi calculada a fração de água transpirável no solo (FATS):

FATS= (SWmed-LINFmed)/(DULmed-LINFmed) (97) Sendo SWmed o conteúdo médio atual de água no solo (cm³ cm-³), LINFmed é o conteúdo médio de água no solo quando a transpiração da planta é menor ou igual a 10% da transpiração potencial (cm³ cm-³) e DULmed é o conteúdo médio de água no solo na capacidade de campo (cm³ cm-³). O LINFmed foi estabelecido como o conteúdo de água no solo à 650 kPa. Este limite foi estabelecido com base na função de redução da transpiração da cultura da cana-de- açúcar usado pelo software HYDRUS (SIMUNEK et al., 2013). Optou-se por este limite porque

y = 1,2181x - 0,168 R² = 0,5784 0 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0,3 0,18 0,23 0,28 0,33 0,38 C onteúdo de á g ua medido com t ra do (c m³/ cm³)

Conteúdo de água medido com sensor (cm³/cm³) (b) y = 0,5286x + 0,1824 R² = 0,8771 0,2 0,25 0,3 0,35 0,4 0,45 0,2 0,25 0,3 0,35 0,4 0,45 C onteúdo de á g ua medido com T ra do