TESE DE DOUTORADO
MECANISMOS BIOFÍSICOS E CARACTERÍSTICAS DE CONTROLE DA EVAPOTRANSPIRAÇÃO DA CAATINGA EM ANOS
DE SECA EXTREMA
THIAGO VALENTIM MARQUES
Natal/RN Maio de 2020
MECANISMOS BIOFÍSICOS E CARACTERÍSTICAS DE CONTROLE DA EVAPOTRANSPIRAÇÃO DA CAATINGA EM ANOS
DE SECA EXTREMA
THIAGO VALENTIM MARQUES
Tese de Doutorado submetida ao Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas, do Centro de Ciências Exatas e da Terra, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como parte dos requisitos para obtenção do título Doutor em Ciências Climáticas
Orientador: Prof. Dr. Bergson Guedes Bezerra Coorientadora: Profa. Dra. Kellen Carla Lima
Comissão Examinadora:
Prof. Dr. Bergson Guedes Bezerra - PPGCC/UFRN
Prof. Dr. Cláudio Moisés Santos e Silva - PPGCC/UFRN
Prof. Dr. Jonathan Mota da Silva - PPGCC/UFRN
Prof. Dra. Keila Rêgo Mendes - ICMBio/MMA
Prof. Dr. Rômulo Simões Cezar Menezes - DEN/UFPE
Natal/RN Maio de 2020
Marques, Thiago Valentim.
Mecanismos biofísicos e características de controle da evapotranspiração da Caatinga em anos de seca extrema / Thiago Valentim Marques. - 2020.
109f.: il.
Tese (Doutorado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas. Natal, 2020.
Orientador: Bergson Guedes Bezerra. Coorientadora: Kellen Carla Lima.
1. Climatologia - Tese. 2. Bioma Caatinga - Tese. 3.
Condutância da superfície Tese. 4. Fator de desacoplamento -Tese. 5. Florestas tropicais sazonalmente secas - -Tese. 6. Método eddy-covariance - Tese. 7. Semiárido brasileiro - Tese. I. Bezerra, Bergson Guedes. II. Lima, Kellen Carla. III. Título. RN/UF/CCET CDU 551.58
Dedico este trabalho às duas pessoas que foram fundamentais no apoio aos meus estudos: minha mãe, Francisca Valentim da Silva Bezerra e meu pai, Ilo Marques Bezerra (in memorian).
A Deus, que sempre está iluminando o meu caminho me ajudando a superar os percalços da vida e conquistar vitórias.
A minha esposa Alyne Marques, cuja companhia me faz o homem mais feliz do mundo, sendo também a minha melhor amiga. Além disso, agradeço pela compreensão, palavras de amor e motivação nos momentos mais difíceis do doutorado.
A minha mãe Francisca Valentim da Silva Bezerra e ao meu pai Ilo Marques Bezerra (in memoriam) pela formação, amor e incentivo aos meus estudos.
Ao meu orientador Professor Dr. Bergson Guedes Bezerra pela con ança depositada em mim quando me aceitou para fazer parte do Grupo de Estudos Observacionais e de Modelagem da Interação Biosfera-Atmosfera. Ademais, também agradeço por sempre estar disponível (até nos nais de semana) para sanar minhas dúvidas. Posso a rmar com toda certeza que és um ótimo professor e orientador.
A Professora e coorientadora Dra. Kellen Carla Lima pelas aulas de Meteorologia Básica, por con ar no meu potencial ao me indicar para o grupo de pesquisa do meu orientador, e também por ter sido fundamental na quali cação do meu projeto da tese.
Agradeço a todos os professores que ministraram aulas no Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas pela dedicação destinada ao ensino. Em especial, ao Professor Dr. Cláudio Moisés Santos e Silva que, além de ser um excelente professor, foi muito solícito nas horas que tive dúvidas nas disciplinas e também no artigo. Agradeço ao Dr. Bergson Guedes Bezerra, a Dra. Keila Rêgo Mendes, ao Dr. Cláudio Moisés Santos e Silva e ao discente Pedro Rodrigues Mutti por terem sido fundamentais no artigo publicado. O nosso grupo de pesquisa ainda irá colher belos frutos. A Suany Campos e Leonardo Santana pelas trocas de experiências sobre o método eddy covariance. A interação com vocês foi extremamente importante para a minha formação em Ciências Climáticas.
Agradeço aos discentes do PPGCC pelo companheirismo nas aulas e nos eventos do DCAC. Em especial aos colegas da sala 38 que compartilharam momentos de alegria e aprendizado durante o doutorado.
Aos membros da banca pela disponibilidade e pelas excelentes contribuições que enriqueceram o trabalho.
Por m, agradeço ao Instituto Nacional do Semiárido pelos dados da torre de uxo, ao Instituto Nacional de Meteorologia pelas informações meteorológicas e a NASA pelos dados de sensoriamento remoto.
Porque já tive pressa E levo esse sorriso Porque já chorei demais. Hoje me sinto mais forte Mais feliz, quem sabe Só levo a certeza De que muito pouco sei Ou nada sei.
Conhecer as manhas E as manhãs
O sabor das massas E das maçãs. É preciso amor Pra poder pulsar
É preciso paz pra poder sorrir É preciso a chuva para orir. Penso que cumprir a vida Seja simplesmente
Compreender a marcha E ir tocando em frente. Como um velho boiadeiro Levando a boiada
Eu vou tocando os dias Pela longa estrada, eu vou Estrada eu sou.
Conhecer as manhas E as manhãs
O sabor das massas E das maçãs.
É preciso amor Pra poder pulsar
É preciso paz pra poder sorrir É preciso a chuva para orir. Todo mundo ama um dia Todo mundo chora Um dia a gente chega E no vai embora.
Cada um de nós compõe a sua história Cada ser em si
Carrega o dom de ser capaz E ser feliz.
Conhecer as manhas E as manhãs
O sabor das massas E das maçãs. É preciso amor Pra poder pulsar
É preciso paz pra poder sorrir É preciso a chuva para orir. Ando devagar
Porque já tive pressa E levo esse sorriso Porque já chorei demais.
Cada um de nós compõe a sua história Cada ser em si
Carrega o dom de ser capaz E ser feliz.
RESUMO
As Florestas Tropicais Sazonalmente Secas (SDTF, do inglês Seasonally Dry Tropical Forests) estão entre os biomas mais importantes em termos de uxos hidrológicos e de carbono locais/globais e sua vulnerabilidade. O Bioma Caatinga é uma das maiores SDTF do mundo que ocupa uma área contígua de 844.453 km2, possui uma vasta
biodiversidade endêmica e é conhecido como uma importante área da vida selvagem do planeta. Assim, o objetivo do presente estudo foi avaliar a variabilidade diária, sazonal e interanual da evapotranspiração (ET ) e dos controles biofísicos e características (a condutância da superfície - Gs; fator de desacoplamento - Ω; e o coe ciente de
Priestley-Taylor - α) de controle em um ambiente preservado do Bioma Caatinga durante dois anos de seca na região Nordeste do Brasil, com um nível de detalhamento ainda não desenvolvido neste bioma. As medições foram realizadas utilizando o sistema eddy covariance durante o período de 1 de janeiro de 2014 a 31 de dezembro de 2015. Na escala sazonal, os menores valores da ET foram observados durante a estação seca nos dois anos do experimento (0,3 e 0,2 mm dia-1) como consequência da baixa umidade do
solo, que favorecem o fechamento parcial dos estômatos e reduzem os valores do Gs (0,22
e 0,13 mm s-1). O contrário ocorre no período mais chuvoso, cujas médias da ET (2,6 e
1,7 mm dia-1) e G
s (3,74 e 2,13 mm s-1) atingem valores mais elevados. Em relação aos
valores anuais, a diferença dos totais anuais de precipitação observados entre os anos é a causa mais provável das diferenças observadas nos valores anuais da ET . Em 2014 a ET foi 473,3 mm, em 2015 283,4 mm, o que implicou em uma diminuição dos valores de Gs,
Ωe α. Os resultados sugerem que na estação seca a ET foi controlada pela umidade do solo e, na estação chuvosa, foi parcialmente controlada pela energia disponível. Com o presente estudo, houve um avanço no conhecimento sobre a variabilidade diária, sazonal e interanual da ET e das suas características de controle. Essas informações são bené cas, por exemplo, na calibração de modelos para fazer representações mais realísticas sobre o Bioma Caatinga. Como perspectivas futuras, pretende-se analisar o comportamento da ET em anos contrastantes e avaliar a umidade do solo em profundidades múltiplas durante uma próxima campanha experimental no Bioma Caatinga.
Palavras-chave: Bioma caatinga, condutância da superfície, fator de desacoplamento, Florestas Tropicais Sazonalmente Secas, método eddy-covariance, semiárido brasileiro.
ABSTRACT
Seasonally Dry Tropical Forests (SDTF) are among the most important biomes regarding regional/global hydrological and carbon uxes. The Caatinga Biome is one of the largest STDF in the world that occupies a contiguous area of 844,453 km 2, has a vast
endemic biodiversity and is known an important wildlife area on the planet. Thus, the objective of this study was to evaluate the diurnal, seasonal and interannual variability of evapotranspiration (ET ) and its biophysical control and characteristics (surface conductance - Gs; decoupling coe cient - Ω; e Priestley-Taylor coe cient - α) in a
preserved Caatinga Biome environment during two dry years in the Brazilian northeastern region. A study on this subject with this level of detail in this biome is unprecedent. Measurements were carried out using an eddy covariance system during the period from 1st January 2014 to 31st December 2015. The lowest ET values were observed in the dry season of both experiment years (0.3 and 0.2 mm day-1) as a consequence of low
soil moisture, which favored partial stomatal closure and reduced Gs values (0.22 and
0.13 mm s-1). The opposite occured in the wet season, when ET (2.6 and 1.7 mm day-1)
and Gs (3.74 and 2.13 mm s-1) means reached higher values. Regarding annual values,
dierences between total annual rainfall in both years is the most probable cause for the dierences observed in annual ET values. In 2014, ET was of 473.3 mm while in 2015 it was of 283.4 mm, which incurred in an overall decrease in Gs, Ω and α values. The
results suggest that in the dry season, ET was controlled by soil moisture and, in the rainy season, it was partially controlled by available energy. With the present study, there was an advance in knowledge about the daily, seasonal and interannual variability of ET and its control characteristics. This information is bene cial, for example, in the calibration of models to make more realistic representations about the Caatinga Biome. As future perspectives, we intend to analyze the ET behavior in contrasting years and to evaluate soil moisture at multiple depths during an upcoming experimental campaign in the Caatinga Biome.
Keywords: Caatinga Biome, surface conductance, decoupling coe cient, Seasonally Dry Tropical Forests, eddy covariance method, Brazilian Semiarid.
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS 5
LISTA DE SÍMBOLOS 6
1. INTRODUÇÃO 9
2. REVISÃO DE LITERATURA 12
2.1. Aspectos gerais do Bioma Caatinga . . . 12
2.2. O ciclo do carbono e os impactos nas mudanças climáticas . . . 15
2.3. Balanço de energia à superfície . . . 18
2.4. A evapotranspiração e os seus mecanismos de controle . . . 26
3. MATERIAL E MÉTODOS 32 3.1. Área de estudo . . . 32
3.2. Dados de superfície . . . 34
3.3. Processamento e pós-processamento dos dados de baixa e alta frequência . . 35
3.4. Cálculo dos parâmetros de superfície . . . 38
3.5. Condições da vegetação . . . 40
3.6. Análises estatísticas . . . 40
3.7. Análise sazonal . . . 41
4. RESULTADOS E DISCUSSÃO 42 4.1 Condições meteorológicas . . . 42
4.2. Footprint e direção do vento . . . 45
4.3. Variações diurnas e sazonais . . . 45
4.4. Análise da variabilidade do fator de desacoplamento e do coe ciente de Priestley-Taylor . . . 51
4.5. Controles siológicos via condutância da superfície . . . 52
5. CONCLUSÃO 59 6. PERSPECTIVAS FUTURAS 61 REFERÊNCIAS 62 APÊNDICE A 79 APÊNDICE B 84 APÊNDICE C 87 1
1 Localização do Bioma Caatinga em relação ao Brasil e também aos continentes americano e africano. . . 12 2 Classi cação climática do Brasil de acordo com a classi cação proposta por
Köppen. . . 14 3 Diagrama simpli cado do ciclo do carbono na superfície. As setas que
apontam para a atmosfera indicam que o carbono foi emitido e as setas que apontam para a superfície indicam que houve sequestro de carbono. . . 15 4 Evolução da quantidade de dióxido de carbono (CO2) na atmosfera
terrestre, em partes por milhão (ppm) de 1959 até 2017. As medições foram realizadas no observatório de Mauna Loa - Havaí, EUA. . . 16 5 Componentes do balanço de radiação na superfície da Terra. Rn é o saldo
de radiação, RS↓ é a radiação de onda curta incidente, RS↑ é a radiação de
onda curta re etiva pela superfície, RL↓ é a radiação de onda longa emitida
pelas nuvens, partículas e gases, RLre↑ é a radiação de onda longa re etida
pela superfície e RLem↑ é a radiação de onda longa emitida pela terra. . . . 19
6 Componentes do balanço de energia à superfície. λE é o uxo de calor latente, H é o uxo de calor sensível, G é o uxo de calor no solo, S é a energia armazenada na biomassa e no ar dentro do dossel vegetativo e F é a densidade do uxo de energia associada com o uxo de dióxido de carbono. 20 7 Média diária dos uxos de energia em 2014 (esquerda) e 2015 (direta)
durante o período de transição seco-chuvoso (a e b); período chuvoso (c e d); período de transição chuvoso-seco (e e f); e o período seco (g e h). Os termos Rn, λE, H, G e ε representam, respectivamente, o saldo de radiação, o uxo de calor latente, o uxo de calor sensível, o uxo de calor no solo e o resíduo (ou dé cit). . . 21 8 Efeitos do desmatamento no balanço hídrico. H, λE e ET indicam o
uxo de calor sensível, o uxo de calor latente e a evapotranspiração real, respectivamente. . . 22 9 Ilustração do processo de evapotranspiração. As setas de cor verde indicam
o processo de transpiração das plantas e as setas de cor laranja indicam o processo de evaporação da água presente na superfície. . . 26 10 Fluxo de água da folha para a atmosfera. As células-guarda regulam a
abertura estomática e, portanto, a taxa de transpiração. O duplo papel dos estômatos como condutores de vapor de água e CO2 garante o acoplamento
da transpiração com a dinâmica do carbono e da energia. . . 27 11 Representação esquemática das resistências da superfície (rs) e
aerodinâmica (ra) para a evapotranspiração. . . 28
12 Localização geográ ca da torre micrometeorológica instalada na ESEC-Seridó. . . 32 13 Parte da saída dos dados brutos de alta frequência processados em uxos
médios de meia-hora. . . 36 14 Plataforma de processamento dos dados de uxo desenvolvida pelo
Instituto Max Planck de Biogeoquímica. . . 37
15 Precipitação média climatológica mensal e precipitação acumulada mensal nos anos de 2014 e 2015 na região da ESEC-Seridó . . . 42 16 Precipitação acumulada e médias diárias da (a) evapotranspiração de
referência (ET0), (b) radiação global incidente (Rg), (c) temperaturas do
ar e do solo (Ta e Ts, respectivamente) e (d) dé cit de pressão de vapor
(VPD) durante o período do estudo na Caatinga (ESEC-Seridó). . . 43 17 Direção do vento e frequência acumulada durante os anos de 2014 (painel
esquerdo) e 2015 (painel direito) na área de estudo. . . 45 18 Variações nos padrões diurnos da evapotranspiração (ET ), condutância da
superfície (Gs) e no fator de desacoplamento (Ω) durante o período do
estudo na Caatinga (ESEC-Seridó). . . 47 19 Matrizes de correlação entre as médias sazonais da condutância da
superfície (Gs), temperatura do ar (Ta), umidade relativa do ar (UR) e
dé cit de pressão de vapor (V P D) para o período entre 12:00 e 17:00 horas durante o período de estudo na Caatinga (ESEC-Seridó). . . 53 20 (a) Índice de vegetação da diferença normalizada (NDVI) e índice de
área foliar (LAI); médias diárias (8:00-17:00 horas) da (b) condutância da superfície (Gs), (c) evapotranspiração real (ET ), (d) coe ciente de
Priestley-Taylor (α), e (e) fator de desacoplamento (Ω) no período do estudo na Caatinga (ESEC-Seridó). . . 54 21 Relação entre a condutância média diária (Gs) e o coe ciente de
Priestley-Taylor (α) nos anos de 2014 (a) e 2015 (b) na Caatinga (ESEC-Seridó) . . . 56 22 Relação entre a condutância média diária (Gs) (08:00-17:00 horas) e o
dé cit de pressão de vapor (VPD); e entre Gs e a temperatura do ar (Ta)
(08:00-17:00 horas) na Caatinga (ESEC-Seridó) nos anos de 2014 (a e c) e 2015 (b e d), respectivamente. A curva de cor preta foi ajustada para todos os dados de 2014 e 2015 e a curva de cor azul foi ajustada apenas para o período chuvoso de 2014 e 2015. . . 56 23 Relação entre a média de 16 dias da condutância média diária (Gs) e os
valores de NDVI nos anos de 2014 (a) e 2015 (b) na Caatinga (ESEC-Seridó). 58 24 Localização das 562 torres ativas da FLUXNET até março de 2016 e
cobertura terrestre da classi cação MODIS IGBP. . . 79 25 Fluxo de ar no ecossistema. A seta para direita indica a direção
predominante do vento. . . 80 26 Deslocamento das parcelas de ar realizadas por turbilhões. As parcelas de
ar são indicadas por c e a velocidade vertical do vento por w. . . 81 27 Representação esquemática da decomposição de Reynolds aplicada no valor
1 Comparações entre os valores da precipitação acumulada (mm), média do uxo diário de calor sensível (H), média do uxo diário de calor latente (λE), média do uxo diário de calor no solo, coe ciente de determinação da curva ajustada da regressão linear (R2), razão do balanço de energia
(EBR) observados em um ano de estudo em ambiente de Caatinga. . . 25 2 Comparações entre os valores da precipitação acumulada,
evapotranspiração real (ET ), média do uxo diário de calor latente (λE), média da condutância da superfície média diária (Gs), média
diária do fator de desacoplamento (Ω) e média diária coe ciente de Priestley-Taylor (α) entre os estudos apresentados na revisão de literatura da ET e seus mecanismos de controle. . . 31 3 Espécies, família, forma, nome comum, frequência relativa (fr), em %, e o
valor de importância (VI) amostrados na área de estudo por Santana et al (2016). Todos os nomes cientí cos de espécies foram obtidos na plataforma The Plant List. . . 33 4 Descrição dos instrumentos instalados na torre de uxos instalada a 11
metros de altura em Caatinga preservada na Estação Ecológica do Seridó, Rio Grande do Norte, Brasil, as variáveis medidas e a frequência. . . 35 5 Médias diárias ± desvio padrão da radiação global (Rg, MJ m-2 dia-1),
dé cit de pressão de vapor (VPD, kPa), temperatura do ar (Ta, ◦C),
temperatura do solo (Ts,◦C) e evapotranspiração de referência (ET0, mm);
totais sazonais e anuais da precipitação (mm) e da evapotranspiração de referência (ET0 total, mm) . . . 44
6 Totais sazonais e anual da evapotranspiração da Caatinga (ET tot., mm) e Médias diárias ± desvio padrão da evapotranspiração da Caatinga (ET , mm), condutância da superfície (Gs, mm s-1), fator de desacoplamento
(Ω), coe ciente de Priestley-Taylor (α); o índice de vegetação da diferença normalizada (NDVI) e o índice de área foliar (LAI). . . 48 7 Comparações entre os valores da precipitação acumulada,
evapotranspiração real (ET ), média do uxo diário de calor latente (λE), média da condutância da superfície média diária (Gs), média
diária do fator de desacoplamento (Ω) e média diária coe ciente de Priestley-Taylor (α) observado na Caatinga e valores observados em diferentes ecossitemas ao redor do mundo. . . 55
BE Balanço de Energia
ENSO El Niño Southern Oscillation ESEC Estação Ecológica
FLUXNET Global Network of Micrometeorological Tower Sites
GEOMA Grupo de Estudos Observacionais e de Modelagem da InteraçãoBiosfera-Atmosfera IC Intervalo de Con ança
ICMBio Instituto Chico Mendes de Conservação da Biodiversidade INMET Instituto Nacional de Meteorologia
IPCC Intergovernamental Panel on Climate Change NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration
ONDACBC Observatório Nacional da Dinâmica da Água e de Carbono no BiomaCaatinga PPM Partes por milhão
SDTF Seasonally Dry Tropical Forests TOB1 Table Oriented Binary 1
TOB3 Table Oriented Binary 3
UFRN Universidade Federal do Rio Grande do Norte USGS United States Geological Survey
ZCIT Zona de Convergência Intertropical
x Média da variável turbulenta em um certo intervalo de tempo c Concentração do dióxido de carbono
CO2 Dióxido de carbono
cp Calor especí co do ar à pressão constante
ea Pressão parcial de vapor
es Pressão de saturação de vapor
ET Evapotranspiração real
ET0 Evapotranspiração de referência
ETeq Evapotranspiração de equilíbrio
F Densidade do uxo de energia associada com o uxo de CO2 Fc Fluxo de carbono
Ft Fluxos turbulentos verticais
fr Frequência relativa
fG Fluxo de calor no solo
Ga Condutância aerodinâmica ao transporte de vapor de água
Gs Condutância da superfície ao transporte de vapor de água
gs Condutância estomática
H Fluxo de calor sensível LAI Índice de área foliar
NEE Net Ecosystem Carbon Exchange q Umidade especí ca do ar
R2 Coe ciente de determinação da curva ajustada aos dados
ra Resistência aerodinâmica ao transporte de vapor de água
raM Resistência aerodinâmica para o momento
rb Resistência da camada quasilaminar
Rg Radiação Global
RL↓ Radiação de onda longa emitida pelas nuvens
RLem↑ Radiação de onda longa emitida pela superfície
RLre↑ Radiação de onda longa re etida
Rn Saldo de radiação
rs Resistência da superfície ao transporte de vapor de água
RS↑ Radiação de onda curta re etida
RS↓ Radiação de onda curta incidente
s Conteúdo volumétrico da variável de interesse
S Energia armazenada na biomassa e no ar dentro do dossel vegetativo sxy Covariância amostral das variáveis aleatórias X e Y
Ta Temperatura do ar
Ts Temperatura do solo
u∗ Velocidade de fricção do vento
U2 Velocidade do vento a 2 m de altura
U R Umidade relativa do ar ux Componente zonal do vento
uy Componente meridional do vento
uz Componente vertical do vento
VI Valor de importância VPD Dé cit de pressão de vapor w velocidade vertical do vento
x Valor instantâneo da variável turbulenta x0 Desvio instantâneo em torno da média
∆ Inclinação da curva de saturação da umidade especí ca × temperatura Ω Fator de desacoplamento
α Coe ciente de Priestley-Taylor γ Constante psicrométrica
λ Calor latente de vaporização da água λE Fluxo de calor latente
λEeq Fluxo de calor latente de equilíbrio
ρ Coe ciente de correlação de Spearman ρa Densidade do ar
INTRODUÇÃO
O aumento das emissões dos gases do efeito estufa para a atmosfera nas últimas décadas, com destaque para o dióxido de carbono (CO2), decorrente das
atividades humanas e sua in uência no clima, tornou-se um grande desa o ecológico e político (MONDANI et al., 2017). Isso pode ser exempli cado pelo que tem sido evidenciado nos relatórios do Painel Intergovernamental de Mudanças Climáticas (IPCC, do inglês Intergovernmental Panel on Climate Change) e pela Administração Oceânica e Atmosférica Nacional (NOAA, do inglês National Oceanic and Atmospheric Administration), indicando que a concentração de CO2 na atmosfera já ultrapassou 400
partes por milhão (ppm), sendo que estimativas para o ano de 1750 indicaram uma concentração média de 280 ppm (LE TREUT et al., 2007).
Embora a maior parte das emissões de CO2 seja absorvida pelos oceanos, uma
parcela considerável da absorção desse gás é realizada pela biosfera terrestre. Por outro lado, o sequestro de carbono pelos oceanos tem aumentado nos últimos anos, mas a e ciência dessa absorção têm sido menor. Dessa forma, avaliar o sequestro desse gás pela biosfera terrestre se torna cada vez mais importante. Trocas gasosas com a atmosfera são realizadas como resultado de processos biológicos (fotossíntese e respiração) nos quais os ecossistemas terrestres atuam como sumidouro de carbono, chegando a compensar de 10% a 60% das emissões anuais de combustíveis fósseis (HOUGHTON, 2007; MONSON e BALDOCCHI, 2014; PIAO et al., 2009; SCHIMEL et al., 2001). Desse modo, os biomas terrestres desempenham um papel muito importante no ciclo global do carbono e são considerados aliados em potencial na elaboração de estratégias de mitigação dos efeitos das mudanças climáticas (LUYSSAERT et al., 2007; SCHIMEL et al., 2001).
A constante interação entre a atmosfera e os ecossistemas terrestres desempenha um papel muito importante no sistema climático e nos ciclos biogeoquímicos e hidrológicos por meio da troca de energia e massa (por exemplo, água e carbono) entre a vegetação e a camada limite atmosférica (VON RANDOW et al., 2013). Diante desse contexto, torna-se importante investigar as trocas de vapor de água e de energia dos mais variados ecossistemas terrestres, a m de gerar conhecimento su ciente para uma melhor compreensão dos mecanismos que controlam o ciclo do carbono e outros processos dos ecossistemas (BALDOCCHI et al., 2004; HAO et al., 2007).
Dentre os processos ecológicos relacionados ao sequestro de CO2 pelos biomas
terrestres, a evapotranspiração (ET ) e o balanço de energia (BE) são os mais relevantes, pois são característicos de cada ecossistema em virtude das in uências provocadas pela vegetação, clima e propriedades físicas do solo (BALDOCCHI et al., 2004; BALDOCCHI e VOGEL, 1997; HAO et al., 2007). Vários ecossistemas terrestres têm sido intensamente estudados objetivando avaliar as trocas de energia e massa, por exemplo pastagens (EICHELMANN et al., 2016; OWEN et al., 2007; RÄSÄNEN et al., 2017; WAGLE e KAKARI, 2004), savanas (ARCHIBALD et al., 2009; QUANSAH et al., 2015; TAGESSON et al., 2015), orestas de pinos (JARVIS et al., 2007; ZHA et al., 2013), orestas boreais (SÁNCHEZ et al., 2010), estepes (GAO et al., 2009; MA et al., 2015), áreas de cultivo (CHEN et al., 2009; LEI e YANG, 2010; QIN et al., 2010) e comparações
9
entre regiões vegetadas por diferentes culturas (LIU et al., 2011; SCOTT, 2010).
As trocas de energia e massa entre a atmosfera e alguns biomas brasileiros também têm sido estudadas. Por exemplo, no Cerrado (LATANSIO-AIDAR et al., 2009; MIRANDA et al., 1997), Cerradão (VOURLITIS et al., 2000), pastagem introduzida no Cerrado (SANTOS et al., 2004), pastagem oriunda de Cerrado degradado (RODRIGUES et al., 2013), Cerrado Campo Sujo (RODRIGUES et al., 2014; SANTOS et al., 2003; ZANELLA DE ARRUDA et al., 2016) e áreas de cultivos agrícolas no Cerrado (CABRAL et al., 2011). Em virtude da sua importância para o clima global, estudos se concentram na Floresta Amazônica (por exemplo, ARAÚJO et al., 2010; MALHI et al., 2009; MEIR et al., 2008; METCALFE et al., 2010; SOTTA et al, 2007; VON RANDOW et al., 2002; ZERI et al., 2014). Em contraste, poucos são os esforços para compreender os controles ambientais e biofísicos da ET e como afetam as trocas de calor e massa na Caatinga.
O Bioma Caatinga é uma das maiores áreas remanescentes de Florestas Tropicais Sazonalmente Secas (SDTF, do inglês Seasonally Dry Tropical Forest) do mundo (LINARES-PALOMINO et al., 2011; MILES et al., 2006; PENNINGTON et al., 2000;2006). Foi identi cada como uma importante área de vida selvagem do planeta e uma das SDTF com a maior biodiversidade (KOCH et al., 2017; MITTERMEIER et al., 2003; PENNINGTON et al., 2006; SANTOS et al., 2014). Estima-se que cerca de 80% da Caatinga foi degradada em função de atividades antropogênicas, tais como o desmatamento e queimadas, onde extensas áreas desse ambiente foram submetidas ao sobrepastejo pelo rebanho pecuário (FREIRE et al., 2018). Essas mudanças afetam substancialmente as propriedades atmosféricas no local dos ecossistemas, tais como: precipitação (DOUGLAS et al., 2009; PIELKE et al, 1998), aumento no dé cit de pressão de vapor, temperatura da superfície mais alta (CULF et al., 1996), prolongamento da duração da estação seca, além de afetar a regulação biológica exercida através da condutância da superfície do dossel (GRANIER et al., 2000).
Uma melhor compreensão dos mecanismos de controle biótico (por exemplo, a condutância estomática) e abiótico (por exemplo, radiação solar, temperatura do ar, dé cit de pressão de vapor e umidade do solo) da ET também se torna necessária para avaliar as demandas de água e carbono dos ecossistemas à medida que a mudança climática avança (ZHA et al., 2013). Além disso, a análise da transpiração do dossel seco, medida por uma torre de uxo equipada com sensores que utilizam o método da covariância dos vórtices turbulentos (EC, do inglês eddy covariance) e que hoje é padrão nos estudos dessa natureza (HILLER et al., 2008), fornece informações sobre o comportamento da superfície e a in uência nos uxos de vapor de água e CO2.
Os efeitos das secas nas SDTF estão recebendo cada vez mais atenção de pesquisas. Na Caatinga, estudos observacionais sobre a condutância estomática no nível foliar (FALCÃO et al., 2015; MENDES et al., 2017; SANTOS et al., 2014), uxos de energia e CO2 (CAMPOS et al., 2019; OLIVEIRA et al., 2006; PIRES et
al., 2017; SILVA et al., 2017; SOUZA et al., 2015; TEIXEIRA et al., 2008), Índice de Vegetação da Diferença Normalizada (NDVI, do inglês Normalized Dierence Vegetation Index) (BARBOSA et al., 2006; CUNHA et al., 2015; MUTTI et al., 2019; SOUZA et al., 2016) tornaram-se mais relevantes considerando as projeções climáticas sobre mudanças climáticas para regiões semiáridas, que enfatizam cenários com aumentos da
temperatura, elevadas taxas de evapotranspiração e redução das chuvas (MAGRIN et al., 2014; MARENGO et al., 2017).
Dada a área orestal ainda remanescente do Bioma Caatinga, pode-se supor que a vegetação nativa desse Bioma desempenha um papel importante nos processos regionais (ou até mesmo globais) derivados das interações na interface biosfera-atmosfera (MOURA et al., 2016). Estudos detalhados sobre os uxos de energia e água entre a vegetação e atmosfera são necessários nesse ambiente, devido a sua histórica degradação por ações antrópicas (por exemplo, o desmatamento e as queimadas) e ao conhecimento sobre cenários climáticos que indicam potenciais impactos sobre o clima, a biodiversidade e as pessoas dessa região (MAGRIN et al., 2014; MARENGO e BERNASCONI, 2014). Tal desa o reforça a urgência e a criticidade de estudos sobre como a condutância da superfície (Gs) responde as variáveis ambientais e a in uência dos uxos de energia
e massa. Isto é especialmente importante para a elucidação de projeções futuras das interações na interface biosfera-atmosfera da região semiárida brasileira.
Nesse contexto, o objetivo geral deste estudo foi avaliar a variabilidade diurna, sazonal e interanual da evapotranspiração e das características de controle (condutância da superfície, fator de desacoplamento e o coe ciente de Priestley-Taylor) em um ambiente preservado do Bioma Caatinga. Para isso, os seguintes objetivos especí cos foram propostos: (i) investigar os padrões diários, sazonais e anuais da evapotranspiração do Bioma Caatinga e das características de controle; e (ii) analisar a sensibilidade da condutância da superfície ao dé cit de pressão de vapor e temperatura do ar.
REVISÃO DE LITERATURA
Este capítulo visa apresentar os aspectos gerais do Bioma Caatinga, o ciclo do carbono e os impactos nas mudanças climáticas, o balanço de energia na superfície e a evapotranspiração e seus mecanismos de controle. Será apresentada uma conceituação objetiva e uma fundamentação teórica abrangente em relação ao que tem sido pesquisado na literatura cientí ca sobre a interação biosfera-atmosfera em diversos biomas ao redor do mundo.
2.1. Aspectos gerais do Bioma Caatinga
As áreas remanescentes das SDTF estão localizadas em sua maioria nos Neotrópicos1 e se estendem desde o Noroeste do México até o Norte da Argentina áreas
geralmente divididas em manchas isoladas (LINARES-PALOMINO et al., 2011; MILES et al., 2006; PENNINGTON et al., 2000, 2006). Dentre as SDTF, o Bioma Caatinga, localizado no Semiárido Brasileiro, é a única que constitui um ecossistema funcional2,
cobrindo uma área contínua de 844.453 km2, presente nos nove estados da região Nordeste
e no norte de Minas Gerais e inteiramente inserido no território brasileiro (Figura 1), o que representa cerca de 10% da área do país (KOCH et al., 2017; MILES et al., 2006; SANTOS et al., 2012; SÄRKINEN et al., 2011).
Figura 1: Localização do Bioma Caatinga em relação ao Brasil e também aos continentes americano e africano.
Fonte: Elaborado pelo autor.
1Região biogeográ ca que compreende a América Central, incluindo a parte sul do México e da península
da Baja Califórnia, o sul da Flórida, todas as ilhas do Caribe e a América do Sul.
2Ecossistema que precisa de uma entrada para manter seus processos vitais e, na maioria dos casos, um
meio de exportar energia, materiais processados e resíduos gerados.
12
A palavra Caatinga signi ca oresta branca na linguagem dos índios Tupis em referência ao aspecto aberto e acinzentado da vegetação quando ela perde suas folhas durante o período seco (MORO et al., 2016). A vegetação é composta principalmente por sionomias xerofíticas, lenhosas, espinhosas, decíduas e semidecíduas, com predominância de um estrato arbóreo e arbustivo que possuem várias adaptações morfo siológicas ao estresse hídrico (ARAÚJO et al., 2007; MENDES et al., 2017; SAMPAIO et al., 1995). O bioma é marcado pela histórica degradação ambiental devido as ações antrópicas tornando-o um dos biomas mais ameaçados do país, pois sua maior parte encontra-se degradada e uma parcela caminha para a deserti cação (LEAL et al., 2005; MARENGO et al., 2011; PEREIRA FILHO e BAKKE, 2010; TOMASELLA et al., 2018). A exploração da Caatinga é realizada de três formas: (i) o desmatamento autorizado pelos órgãos competentes com o objetivo de utilizar o solo para a agricultura e pastagem; (ii) manejo orestal sustentável autorizado pelos órgãos competentes para a produção madeireira; e (iii) o desmatamento ilegal para os mesmos ns das duas formas anteriores (PAREYN, 2010). As áreas em processo de regeneração impulsionam orestas antigas em direção a povoamentos secundários dominados por arbustos de poucas espécies (LEAL, et al. 2005, RIBEIRO et al., 2015; SAMPAIO et al., 1998; SAMPAIO, 2010).
Mesmo apresentando grande variação na diversidade de espécies da fauna e da ora, além do endemismo entre os grupos taxonômicos (LEAL et al., 2005; MARENGO et al., 2006; MOURA et al., 2013; SAMPAIO et al., 1995), apenas 1% desse Bioma foi convertido em áreas protegidas, e notavelmente a Caatinga, bem como outras STDF, receberam menos atenção do que as orestas tropicais úmidas em termos de esforço de pesquisa (DOMBROSKI et al. 2011; KOCH et al., 2017; TOMASELLA et al., 2018). Em estudo realizado por Ribeiro et al. (2015) são defendidos três pontos que podem servir de solução para este problema: (i) programas de pesquisa e desenvolvimento rural capazes de promover melhores práticas em termos de uso da terra e coleta sustentável de recursos orestais, particularmente em termos de manejo de gado e madeira; (ii) aplicação da lei pelos governantes para que o extrativismo orestal seja levado a padrões sustentáveis; e (iii) expansão da cobertura e implementação efetiva de áreas estritamente protegidas, ou seja, a eliminação pecuária e coleta de produtos orestais dentro de áreas protegidas. Veri ca-se que esses há uma relação de causa e consequência entre esses pontos: (i) (ii) (iii).
A altitude média está entre 400 e 500 metros, porém a Caatinga também está presente em parte do litoral dos estados do Rio Grande do Norte e Ceará, também cobrindo grandes planaltos acima de 1000 metros de altitude (MENEZES et al., 2012). Com relação a granulometria, as texturas do solo variam dos muito arenosos (Neossolos Quartzarênicos, 4%) aos muito argilosos (Vertissolos, 1%). Os primeiros com menor capacidade de retenção de água, mas de fácil percolação. Por exemplo, nos solos com menos de um metro de profundidade, a água retida é su ciente para suprir as plantas apenas por poucas semanas. Após acabar o estoque de água, se não houver novas chuvas, inicia-se um período de de ciência hídrica. Nos solos com vários metros de profundidade, o armazenamento de água pode durar meses e as plantas podem não ter de ciência se suas raízes conseguirem explorar um volume grande (MENEZES et al. 2012; SAMPAIO, 2010). Quatro ordens dominantes de solo formam um mosaico espacial cobrindo 66% da área (Latossolos, 19%; Litossolos, 19%; Argissolos, 15% e Luvisolos, 13%) e mais de 80% da área tem alguma limitação do solo em relação ao uso agrícola (MENEZES et al.
2012).
Os climas que predominam na região são (i) semiárido caracterizado por baixas altitudes e latitudes e (ii) Tropical com o inverno seco, denotados, respectivamente, por BSh e As e acordo com a classi cação climática de Köppen (Figura 2) (ALVARES et al., 2014). A região é caracterizada por elevadas temperaturas médias (23-27 ◦C), baixa
amplitude térmica, umidade relativa do ar por volta de 50%, insolação próxima a 2800 horas ano-1e alta evapotranspiração potencial (acima de 1500 mm ano-1). As precipitações
são escassas (em média inferiores a 800 mm) e concentradas em poucos meses do ano sendo seguidos de um prolongado período seco (ALVARES et al., 2014; MENEZES et al., 2012; OLIVEIRA et al., 2017; SAMPAIO, 2010). A região apresenta uma variabilidade interanual marcante na precipitação o que implica em secas de intensidade e períodos variados (MARENGO et al., 2016; MARES et al. 1985; OLIVEIRA et al., 2017; RIBEIRO et al., 2015; SAMPAIO et al. 1995). Projeções do Painel Brasileiro de Mudanças Climáticas apontam para um aumento em até 4,5◦C na temperatura do ar e agravamento
no dé cit hídrico da região até o nal do século 21 (PBMC, 2014).
Figura 2: Classi cação climática do Brasil de acordo com a classi cação proposta por Köppen.
Fonte: Alvares et al. (2014), página 717.
A chuva na região semiárida é marcada por uma forte variabilidade interanual, sendo parte atribuída ao El Niño Oscilação Sul (ENSO, do inglês El Niño Southern Oscillation) e outros eventos de seca são devidos a uma posição anômala da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) sobre o setor norte do Atlântico, devido a um Oceano Atlântico Tropical Norte mais quente (ANDREOLI et al., 2012; MARENGO et al., 2013, 2016; MOURA e SHUKLA, 1981; NOBRE e SHUKLA, 1996; OLIVEIRA et al., 2014; 2016). A marcante variabilidade interanual da precipitação é uma das características da região, implicando em secas severas e, consequentemente pela escassez dos recursos hídricos, o que implica na insu ciência do abastecimento de água para a população, agricultura e pecuária.
2.2. O ciclo do carbono e os impactos nas mudanças climáticas
O carbono é essencial para a vida na terra uma vez que se combina facilmente com hidrogênio e oxigênio formando os compostos fundamentais na composição dos seres vivos (ADUAN et al., 2004; LUTGENS e TARBUCK, 2010). Na atmosfera, a maior parte do carbono está na forma de CO2 (atualmente em torno de 414 ppm, de acordo
com o NOAA) e sua atuação é muito importante para o sistema climático global, pois é um e ciente absorvedor da energia emitida pela Terra implicando na forte in uência no aquecimento da atmosfera sendo, portanto, um dos gases do efeito estufa (LUTGENS e TARBUCK, 2010; WALLACE e HOBBS, 2006).
A maioria dos processos existentes na Terra envolvem o CO2 e isso justi ca o
movimento frequente desse gás entre os sistemas terrestres e a atmosfera (Figura 3). De fato, durante a atividade fotossintética as plantas sequestram CO2 da atmosfera para
produzir os compostos orgânicos fundamentais, contribuindo no seu crescimento e também emitem esse gás para a atmosfera no processo de respiração. Os animais que consomem estas plantas usam esses compostos orgânicos como fonte de energia e devolvem esse gás para a atmosfera no processo de respiração. Além disso, quando as plantas morrem e se deterioram ou são queimadas, essa biomassa é oxidada e o CO2 é devolvido para a
atmosfera (LUTGENS e TARBUCK, 2010; WALLACE e HOBBS, 2006).
Figura 3: Diagrama simpli cado do ciclo do carbono na superfície. As setas que apontam para a atmosfera indicam que o carbono foi emitido e as setas que apontam para a superfície indicam que houve sequestro de carbono.
A partir da Revolução Industrial, que ocorreu no nal do século XIX, as ações antrópicas tem sido responsáveis pelo aumento gradativo de CO2 na atmosfera, criando
uma fonte adicional desse gás e desbalanceando o ciclo natural do carbono, visto que nem todo o CO2 adicional pode ser absorvido. Tal situação está provocando sérias implicações
no clima do planeta (GAO et al., 2009; IPCC, 2013; LEI e YANG, 2010; MONSON e BALDOCCHI, 2014) e tem sido o maior desa o ambiental da era moderna (ADUA et al., 2016; HASZPRA et al., 2008; HE et al., 2017). De acordo com o IPCC (2013), no seu quinto relatório, as concentrações atmosféricas de CO2 aumentaram em 40% desde
os tempos que antecederam a revolução industrial (Figura 4). Esse aumento se deu principalmente pela queima de combustíveis fósseis e pelas mudanças no uso da terra.
Figura 4: Evolução da quantidade de dióxido de carbono (CO2) na atmosfera terrestre, em
partes por milhão (ppm) de 1959 até 2017. As medições foram realizadas no observatório de Mauna Loa - Havaí, EUA.
Fonte: Adaptado do National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA).
Avalia-se que a emissão global de CO2, proveniente da queima de combustíveis
fósseis, sofreu uma taxa de aumento anual de 2,7% na última década, sendo que por volta de 2009 estava 60% acima dos níveis registrados no ano de 1990, tomado como ano de referência, pois houve o primeiro tratado internacional com objetivo da redução de emissões dos gases do efeito estufa denominado de protocolo de Kyoto (LE QUÉRÉ et al., 2009). A utilização do solo de maneira contínua pelo homem focando na atividade agropecuária, reduz, de maneira geral, o estoque de carbono do solo e aumenta a emissão de CO2 para a atmosfera em virtude das queimadas para deixar a área limpa para
a realização de atividades com esse m. Portanto, alterações na superfície do solo provocadas pela ação humana, podem modi car o ciclo do carbono e a dinâmica dos ecossistemas (GIONGO, 2011). Deste modo, o IPCC (2013) reporta a importância de serem tomadas ações disponíveis para evitar mudanças climáticas catastró cas e irreversíveis em escala global.
No que diz respeito a estudos sobre o sequestro de carbono em biomas terrestres, diversas pesquisas têm sido realizadas. O comportamento da Troca Líquida de CO2
entre a Atmosfera e o Ecossistema (NEE, do inglês net ecosystem carbon exchange) será apresentado em uma breve revisão de literatura. Vale ressaltar que valores positivos do NEE indicam uxos de carbono da vegetação para a atmosfera (respiração) e valores negativos indicam uxos de carbono da atmosfera para a vegetação (fotossíntese). Na África do Sul, Archibald et al. (2009) avaliaram o NEE em um ambiente de Savana preservada durante cinco anos. No período em que as folhas estiveram verdes, uma quantidade substancial de fotossíntese estava ocorrendo e, consequentemente, os valores do NEE foram −0, 97; −0, 71 e −1, 61 mg m-2 s-1 para os períodos úmido, de
transição e seco, respectivamente. Quando as folhas não estiveram verdes, os valores foram de 1, 9; 1, 28 e 1, 57 mg m-2 s-1. Isso indica que no período em que as folhas
estiveram verdes, a Savana se comportou como sumidouro de CO2 e, quando as folhas
não estavam verdes, a Savana foi um emissor de CO2. Com relação a variabilidade
interanual, o NEE variou de −138 a 155 g m-2, sendo apenas dois anos um sumidouro
de carbono. Os resultados dos estudos realizados por Quansah et al. (2015) em Savana preservada, também na África, indicaram uma forte variabilidade nos uxos mensais de CO2 que foi justi cada pela in uência da umidade do solo. Em todo o período seco e
em todo o período chuvoso os valores do NEE foram, respectivamente, iguais a 97, 52 e −494, 68 g m-2, enquanto que nos períodos de transição, o NEE foram iguais a 21, 90 e 27, 32m-2. Desse modo, a Savana foi sumidouro de carbono no período chuvoso e emissor de carbono nos períodos seco e de transição.
Os uxos de CO2 sobre uma pastagem introduzida na região do Cerrado foram
avaliados por Santos et al. (2004). Durante a estação chuvosa o NEE foi de −40 µmol m-2 s-1 que representa quase o triplo da estação seca −15 µmol m-2 s-1. Além disso, os
uxos de CO2 noturnos eram cerca de 30% maiores no período úmido do que no período
seco. O sequestro diurno máximo de CO2 neste estudo foram consideravelmente maiores
do que os observados para a vegetação nativa da região. Por exemplo Miranda et al. (1997) estimaram o NEE em cerca de −15 e −5 µmol m-2 s-1 para os períodos chuvoso
e seco, respectivamente, no Cerrado Denso. Santos et al. (2003), no Campo Cerrado, obtiveram valores do NEE iguais a −10 e −15 µmol m-2 s-1 para os períodos chuvoso
e seco, respectivamente e, em contrapartida, no nal da estação seca praticamente não houve absorção líquida do CO2.
As trocas de CO2 entre uma oresta tropical preservada na Amazônia e a
atmosfera nos períodos chuvoso e seco foram investigadas por Araújo et al. (2010). Observaram-se valores positivos do NEE das 17 horas até às 8 horas (quando a oresta é um emissor de CO2 para a atmosfera) e esses valores foram maiores no período chuvoso
do que no período seco, sendo em média, 5, 37 e 4, 57 µmol m-2 s-1, respectivamente.
Com relação a absorção do CO2, que ocorre durante o dia, os valores de NEE foram,
respectivamente iguais a −20, 88 e −17, 84 µmol m-2 s-1. Em uma outra reserva orestal
da Amazônia, Von Randow et al. (2002) também observaram valores diferentes relativos a absorção diurna de CO2 da atmosfera pela vegetação nos períodos chuvoso e seco.
Fato justi cado pela atividade fotossintética ser bastante limitada pelo estresse hídrico causando uma menor absorção de CO2 pela vegetação implicando na diminuição do
Na Caatinga, os estudos sobre os uxos de CO2 ainda são incipientes. Em apenas
um ano de estudo, durante um período de seca prolongada, Oliveira et al. (2006) avaliaram os ciclos diurnos do uxo de CO2. No início do período seco os valores do
NEE variaram de 0, 2 a 1, 2 µmol m-2 s-1 durante a noite e −5 a −2, 3 µmol m-2 s-1
durante o dia. No nal da estação seca só valores positivos foram observados pelo fato da fotossíntese ter sido minimizada em virtude da queda das folhas e, deste modo, diminuição da atividade metabólica por parte da vegetação. No início da estação chuvosa, o NEE variou de −2, 1 a 3, 0 µmol m-2 s-1 enquanto que no nal desta estação, o valor de NEE
chegou a ser de −30 µmol m-2s-1com valores médios de aproximadamente −9 µmol m-2s-1.
Fatores meteorológicos têm forte in uência sobre a variabilidade interanual da absorção do CO2 pelos sumidouros terrestres, visto que o balanço de carbono está
estritamente associado com a forte variabilidade temporal e espacial, principalmente da precipitação, que é a característica marcante das regiões semiáridas (AHSLTRÖM et al., 2015; ANDEREGG et al., 2015; CAMPOS et al., 2019; POULTIER et al., 2014; WOHLFAHRT et al., 2009). Os recursos naturais tais como água, nutrientes do solo e biomassa nesses ecossistemas, de maneira característica, passam por períodos que se alternam entre alta e baixa abundâncias, que são controladas plenamente de acordo com a ocorrência ou não da precipitação (SCHWINNING e SALA, 2004). Durante períodos de elevada abundância a vegetação atinge o ápice da absorção de CO2. Em
contraste, durante períodos de baixa abundância a vegetação encontra-se em senescência e a absorção de CO2 é reduzida a níveis mínimos.
Embora pouco se saiba a respeito da contribuição da Caatinga para o estoque de carbono, é importante se desenvolver estratégias de manejo que visem à preservação de áreas não antropizadas e à recuperação de áreas degradadas (GIONGO, 2011). Partindo dessa ideia, no ano de 2016 o Observatório Nacional da Dinâmica da Água e Carbono no Bioma Caatinga (ONDACBC) foi criado. O observatório é composto por uma rede multidisciplinar de pesquisadores nacionais e internacionais que visa desenvolver pesquisas experimentais e de modelagem dinâmica de água e carbono para a região do Bioma Caatinga. O ONDACBC conta com nove sítios experimentais equipados com sensores que utilizam o método EC, sendo cinco no estado de Pernambuco, duas no estado da Paraíba e duas no estado do Rio Grande do Norte. Isso irá contribuir para o aprimoramento das estimativas relativas à mudança no uso da terra (conversão da caatinga em pastagens e/ou áreas agrícolas) e seu efeito nos uxos de CO2, água e energia.
2.3. Balanço de energia na superfície
As interações entre os ecossistemas terrestres e a atmosfera estão relacionadas com as trocas de calor, umidade, gases traço, aerossóis e momento entre a superfície da terra e a camada mais baixa da atmosfera (PIELKE et al. 1998). Essas trocas in uenciam na temperatura do ar próximo à superfície, na concentração de CO2 na
camada limite atmosférica, no desenvolvimento das nuvens e na precipitação (FISCHER et al., 2007). Dessa forma, estudar o BE e a ET se torna muito importante, pois são fatores fundamentais quando comparados aos demais processos ecológicos relacionados ao sequestro de CO2.
A radiação solar que incide na superfície da Terra é modulada pelo movimento de rotação, implicando em um ciclo diurno dessa radiação sobre qualquer ponto da superfície (WALLACE e HOBBS, 2006). Ela é aquecida pela radiação de onda curta incidente (RS↓) e apenas uma parte dessa radiação é re etida de volta para a atmosfera (RS↑).
A superfície também absorve radiação de onda longa emitida pelas nuvens, partículas e gases (radiação solar difusa) (RL↓). Uma parte da radiação de onda longa é re etida
(RLre↑) e outra parte ascende por causa da emissão da radiação absorvida pela superfície
(RLem↑) (ARYA, 2001; FOKEN, 2008; HARTMANN, 1994; OKE, 1987; SELLERS 1965;
STULL, 1988). A Figura 5 apresenta de maneira esquemática as componentes do balanço de radiação na superfície da Terra.
Figura 5: Componentes do balanço de radiação na superfície da Terra. Rn é o saldo de radiação, RS↓ é a radiação de onda curta incidente, RS↑ é a radiação de onda curta
re etiva pela superfície, RL↓ é a radiação de onda longa emitida pelas nuvens, partículas
e gases, RLre↑ é a radiação de onda longa re etida pela superfície e RLem↑ é a radiação de
onda longa emitida pela terra.
Fonte: Elaborado pelo autor.
Pela primeira lei da termodinâmica (conservação da energia), tem-se a equação:
Rn = RS↓− RS↑+ RL↓− (RLem↑+ RLre↑) , (1)
em que Rn é o saldo de radiação ou energia líquida à superfície.
O BE à superfície é a distribuição do Rn nos diferentes processos biofísicos que ocorrem na interface superfície-atmosfera. Esses processos são: o uxo de calor latente (λE), relacionado com a evaporação da água no solo e a transpiração das plantas; o uxo de calor sensível (H), relacionado com o aquecimento do ar nas proximidades da superfície; o uxo de calor no solo (G), calculado em termos da condução do solo; a energia armazenada na biomassa e no ar dentro do dossel vegetativo (S); e a densidade do uxo de energia associada com o uxo de CO2 (F ) (Figura 6).
Figura 6: Componentes do balanço de energia à superfície. λE é o uxo de calor latente, H é o uxo de calor sensível, G é o uxo de calor no solo, S é a energia armazenada na biomassa e no ar dentro do dossel vegetativo e F é a densidade do uxo de energia associada com o uxo de dióxido de carbono.
Fonte: Elaborado pelo autor.
Utilizando mais uma vez a Primeira Lei da Termodinâmica, a equação do BE pode ser de nida como a igualdade entre a soma dos uxos turbulentos de calor latente e sensível com as outras fontes e sumidouros de energia:
λE + H = Rn − G − S − F. (2)
Em superfícies de extensa de vegetação homogênea, o Rn pode ser particionado em função das componentes λE, H e G. Os termos S e F não são considerados, pois representam uma pequena fração do Rn diário e podem ser desprezadas quando comparadas com as outras quatro componentes (ALLEN et al., 1998; HEILMAN et al., 1994). Desse modo, isolando o Rn na igualdade, a equação do BE pode ser simpli cada por:
Rn = λE + H + G. (3)
A partição do Rn é diferente nos períodos diurno e noturno. Durante o dia, a superfície recebe energia (Rn > 0), aquece e fornece uma parte dessa energia para o aquecimento do ar (H), para a evaporação da água na superfície (λE) e para o aquecimento do solo (G) e, geralmente H, λE e G são todos positivas. Por outro lado, durante a noite, a superfície perde energia, pois emite radiação para a atmosfera (Rn < 0). Essa perda é compensada por ganhos de calor no ar e no solo e, em algumas regiões, do calor latente de condensação liberado durante o processo de formação de orvalho. Desse modo, todos os termos da equação do BE à superfície para a superfície da terra são negativos durante o período noturno e suas intensidades são muito menores relativamente
aos uxos diurnos, exceto para G (ARYA, 2001). Por exemplo, a Figura 7 apresenta um grá co clássico da partição do saldo de radiação no período de 24 horas em um estudo realizado por Campos et al. (2019) em área de Caatinga preservada ao norte do semiárido brasileiro.
Figura 7: Média diária dos uxos de energia em 2014 (esquerda) e 2015 (direta) durante o período de transição seco-chuvoso (a e b); período chuvoso (c e d); período de transição chuvoso-seco (e e f); e o período seco (g e h). Os termos Rn, λE, H, G e ε representam, respectivamente, o saldo de radiação, o uxo de calor latente, o uxo de calor sensível, o uxo de calor no solo e o resíduo (ou dé cit).
Observando a Figura 7, nota-se que, de maneira geral o comportamento de todos os componentes segue o curso diurno da radiação solar, ou seja, com valores máximos ocorrendo entre 11:00 e 12:00 horas. A única estação durante o qual o H não é dominante é a estação chuvosa (Figura 7c e 7d). Nessa estação os valores de H e λE se equivalem. Durante a estação seca (Figura 7g e 7h), os valores do λE são praticamente nulos. Durante as demais estações os valores de λE e G praticamente se equivalem. De acordo com Campos et al. (2019), houve uma evidente in uência da precipitação nas partições do balanço de energia na região de Caatinga. A maior parte de Rn durante o ciclo diário foi claramente convertida em H, exceto durante as respectivas estações chuvosas de 2014 e 2015. No entanto, mesmo durante a estação chuvosa, a porção de λE não excede o H, cando ambos em torno de 40% da energia líquida. Esses valores elevados de H, mostraram as condições de intensa aridez a qual a região esteve submetida desde o ano de 2012. Resultados similares foram obtidos por Teixeira et al. (2008) e Pires et al. (2017) para a Caatinga na região noroeste do Estado de Pernambuco. Segundo Foley et al. (2003) e Costa e Foley (2000), alterações no uso e na cobertura da terra podem afetar os uxos e parâmetros biofísicos de superfície de várias maneiras. O aumento do albedo (fração da radiação de onda curta incidente que é re etida) tende a esfriar a superfície, porém a rugosidade super cial, a área foliar e a profundidade das raízes, por serem mais baixas em pastagens do que em orestas, implicam em uma redução drástica na ET , aumentando substancialmente a temperatura e diminuindo a precipitação (Figura 8).
Figura 8: Efeitos do desmatamento no balanço hídrico. H, λE e ET indicam o uxo de calor sensível, o uxo de calor latente e a evapotranspiração real, respectivamente.
Atualmente, os equipamentos em geral utilizados para medir a ET são o lisímetro, o sistema do balanço de energia de Bowen, o sistema EC e cintilômetros. Entre esses equipamentos, o EC e os cintilômetros são amplamente utilizados em todo o mundo (LIU et al., 2013). O método da Razão de Bowen assume como premissa básica que os coe cientes de difusão turbulenta para o calor sensível e para o calor latente na baixa atmosfera podem ser considerados iguais (Bowen, 1926). Os cilindrômetros são compostos de um receptor e um transmissor posicionados a uma determinada distância horizontal, cujos registros das intensidades das utuações na radiação provocadas pelos vórtices turbulentos presentes no caminho do feixe de luz são obtidos de maneira instantânea (VON RANDOW et al., 2008). O método EC consiste em veri car a taxa de trocas de CO2 na interface vegetação/atmosfera, medindo a covariância entre as
utuações na velocidade vertical do vento e relação de mistura de CO2 (BALDOCCHI
et al., 2003). Nessa técnica, pode-se mensurar a troca líquida do carbono entre os ecossistemas terrestres e a atmosfera em escalas que variam de horas a anos (AUBINET, 2012; SELLERS et al., 1995; BALDOCCHI et al., 2001; BARR et al., 2006).
Quando as componentes do BE são medidas separadamente no campo e há uma inconsistência desses valores, quando aplicados na equação do BE, ocorre o chamado problema do fechamento do BE. Esse problema ocorre por uma imprecisão das medições individuais das componentes ou por uma compreensão incompleta da física do sistema (KABAT et al. 2004). Wilson et al. (2002) zeram uma avaliação abrangente com os dados de 22 torres da Rede Global de Torres Micrometeorológicas que utilizam o método eddy covariance (Apêndice A) para medir as trocas de CO2
(denominada por FLUXNET). Na maioria dos locais desse estudo houve um desequilíbrio médio de 20%. Esse desequilíbrio ocorreu em todos os tipos de vegetações medidos e em climas que variaram do Mediterrâneo ao Ártico. O não fechamento do BE em regiões áridas é atribuído, dentre outros fatores, ao intenso gradiente de temperatura nas partes superiores do solo devido a alta insolação, resultando em um considerável armazenamento de calor (S) na camada acima do sensor (VEENENDAAL et al., 2004; WILSON et al., 2002). Em geral, a análise do fechamento do balanço de energia pode ser realizada por três técnicas: (i) regressão linear entre a energia disponível e os uxos turbulentos (avaliando o valor do coe ciente de determinação R2); (ii) Razão do Balanço
de Energia (EBR, do inglês Energy Balance Ratio) e o (iii) resíduo do balanço de energia). Em pesquisa realizada em pastagem cultivada no sul das Grandes Planícies dos Estados Unidos, Rajan et al. (2014) zeram um estudo comparativo entre os anos de 2010 (ano de seca severa) e 2011 (um ano úmido). Em 2010, H consumiu maior parte da energia disponível, diferentemente de 2011 quando λE teve um domínio na partição energética. Resultado análogo ao estudo feito anteriormente por Timouk et al. (2009), também em pastagem cultivada, no Sahel durante os anos de 2005 a 2007. No sentido de avaliar o fechamento do BE, Rajan et al. (2014) obtiveram, na regressão linear, coe cientes de determinação (R2) iguais a 0, 92 no ano úmido e 0, 94 no ano seco. Timouk
et al. (2009) obtiveram R2 = 0, 92 e ambas pesquisas apresentaram fechamento do BE
dentro do alcance do que se espera das medidas de EC.
As componentes do BE em uma oresta tropical no leste da Amazônia foram estudadas por Rocha et al. (2004) a partir de dados gerados por um ano de medições. O λE e o H aumentaram no período seco e diminuíram no período úmido, coincidindo com
mudanças na nebulosidade e radiação líquida. Além disso, sobre o fechamento do BE, uma regressão linear de λE + H em função de Rn − G foi obtida apresentando R2 = 0, 86
com incertezas quanto ao uxo de calor no solo (apenas 2% da radiação diurna). Também na Amazônia, Webler et al. (2013) investigaram como uma região orestal convertida em pastagem interage com a atmosfera. O λE e o H caram bem próximos no período seco devido ao aumento considerável de H, em virtude do dé cit de precipitação, ocasionando estresse hídrico na pastagem. Ao comparar a pastagem com uma oresta, percebe-se que a pastagem é mais vulnerável às perdas hídricas apresentando-se mais suscetível a variações sazonais no particionamento do saldo de energia, principalmente nos meses com menores níveis de precipitação. Ainda sobre este último estudo, observou-se que o LE foi subestimado, pois o fechamento resultou, em três períodos, que λE + H + G utilizou menos de 80% de Rn.
As medidas de EC foram utilizadas por Giambelluca et al. (2009) para comparar o BE em dois sítios adjacentes do Cerrado. O λE para o Cerrado denso foi, de maneira geral, semelhante ou maior do que para o Campo Cerrado (caatininga) com maior diferença durante a estação seca. A média do fechamento do BE foi de 0, 7784 e 0, 8482 para o Cerrado Denso e o Campo Cerrado, respectivamente. Os valores de R2 (EBR)
para o Cerrado Denso e o Campo Cerrado foram de 0, 90 (0, 7762) e 0, 96 (0, 8206), respectivamente. As possíveis explicações para o não-fechamento do BE foram: footprint dos instrumentos, erros na radiação líquida, medidas no uxo de calor no solo, falha na inclusão de mudanças no armazenamento de energia dentro da biomassa e no espaço aéreo do dossel e perda de turbulência de baixa e alta frequência nas contribuições do uxo. As componentes do BE foram estudadas por Cabral et al. (2015) estudaram em Cerrado preservado, mas cercado por plantações de eucalipto e cana de açúcar. A inclinação 0, 99 e R2 = 0, 95 mostrou que a regressão linear dos uxos turbulentos em
função da energia disponível indicou que o posicionamento da torre exibiu um fetch adequado da superfície homogênea e um fechamento de 0, 7.
Na Caatinga, estudos dessa natureza tem se tornado mais frequentes. Em termos de valores médios anuais, de maneira geral, os valores do H corresponderam a mais de 50% do Rn e os valores de λE corresponderam a cerca 20% do Rn. Além disso, baixos valores percentuais do Rn são convertidos em G (menos de 3%) (Campos et al. 2019). Com relação aos ciclos diários dos uxos, os valores máximos dos uxos ocorrem entre 11:00 e 13:00 com predominância da conversão do Rn para o aquecimento do ar nas proximidades da superfície, ou seja, elevando os valores de H, nos períodos secos e de transição. No período chuvoso houve uma maior disponibilidade hídrica implicando em um aumento nos valores de λE chegando a serem razoavelmente próximos de H, visto que durante esse período houve maior conversão do Rn para o processo de evapotranspiração (CAMPOS et al. 2019; OLIVEIRA et al. 2006; PIRES et al., 2017; TEIXEIRA et al., 2008; SILVA et al., 2017; SOUZA et al. 2015). A sazonalidade da precipitação desempenha papel crucial no particionamento de energia, em que, uma redução acentuada no período chuvoso pode afetar o desenvolvimento e crescimento da vegetação (CAMPOS et al., 2019). A Tabela 1 apresenta um resumo, em termos anuais, dos principais estudos sobre Balanço de Energia e o seu respectivo fechamento no Bioma Caatinga.
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Região Período Precipitação H λE G R2 EBR Pesquisa
Total (mm) (W m-2) (W m-2) (W m-2)
Petrolina/PE 1 de julho - 29 de julho, 2004-2005 346,5(a) − − − 0.97 − Oliveira et al. (2006)(b)
Lagoa Nova/PE 1 de janeiro - 31 de dezembro, 2004 720 65,9 53,5 0,3 − − Teixeira et al. (2008) Lagoa Nova/PE 1 de janeiro - 31 de dezembro, 2005 340 79,6 30,9 0,3 − − Teixeira et al. (2008) Petrolina/PE 1 de janeiro - 31 de dezembro, 2012 92 86,8 23,1 0,3 0,92 0,75 Souza et al. (2015)(c)
Serra Talhada/PE 1 de março - 28 de fevereiro, 2014-2015 430,2 52,1 40,5 3,9 0,88 0,71 Silva et al. (2017) Araripina/PE(d) 1 de janeiro - 31 de dezembro, 2013 507 70,5 49,1 -0,3 0,94 0,80 Pires et al. (2017)
Serra Negra do Norte/RN 1 de janeiro - 31 de dezembro, 2014 513,0 83,9 35,7 2,6 0,96 0,75 Campos et al. (2019) Serra Negra do Norte/RN 1 de janeiro - 31 de dezembro, 2015 466,0 93,0 25,8 4,1 0,96 0,76 Campos et al. (2019)
(a)As médias diárias de H, λE e G não foram possíveis de se obter a partir dos dados da pesquisa.
(b)Não foram fornecidas informações su cientes para o cálculo das médias diárias de H, λE e G.
(c)As médias diárias dos uxos de H, λE e G foram estimados com as informações do grá co.
(d)Caatinga em regeneração. Fonte: Elaborado pelo autor.
2.4. A evapotranspiração e os seus mecanismos de controle
A ET é de nida como a perda de água pela combinação de dois processos separados, por um lado, da superfície do solo por evaporação e, por outro lado, da superfície da vegetação por transpiração (Figura 9), sendo uma componente essencial do ciclo hidrológico que é geralmente expressa em milímetros por unidade de tempo (ALLEN et al., 1998; BALA et al., 2017). Uma de nição mais consistente do ponto de vista biológico foi dada por Katul et al. (2012) ao dizer que a ET enfatiza o uxo combinado da (i) evaporação de água abiótica de corpos d'água abertos (lagos, oceanos, etc.), resíduos de plantas super ciais e poros do solo, superfícies de cutícula das folhas, e (ii) transpiração biótica da folha em que a vaporização ocorre pela difusão de moléculas de água da folha para a atmosfera através dos estômatos. Variáveis meteorológicas, como por exemplo, radiação, temperatura do ar, umidade relativa e vento, além das caraterísticas das culturas, gestão e mecanismos de controle ambientais são os principais fatores que afetam a ET (ALLEN et al., 1998).
Figura 9: Ilustração do processo de evapotranspiração. As setas de cor verde indicam o processo de transpiração das plantas e as setas de cor laranja indicam o processo de evaporação da água presente na superfície.
Fonte: Adaptado Onset Computer Corporation.
De acordo Katul et al. (2012), as pesquisas modernas sobre a ET se concentram em três áreas: (i) a transpiração como um indicador de estresse da planta; (ii) as taxas de transpiração foliar e sua relação com a água na concentração de vapor na atmosfera; e (iii) a ET como um processo que impulsiona o processo de transporte de massa e troca de energia, que é uma perspectiva necessária para investigação da dinâmica na camada limite atmosférica. Entender como a transpiração da copa seca é in uenciada pela regulação dos estômatos é de suma importância para a compreensão dos processos de troca gasosa entre as culturas e a atmosfera. Torres micrometeorológicas instaladas com o método EC possibilitam informações sobre o comportamento da superfície e sua in uência nos uxos de calor, vapor de água e dióxido de carbono a partir da análise da transpiração do dossel seco (KOSUGI, et al., 2007).
Estômatos são estruturas dos órgãos aéreos da maioria das plantas (Figura 10). O termo estômato indica uma fenda microscópica (ou ostíolo) através da superfície do órgão vegetal, permitindo a comunicação entre o seu interior e o ambiente externo e um par de células especializadas, denominadas de células-guarda, que circundam essa fenda. As células-guarda respondem a sinais ambientais, alterando as suas dimensões e regulando o tamanho da abertura do ostíolo. Os estômatos são regulados por estímulos que maximizam a absorção de CO2e minimizam as perdas de vapor de água pela transpiração,
respondendo de maneira rápida a estímulos abióticos, sendo, portanto, um mecanismo de controle das interações planta-atmosfera (ASSMANN, 1999; TAIZ et al., 2017). Altas taxas de radiação, temperaturas e concentrações de CO2 no interior dos estômatos podem
acelerar o seu fechamento. Quando o potencial hídrico das folhas diminui, os estômatos reduzem a abertura sendo este efeito preponderante sobre os demais fatores abióticos, mesmo em condições de muita radiação solar, temperatura e CO2. Os estômatos poderão
abrir-se quando for restituído o uxo de água da folha e superado o dé cit hídrico (MARENCO e LOPES, 2009).
Figura 10: Fluxo de água da folha para a atmosfera. As células-guarda regulam a abertura estomática e, portanto, a taxa de transpiração. O duplo papel dos estômatos como condutores de vapor de água e CO2 garante o acoplamento da transpiração com a
dinâmica do carbono e da energia.
Fonte: Adaptado de Katul et al. (2012).
A di culdade imposta pela superfície à transmissão de água na forma de vapor para a atmosfera é de nida como resistência da superfície, denotada por rs. Em contraste, A
capacidade da superfície transmitir água na forma de vapor para a atmosfera é de nida como condutância da superfície (Gs). O Gs (e o rs) pode ser decomposto em termo da
soma entre as condutâncias (resistências) do uxo de vapor na abertura dos estômatos (gs), da área foliar total, através da cutícula, e da superfície do solo (ALLEN et al., 1998;
KELLIHER et al., 1995). A condutância aerodinâmica (Ga) descreve a capacidade da
transferência de calor e vapor de água da superfície de evaporação para a atmosfera imediatamente acima do dossel. A resistência aerodinâmica (ra) é de nida como a
di culdade para a realização desse processo (ALLEN et al., 1998). Uma representação do papel desempenhado por rs e ra é apresentada na Figura 11.
